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Tesis permeabilidad en pilasTRANSCRIPT
UNIVERSIDAD CATÓLICA DEL NORTE
FACULTAD DE INGENIERÍA Y CIENCIAS GEOLÓGICAS
Departamento de Ingeniería Metalúrgica y Minas
ESTUDIO DE PERMEABILIDAD A MINERALES SULFURADOS DE
COBRE
Memoria para optar al título de Ingeniero de Ejecución Metalúrgico
CHRISTIAN IGNACIO ESCOBAR ESCOBAR
Profesor guía: Dra. Lilian Velásquez Yévenes
Antofagasta, Chile
2014
II
Dedicado a Ignacia
III
AGRADECIMIENTOS
Quisiera agradecer a mi familia, a mis madres Ignacia y Cristina, a mi hermano
Fabián y a mi pareja Camila, por su infinita paciencia, comprensión, motivación
e inmenso amor, sin ustedes este trabajo no se hubiera llevado a cabo, son el
pilar fundamental de mi vida, espero que el éxito de esta meta se vea reflejado
en su felicidad.
Quiero Agradecer a la Doctora Lilian Velásquez, por haberme dado la
oportunidad de trabajar con ella y en su laboratorio, su gran labor como
profesional, su motivación de inculcar a las nuevas generaciones el amor a lo
que se estudia, siempre con las ganas de entregar lo mejor de ella en lo
profesional y en lo humano, esperando siempre lo mejor de cada uno de sus
estudiantes.
Por último, pero jamás menos importante, a mis compañeros de grupo CPY, en
especial a David, Víctor, Luis, Fabiola y Cristian, por entregarme tanto de sus
conocimientos para mi desarrollo profesional, eso tiene un valor incalculable,
sin duda fueron parte muy importante del desarrollo de este trabajo.
IV
TABLA DE CONTENIDOS
1. INTRODUCCION .......................................................................................... 1
1.1. OBJETIVOS ............................................................................................. 4
2. FUNDAMENTOS TEORICOS ...................................................................... 5
2.1. LIXIVIACION EN PILAS ....................................................................... 5
2.2. SUELO ................................................................................................... 10
2.2.1. Relaciones de fase ............................................................................ 11
2.2.2. Formación de suelo .......................................................................... 12
2.2.3. Nivel de saturación del suelo ........................................................... 13
2.2.4. Suelo no saturado ............................................................................. 13
2.2.5. Suelo saturado .................................................................................. 14
2.3. ARCILLAS ............................................................................................. 15
2.3.1. Estructura de las arcillas ................................................................... 19
2.3.2. Propiedades Físico – Químicas. ....................................................... 33
2.3.2.1. Superficie específica ................................................................. 34
2.3.2.2. Capacidad de Intercambio catiónico ......................................... 37
2.3.2.3 Capacidad de absorción ............................................................. 38
2.3.2.5 Hidratación e hinchamiento ....................................................... 38
2.3.2.6 Plasticidad .................................................................................. 39
2.3.2.7 Interacción de agua en la arcilla .................................................. 41
2.4. PERMEABILIDAD ................................................................................ 44
2.4.1. Conductividad Hidráulica ................................................................ 45
2.4.2. Porosidad .......................................................................................... 46
2.4.3. Relación entre permeabilidad y propiedades de volumen de masa 47
2.4.4. Efecto de las variaciones de grado de saturación sobre la
permeabilidad ................................................................................................ 48
2.4.5. Instrumentos de medición de conductividad hidráulica ................... 48
V
2.4.6. Ley de Darcy .................................................................................... 50
2.5. FUNDAMENTOS MATEMÁTICOS ................................................... 51
3. METODOLOGIA EXPERIMENTAL ......................................................... 54
3.1. Corroboración del método de pruebas de permeabilidad ....................... 54
3.2. Procedimiento para pruebas de permeabilidad en arenas: ..................... 56
3.3. Preparación mecánica de muestras ......................................................... 58
3.4. Análisis granulométrico .......................................................................... 59
3.5. Análisis mineralógico ............................................................................. 60
4. RESULTADOS ............................................................................................. 61
4.1. Resultados del método permeámetro a usar (Pruebas de arena). ........... 61
4.2. Pruebas con lechos minerales ................................................................. 63
4.2.1. Efectos Físicos .................................................................................. 63
4.2.2. Efectos Mineralógicos ...................................................................... 70
5. CONCLUSIONES ........................................................................................ 75
6. RECOMENDACIONES ............................................................................... 77
7. BIBLIOGRAFIA .......................................................................................... 78
8. ANEXOS ...................................................................................................... 82
VI
INDICE DE FIGURAS
Figura 1. Deterioro de las propiedades de percolación de la pila ......................... 7
Figura 2. Anegamiento de pilas ............................................................................ 7
Figura 3. Derrumbe asociado a problemas de mineralogía de ganga en la pila ... 8
Figura 4. Derrumbe masivo de pila ....................................................................... 8
Figura 5. Esquema del suelo ............................................................................... 10
Figura 6. Fases de la materia presentes en el suelo ............................................. 11
Figura 7. Estructura del suelo .............................................................................. 12
Figura 8. Fases de saturación del suelo ............................................................... 15
Figura 9. El tetraedro de sílice elemental o la pirámide triangular. .................... 17
Figura 10. Laminas de silicato ............................................................................ 18
Figura 11. Octaedro de Alúmina ......................................................................... 18
Figura 12. Estructura molecular de la caolinita (Smith, 1999). .......................... 19
Figura 13. Hexágono de tetraedros de sílice ....................................................... 21
Figura 14. La estructura de los silicatos, o el mecano. ....................................... 22
Figura 15. Una lámina de tetraedros (T) ............................................................. 23
Figura 16. Una hoja de octaedros (O). ................................................................ 23
Figura 17. Una lámina T-O ................................................................................. 24
Figura 18. Una lámina T-O-T ............................................................................. 25
Figura 19. El árbol de los caolines ...................................................................... 26
Figura 20. La baraja de los caolines .................................................................... 27
Figura 21. El árbol de las esmectitas ................................................................... 29
Figura 22. La composición de la lámina de T-O-T. ............................................ 31
Figura 23. Lámina arcillosa distribuida con espacios interlaminares ................. 32
Figura 24. Imagen SEM de partículas de caolinita ............................................. 34
Figura 25. Imagen de Estructura laminar de caolinita mediante SEM ............... 35
Figura 26. a) Fenómeno de doble capa difusa en arcillas ................................... 36
Figura 27. Etapas secuenciales en la interacción del agua en la arcilla .............. 42
Figura 28. Columnas utilizadas para las pruebas de permeabilidad. .................. 54
Figura 29. Fondo falso de la columna incorporado con arpillera. ...................... 55
Figura 30. Esquema de pruebas de permeabilidad .............................................. 58
Figura 31. Distribución granulométrica de las 6 muestras analizadas ................ 59
Figura 32. Gráficos para cálculo de conductividad hidráulica en arenas ........... 61
VII
Figura 33. Resultados para muestras medios no saturados ................................. 63
Figura 34. Resultados para muestras medios saturados, a gráficos .................... 64
Figura 35 Rango de valores de conductividad hidráulica en el que se distribuyen
los compositos probados ..................................................................................... 65
Figura 36. Relación ordinal entre muestras comparando velocidades de medios
saturados y no saturados ...................................................................................... 67
Figura 37. Vacancias frente a permeabilidad para medio no saturado ............... 69
Figura 38. Relación de vacancias frente a permeabilidad para medio saturado . 69
Figura 39. Relación de cada muestra entre porcentaje de ortoclasa y su
respectivo valor de permeabilidad ...................................................................... 71
Figura 40. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de plagioclasa
y su respectivo valor de permeabilidad ............................................................... 71
Figura 41. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de caolinita y
su respectivo valor de permeabilidad .................................................................. 72
Figura 42. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de cuarzo y su
respectivo valor de permeabilidad ...................................................................... 73
VIII
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1. Valores de conductividad hidráulica para diferentes texturas .............. 46
Tabla 2. Estudios de conductividad hidráulica de arena ..................................... 56
Tabla 3 Valores permeabilidad de compositos analizados ................................. 65
Tabla 4. Interpretación matemática realizada a resultados gráficos. .................. 66
Tabla 5. Resultados porcentuales análisis mineralógicos mediante NIR ........... 70
IX
RESUMEN
Este estudio presenta los resultados obtenidos mediante pruebas de
permeabilidad de minerales de cobre con contenido de arcillas como caolinita,
entre otras, que estarían afectando la porosidad de la pila y por tanto el traspaso
de la solución lixiviante a través de ella.
La metodología utilizada está basada en el permeámetro de carga variable,
aplicado en ingeniería geotécnica donde la velocidad de percolación de la
solución es medida. Este permeámetro consiste en una columna de acrílico
donde se vierte solución acida y se miden los niveles de descenso o percolación
de solución a través del suelo. Se comprueba el método y el aparato de medición
siendo este viable para su uso. Los resultados indican un mineral de
conductividad hidráulica catalogada como [pobre – buena] de rangos que varían
entre los (3,9∙10-5
cm/s) y (6,0∙10-4
cm/s), clasificados como “estrato arcilloso”
dentro de los rangos de permeabilidad aceptados y tabulados en la literatura.
1
1. INTRODUCCION
La lixiviación en pilas de minerales de baja ley se ha convertido en una
importante contribución a la extracción mundial total de metales de importancia
económica, en particular el cobre, oro, plata y uranio. El mineral a tratar oxidado
o sulfurado se apila sobre una plataforma impermeable de origen sintético, por
ejemplo polipropileno y los reactivos de lixiviación son agregados por riego en
la parte superior. El mineral deseado se extrae y la solución se carga cada vez
más, ya que se filtra a través de la pila. La solución enriquecida, se recoge
mediante un sistema de drenaje en la base de la pila y se canaliza al estanque
retención para continuar a la siguiente etapa de extracción y enriquecimiento.
Existen diversos parámetros que pueden afectar la lixiviación de un mineral a
través de una pila. Estos parámetros pueden ser clasificados en químicos y
físicos. Entre los parámetros químicos se encuentran la concentración de ácido y
su tasa de riego, el tipo de mineral de cobre sea oxidado mixto o sulfurado con
sus respectivas leyes de cobre soluble y totales, etc. Dentro de los parámetros
físicos se encuentran las propiedades geotécnicas (estabilidad de la pila,
compresión del mineral), propiedades hidráulicas (percolación, el flujo en
comparación con la carga mineral, drenaje, humedad del material en etapas
previas como la aglomeración) y el impacto de la mineralogía (Ghorbani, 2011).
Las propiedades físicas y químicas de una pila pueden cambiar la permeabilidad
de esta afectando la difusión de las soluciones al interior de la pila y la
estabilidad estática y sísmica de la pila (López, 2012).
Como se dijo la mineralogía de la mena también tiene un impacto en la
lixiviación de un mineral, desde que ella está constituida por un 98 % de
2
materiales de gangas que no tienen ningún interés económico, pero que pueden
afectar grandemente la extracción en este caso del cobre.
Dentro de la composición de las gangas se encuentran las arcillas que pueden
estar presente en forma laminar y con un tamaño de partícula extremadamente
pequeño, alrededor de 2 µm aproximadamente. Estas arcillas pueden ser
altamente reactivas en soluciones ácidas y también pueden capturar los iones en
solución afectando así la lixiviación de los minerales de interés. La reactividad
de estas gangas produce la pérdida de solución lixiviante, afectando la
permeabilidad de la pila y finalmente la retención de cobre en el lecho de
mineral afectando directamente la extracción de cobre (Kelm, 2005)
Respecto al coeficiente de permeabilidad (𝑘) este está fuertemente relacionado
con la porosidad y conductividad hidráulica de percolación de la solución
lixiviante a través del mineral, es la propiedad hidráulica que describe la
facilidad con la que los canales del lecho de la pila permiten el flujo de solución
(Reichardt y Timm, 2004). Existen dos maneras posibles de estudio de
permeabilidad para una sola muestra de suelo, en medio saturado y en medio no
saturado. El sistema no saturado es el primer contacto que tiene un lecho mineral
seco, con la solución de filtración, una vez que el suelo está completamente
humectado, y se está en condiciones de realizar una prueba saturada. El flujo
saturado tiene lugar una vez que todos los poros están llenos de agua (Kutilek y
Nielsen, 1994) los métodos de laboratorio para medir la permeabilidad tanto
como de un lecho mineral como de cualquier suelo, han estado disponibles
desde principios de 1856 gracias a los experimentos de Henri Darcy (Stephens,
1996).
3
En este estudio el objetivo principal es analizar la influencia de las arcillas en la
permeabilidad de un mineral de cobre. La permeabilidad será analizada medida
basándose en la teoria de ingeniería geotécnica.
4
1.1. OBJETIVOS
Objetivo General
Estudiar el comportamiento hidráulico de diferentes muestras
mineralógicas de minerales sulfurados de cobre, mediante pruebas de
permeabilidad.
Objetivos Específicos
1. Realizar caracterización de las muestras de mineral a estudiar, a través de
métodos mecánicos y de conductividad hidráulica.
2. Adaptar y diseñar métodos de permeabilidad de suelos para aplicarlos a
minerales de cobre.
3. Análisis de los datos obtenidos.
5
2. FUNDAMENTOS TEORICOS
2.1. LIXIVIACION EN PILAS
Este proceso es muy antiguo, siendo utilizado desde el siglo XVIII para
la recuperación de cobre (Cherkaev, 2010). La lixiviación en pila se ha
establecido como una solución para la recuperación de metales desde menas
primarias, debido que continuamente la demanda de estos metales se va
incrementando, lo cual va de la mano con un decrecimiento de las leyes en los
yacimientos.
Dependiendo de las características del depósito y el mineral, el procedimiento de
lixiviación en pilas involucra típicamente una etapa de chancado, aglomeración,
apilamiento, y riego de la pila por goteo o aspersión en la superficie de la misma
mediante una solución lixiviante (generalmente refino proveniente de la planta
de extracción por solvente). La solución rica es conducida a la base de la pila
por gravedad para un posterior proceso de extracción del metal valioso.
Las pilas se clasifican de acuerdo a su estructura, en dinámicas y permanentes.
En el primer caso, la pila luego de haber sido procesada, puede ser removida
para el apilamiento de una nueva estructura, la cual cuenta con la misma base
impermeabilizante. En tanto en las pilas permanentes el mineral va siendo
apilado por etapas sobre la superficie de la pila agotada, pudiendo usar la misma
membrana de impermeabilización de la base original o poniendo otra membrana
(Manual de minería y metalurgia, 2006).
6
Según diversos estudios bibliográficos los factores más importantes a considerar
en la lixiviación en pilas son la mineralogía y la permeabilidad, siendo ambas
dependientes.
Mineralogía en la lixiviación en pilas
Muchas veces los proyectos de lixiviación en pilas son evaluados sin considerar
adecuadamente la mineralogía del mineral. Hoy en día se considera que la
mineralogía de ganga puede ser uno de los parámetros más importante que
puede afectar considerablemente los costos de operación y la extracción del
metal de interés. Una amplia gama de temas mineralógicos se deben tener en
cuenta para maximizarla extracción de cobre entre estos están reducir al
máximo el consumo de ácido y la captura de solución lixiviante (Jansen y
Taylor, 2004).
Con respecto a los factores de captura de solución, los mayores responsables de
este fenómeno son las gangas de tipo arcillas. . Las arcillas poseen una
estructura laminar que permiten el almacenamiento de agua en los espacios
interlaminares, formando así agregados lodosos difíciles de romper. (Domínguez
y Schifter, 1992)
Las arcillas pueden provocar los siguientes problemas en las pilas de lixiviación:
Deterioro de las propiedades de percolación de pilas dinámicas (Figura 1);
Alto nivel de segregación;
Sólidos en suspensión en PLS > 80 ppm, taponamiento de goteros;
Anegamiento de pilas (Figura 2)(Hu, 2013);
Colapso de pila (Figura 3 y 4).
7
Figura 1. Deterioro de las propiedades de percolación de la pila (Hu, 2013)
Figura 2. Anegamiento de pilas (Hu, 2013)
8
Figura 3. Derrumbe asociado a problemas de mineralogía de ganga en la pila (Hu, 2013)
Figura 4. Derrumbe masivo de pila (Hu, 2013)
9
Operacionalmente para que la lixiviación tenga éxito se tienen que considerar
una serie de factores, siendo el primero asegurar la permeabilidad de la masa a
lixiviar, de manera que el liquido lixiviante pase a través de todo el material y
que el contacto entre el agente lixiviante y el mineral sea el adecuado. El
contacto entre el material y el agente lixiviante depende de los siguientes
factores, los que deben ser considerados en todas las etapas del proceso: La
localización de los minerales a disolver, volumen del material, distribución de
tamaño, área expuesta, superficie especifica, tamaño de partículas, porosidad,
presión capilar, rugosidad o asperezas de las superficies.
Las variables que se tendrían que modificar a partir de un inadecuado drenaje de
la pila y por ende permeabilidad del mineral se describen a continuación
(López, 2011)
Tasa de riego;
Sistemas de riego;
Modalidad de riego;
Cambio de material de impermeable en la base de la pila;
Tuberías de colección y drenaje;
Sistema de apilamiento del mineral aglomerado;
Altura de la pila;
Tiempo de lixiviación.
Estas variables son las que normalmente se trabaja en una operación minera de
lixiviación en pilas, por ende es importante realizar estudios previos sobre las
características mineralógicas de la pila antes de tener que re-diseñar y cambiar la
logística de las variables mencionadas
10
Para dar una comprensión sobre las características de las arcillas, su
comportamiento y el uso de la geotecnia en hidrometalurgia a continuación se
presentan una revisión bibliográfica.
2.2. SUELO
El subsuelo, o sustrato, es la capa de suelo debajo de la capa superficial de la
tierra (Figura 5). El subsuelo puede incluir sustancias como arcilla y/o arena,
que sólo han sido parcialmente desglosadas por aire, luz solar, agua, viento, etc.,
para producir suelo verdadero. Debajo del subsuelo está el sustrato, que puede
ser rocoso, dede sedimentos o depósitos eólicos, en gran medida afectados por
factores formadores de suelo activo en el subsuelo (Buol, 1997).
Figura 5. Esquema del suelo: O:Materia orgánica, A: Suelo, B: Subsuelo, C:Material Parental
(Buol, 1997).
11
2.2.1. Relaciones de fase
El suelo está compuesto de sólidos, líquidos y gases (Figura 6). La fase sólida
puede ser minerales, materia orgánica, o ambos. No se tratará con la materia
orgánica en este estudio. Los espacios entre los sólidos (partículas de suelo) se
denominan huecos o poros. El agua es a menudo el líquido predominante y el
aire es el gas predominante. Vamos a utilizar los términos de agua y aire en
lugar de líquidos y gases. El agua en el suelo se le llama comúnmente el agua
intersticial y juega un papel muy importante en el comportamiento de los suelos
bajo carga. Si todos los huecos se llenan por el agua, el suelo está saturado. De
lo contrario, el suelo es insaturado. Si todos los huecos se llenan con aire, el
suelo se dice que es seco (Budhu, 2000).
Figura 6. Fases de la materia presentes en el suelo (Osorio, 2010)
12
2.2.2. Formación de suelo
Existen dos tipos comunes de distribución de suelo: floculada y dispersa, como
se muestra esquemáticamente en la (Figura 7). Una estructura floculada,
formado bajo un ambiente del agua salada, resulta cuando muchas partículas
tienden a orientarse en paralelo entre sí. Una estructura floculada, formado bajo
un ambiente de agua dulce, resulta cuando muchas partículas tienden a
orientarse perpendiculares entre sí.
Figura 7. Estructura del suelo: dispersa y floculada respectivamente
(Universidad de Extremadura, 2007).
Los puntos esenciales son los siguientes:
1. Los suelos son derivados de la erosión de las rocas y son comúnmente
descritos por términos texturales tales como gravas, arenas, limos y arcillas;
2. El tamaño de partícula se usa para distinguir diferentes texturas de suelo;
3. Una fina capa de agua se une a las superficies minerales de suelos e influye de
manera significativa las características físicas y mecánicas de suelos de grano
fino;
13
4. Los suelos de grano fino tienen superficies mucho más grandes que de grano
grueso y son los responsables de las principales diferencias físicas y mecánicas
entre los suelos;
5. Las propiedades de ingeniería de suelos de grano fino dependen
principalmente de factores mineralógicos.
Una estructura dispersa es el resultado cuando una mayoría de las partículas de
orientan en paralelo el uno al otro. Los espacios entre las partículas minerales
son llamados vacíos, que puede estar llena de líquidos (esencialmente agua) y
gases (esencialmente de aire). Los huecos ocupan una gran proporción del
volumen del suelo. Huecos interconectados forman el conducto a través del cual
el agua fluye dentro y fuera de los suelos. Si se cambia el volumen de huecos, el
suelo se comprimirá (compactación) o ampliara (dilatación) (Budhu, 2000).
2.2.3. Nivel de saturación del suelo
Cuando se refiere al nivel de saturación del suelo, consideramos 3 estados
diferentes de saturación de este, suelo no saturado, suelo semisaturado, suelo
saturado como se muestra en la figura 8.
2.2.4. Suelo no saturado
Se denomina como suelo seco a la muestra de suelo que contiene dos fases las
cuales son aire y mineral, en este estado el agua no existe o es extremadamente
escasa, por lo que los poros o vacancias están llenas de aire (Castro, 2012).
El transporte de fluido se ve influenciado por la pérdida de continuidad de poros
con agua, por lo que los poros de mayor tamaño llenos de agua son los que más
contribución tienen al flujo, al ser los que primeros que se llenan pasando de un
14
estado de aire – liquido o vacio – liquido la conductividad hidráulica tiende a ser
más rápida que la conductividad hidráulica de medio saturado (Kutilek y
Nielsen, 1994).
Suelo semisaturado
Se conoce como suelo parcialmente saturado a la muestra que contiene las tres
fases del suelo (aire, agua y mineral) (Castro, 2012).
2.2.5. Suelo saturado
Se define como medio saturado cuando un suelo contiene únicamente dos fases,
la solida y liquida, es decir, sus poros o vacancias están llenos de fluido en
percolación (Kutilek y Nielsen, 1994). Esto provoca una serie de factores que
provocan una disminución en su valor de conductividad hidráulica como la
textura y estructura del suelo además de las cantidades de aire atrapado,
comúnmente relacionado al rápido humedecimiento del suelo
(Gabriels et al., 2006), este último factor se puede minimizar prolongando el
tiempo de saturación desde el medio no saturado al medio saturado y
aumentando el volumen de fluido para saturar el medio.
15
Figura 8. Fases de saturación del suelo: medio saturado y medio no saturado.
2.3. ARCILLAS
El término arcilla se usa habitualmente con diferentes significados:
Desde el punto de vista mineralógico, engloba a un grupo de minerales
(minerales de la arcilla), filosilicatos en su mayor parte, cuyas propiedades
físico-químicas dependen de su estructura y de su tamaño de grano, muy fino,
inferior a 2 mm.
Desde el punto de vista petrológico la arcilla es una roca sedimentaria, en la
mayor parte de los casos de origen detrítico, con características bien definidas.
Para un sedimentólogo, arcilla es un término granulométrico, que abarca los
sedimentos con un tamaño de grano inferior a 2 mm.
Por lo tanto, el término arcilla no sólo tiene connotaciones mineralógicas, sino
también de tamaño de partícula, en este sentido se consideran arcillas todas las
fracciones con un tamaño de grano inferior a 2 mm. Según esto todos los
16
filosilicatos pueden considerarse verdaderas arcillas si se encuentran dentro de
dicho rango de tamaños, incluso minerales no pertenecientes al grupo de los
filosilicatos (cuarzo, feldespatos, etc.) pueden ser considerados partículas
arcillosas cuando están incluidos en un sedimento arcilloso y sus tamaños no
superan los 2 mm. (García y Suárez, 2002)
Las arcillas son constituyentes esenciales de gran parte de los suelos y
sedimentos debido a que son, en su mayor parte, productos finales de la
meteorización de los silicatos que, formados a mayores presiones y
temperaturas, en el medio exógeno se hidrolizan.
El interés científico que despiertan los materiales laminares, como las arcillas, se
debe principalmente a sus propiedades físico-químicas, las cuales son únicas
entre los minerales naturales. Asimismo, sus aplicaciones, tan diversas,
provienen de ese mismo conjunto de propiedades, las cuales convierten a la
arcilla natural en un material muy versátil.
Entre las características principales podemos citar las siguientes:
a) las arcillas están formadas por cristales muy pequeños;
b) tienen la capacidad de intercambiar iones;
c) son capaces de variar su composición química interna;
d) pueden alojar moléculas en el interior de su espacio interlaminar;
e) la superficie de las láminas presenta una actividad química considerable;
f) los cambios físicos de la estructura laminar, por ejemplo el hinchamiento, son
reversibles (Domínguez y Schifter, 1992).
17
Estas partículas minerales de los suelos de grano fino son minerales laminares,
se clasifican según su composición química y estructura. La mayoría de los
minerales de interés para los ingenieros geotécnicos se componen de oxígeno y
silicio, dos de los elementos más abundantes en la tierra (47% y 28%
respectivamente), los silicatos son un grupo de minerales con una unidad
estructural llamado el tetraedro de sílice. Un catión de sílice central (ión cargado
positivamente) está rodeado por cuatro aniones de oxígeno (iones cargados
negativamente), uno en cada esquina del tetraedro (Figura 9).
Figura 9. El tetraedro de sílice elemental o la pirámide triangular (Egger, 2006).
Los minerales de silicato se forman mediante la adición de cationes y las
interacciones de tetraedros. Estos tetraedros de sílice se combinan para formar
láminas, llamadas láminas de silicato que son delgadas capas de tetraedros de
sílice en el que tres iones de oxígeno son compartidos entre tetraedros
adyacentes (Figura 10).
18
Figura 10. Laminas de silicato (Domínguez., 1995).
Las láminas de silicato pueden contener otras unidades estructurales, tales como
las láminas de alúmina. Las láminas de alúmina se forman por combinación de
minerales de alúmina, que consiste en un ion de aluminio (8% presente en la
corteza de la terrestre) rodeado por seis átomos de oxígeno o de hidroxilo en un
octaedro Figura 11.
Figura 11. Octaedro de Alúmina (Bear, 1978).
Los principales grupos de materiales cristalinos que forman arcillas son los
minerales: caolinita, illita, y montmorillonita. La caolinita tiene una estructura
que consta de una hoja de sílice y una hoja de alúmina unidas entre sí en una
capa de aproximadamente 0,72 nm de espesor y se apilan repetidamente
(Figura 12) las capas se mantienen unidas por enlaces de hidrógeno.
19
Figura 12. Estructura molecular de la caolinita (Smith, 1999).
Las capas apiladas fuertemente resultan de numerosos enlaces de hidrogeno. La
caolinita es común en las arcillas de las regiones tropicales húmedas. La Illita
consiste en capas repetidas de una hoja de aluminio insertada por dos láminas de
silicato. Las capas, cada una de espesor de 0,96 nm, se mantienen unidas por
iones de potasio. La montmorillonita tiene una estructura similar a la illita, pero
las capas se mantienen unidas por fuerzas de van der Waals débil y iones
intercambiables. El agua puede entrar fácilmente en el enlace y se separan las
capas de montmorillonita, causando una expansión. La montmorillonita es a
menudo llamada una arcilla hinchada o expansiva (Budhu, 2000).
2.3.1. Estructura de las arcillas
Las propiedades de las arcillas son consecuencia de sus características
estructurales. Por ello es imprescindible conocer la estructura de estos
filosilicatos para poder comprender sus propiedades.
20
Las arcillas, al igual que el resto de los filosilicatos, presentan una estructura
basada en el apilamiento de planos de iones oxígeno e hidroxilos.
Los grupos tetraédricos (SiO)44− se unen compartiendo tres de sus cuatro
oxígenos con otros vecinos formando capas, de extensión infinita y fórmula
(Si2O5)2-
que constituyen la unidad fundamental de los filosilicatos. En ellas los
tetraedros se distribuyen formando hexágonos.
El silicio tetraédrico puede estar, en parte, sustituido por Al3+
o Fe3+
. Estas capas
tetraédricas se unen a otras octaédricas. En ellas algunos iones Al3+
o Mg2+
pueden estar sustituidos por Fe2+
o Fe3+
y más raramente por Li, Cr, Mn, Ni, Cu
o Zn. El plano de unión entre ambas capas está formado por los oxígenos de los
tetraedros que se encontraban sin compartir con otros tetraedros, y por grupos
(OH)-, de forma que, en este plano, quede un (OH)
- en el centro de cada
hexágono formado por 6 oxígenos. El resto de los (OH)- son reemplazados por
los oxígenos de los tetraedros (García y Suárez, 2002).
Existen dos reglas básicas que nos dicen cómo unir dos o más tetraedros (Reglas
de Pauling) (Domínguez J. M., 1995):
1) La suma de las cargas negativas debe ser igual a la suma de las cargas
positivas, de manera que la estructura sea eléctricamente neutra.
2) Todos los elementos con carga positiva (cationes) pueden enlazarse o
rodearse de elementos cargados negativamente, coordinándose con ellos de
modo que los arreglos coordinados dependen únicamente de los tamaños entre el
catión (+) y el anión (-) respectivo
Existe una tercera regla conocida como Regla de Lowenstein: No es válido
enlazar dos tetraedros que tengan un átomo central de aluminio cada uno. Esto
21
nos indica que dos tetraedros de aluminio sólo pueden enlazarse mediante otro
tetraedro intermedio a base de silicio.
Siguiendo estas sencillas reglas podemos armar el mecano de manera que un
tetraedro (1T) pueda unirse a otro para formar un arreglo tipo 2T (dos
tetraedros) o bien 3T, etc. Así, en la figura 13 se reúnen todas las posibles
combinaciones de tetraedros que dan origen a una serie de vistosas geometrías
en forma de cadena simple, doble, redes de formas hexagonales, etc.
Figura 13. Hexágono de tetraedros de sílice. (Domínguez y Schifter., 1995)
Lo más sorprendente es que cada uno de estos arreglos es típico de alguno de los
silicatos minerales más conocidos. Así vemos que el mineral circón está
compuesto de tetraedros aislados (1T), mientras que los piroxenos por cadenas
simples de un número infinito de miembros nT. En particular, las redes de
tetraedros que se extienden a lo largo y a lo ancho, formando hojas completas,
constituyen el grupo de filosilicatos, o estructuras laminares, del que forman
parte las arcillas (Domínguez y Schifter., 1995).
Una propiedad extraordinaria de estas estructuras es su posibilidad de ser
capaces de sustituir al átomo de silicio (Si), situado en el centro de los
22
tetraedros, por otro de menor carga como el aluminio (A13+
), generando así una
deficiencia de carga positiva, o un exceso de carga negativa en el tetraedro, la
cual necesita atraer a otros cationes para compensarse, por ejemplo Na, K, Ca,
etc. Este es el mecanismo que permite a los silicatos tener propiedades
superficiales únicas de acidez e intercambio iónico, tan importantes que a ellas
se deben las propiedades catalíticas de las arcillas. Esto es un ejemplo típico de
lo que ocurre a menudo en la química, es decir, que los arreglos cristalinos, las
sustituciones, etc., representan aspectos físicos, que ocurren a escala molecular,
estableciendo o modificando las propiedades químicas de los materiales:
fundamento de las propiedades químicas de las sustancias es la física que ocurre
a escala molecular (Krstic, 2005).
Se ha explicado cómo la unión de varios tetraedros nos genera hojas que se
extienden a lo largo y a lo ancho, dando origen a las estructuras laminares.
Veamos de cerca qué ocurre al unir los vértices para formar hexágonos
tipo 6T (seis tetraedros), como se muestra en la Figura 14.
Figura 14. La estructura de los silicatos, o el mecano (Domínguez y Schifter., 1995).
23
Las puntas de los tetraedros se encuentran a la misma altura, formando un plano,
de igual manera ocurre con los átomos de silicio situados en el centro de los
tetraedros y con los de oxígenos situados en las bases. La articulación de esos
tres planos nos conduce pues a la formación de una hoja tetraédrica (tipo T).
Siguiendo esta secuencia, podemos ahora unir dos hojas para formar una lámina
tetraédrica, tal y como se ilustra en la figura 15. En ésta se observa que las dos
hojas se encuentran invertidas, una con respecto a la otra, compartiendo uno de
los vértices.
Figura 15. Una lámina de tetraedros (T) (Domínguez y Schifter., 1995).
Similarmente, existen otros cuerpos poligonales que podemos unir entre sí para
formar cadenas, tal y como ocurre con el octaedro, representado en la figura 16,
formación típica de los compuestos de aluminio, por ejemplo Al(OH)6, o del
magnesio. Este arreglo es una hoja octaédrica (tipo O).
Figura 16. Una hoja de octaedros (O). (Domínguez y Schifter., 1995)
Ahora bien, la unión de una hoja del tipo T, con otra del tipo O, genera
una lámina T-O o lámina 1:1, tal y como se ilustra en la figura 17. La
24
coincidencia, sin embargo, no es perfecta cuando se trata de hojas T formadas
por silicio-oxígeno y de hojas tipo O formadas por aluminio-oxígeno-oxhidrilo,
lo cual crea un efecto de esfuerzo entre las hojas que es de gran importancia para
algunas de las aplicaciones de las arcillas que presentan este tipo de láminas
(T-O), por ejemplo la caolinita.
Figura 17. Una lámina T-O (Domínguez y Schifter., 1995).
Ahora terminamos la secuencia agregando una tercera hoja tipo T a la lámina T-
O mencionada arriba y el resultado se ilustra en la figura 18, que muestra la
lámina T-O-T, o, como algunos lectores perspicaces la llaman: la estructura de
sándwich.
25
Figura 18. Una lámina T-O-T (Domínguez y Schifter., 1995).
Hasta aquí termina el juego del mecano, ya que la lámina T-O-T es la más
completa y no acepta una nueva adición, debido a la saturación de los enlaces.
Una cosa es clara en este punto: las estructuras de sándwich son la parte esencial
de las arcillas. Por si hubiese alguna duda al respecto, pasaremos ahora a ilustrar
la importancia de las estructuras formadas por las láminas tipo 1:1 y aquellas
formadas por las láminas tipo 2:1 (Fernández, 1982).
GRUPO 1:1
Los caolines
La unidad fundamental de la estructura del caolín es la lámina T-O, o sea la
lámina 1:1, una hoja de tetraedros de silicio-oxígeno unida a otra hoja de
26
octaedros de aluminio-oxígeno-OH. La sustitución del silicio por otro elemento,
como el aluminio, o bien la sustitución del aluminio en la hoja tipo O por otro
elemento de menor carga, por ejemplo el magnesio, causa un cambio químico en
el material pero mantiene esencialmente la misma estructura. Estas sustituciones
dan origen a la familia de los caolines (Figura 19).
Figura 19. El árbol de los caolines (Domínguez y Schifter., 1995).
La primera rama comprende a aquellos minerales derivados de la caolinita que
guardan la misma composición química (Al2 Si2 O5 (OH)4) por cada unidad
estructural, éstos son la nacrita, dickita, anauxita, halloisita y el alofano, los
cuales difieren entre sí sólo por su arreglo laminar. Imaginemos un paquete de
naipes en el que todas las cartas se encuentran ordenadas perfectamente: ésta es
la estructura de la nacrita (Figura 20).
En este caso el paquete de cartas puede llegar a ser muy alto debido a que la
estructura ordenada es más estable (Domínguez y Schifter., 1995).
27
Figura 20. La baraja de los caolines (Domínguez y Schifter., 1995).
En cambio, la dickita está dispuesta de tal manera que el paquete de naipes se
abre más de un lado que del otro, entre 6 y 7 grados, mientras que la caolinita se
abre hasta 15 grados.
Existe un mineral asociado (livesita) que presenta una abertura a un lado que es
siempre regular, mientras que la carta siguiente se abre de forma irregular hacia
el otro lado, dando origen a una estructura laminar muy desordenada y poco
estable.
El otro grupo de caolines es igualmente importante y comprende el mismo tipo
de estructura laminar, pero con una sustitución del aluminio de la hoja
tipo O por otro catión, por ejemplo el hierro (Fe2+
, Fe3+
) o el magnesio (Mg2+
).
Sin embargo, al sustituir el aluminio por el magnesio se contraen ligeramente las
dimensiones de la hoja tipo O, originando una pequeña distorsión en la
lámina T-O, la cual permite acomodar el esfuerzo pero ocasiona que la forma
externa de los cristales de este tipo sea fibrosa o corrugada, tal es el caso de los
asbestos (crisotilo) y la antigorita, respectivamente.
28
Una última observación: en las estructuras de estos derivados del caolín se ve
que sus hojas se ensamblan naturalmente unas sobre otras, como las cartas de
una baraja, con las variaciones mencionadas arriba, de modo que entre una hoja
y otra hay un enlace muy débil, del tipo Van Der Waals, creando un espacio
interlaminar que guarda propiedades muy interesantes, como veremos más
adelante (Domínguez J. M., 1995).
GRUPO 2:1
1) Las esmectitas
La familia de las esmécticas está formada por todas aquellas arcillas que
presentan una estructura de sándwich, es decir, que está constituida por dos
hojas de tipo T y por otra intermedia de tipo O. La fórmula estructural típica de
estas arcillas es Al2Si4O10(OH)2 . Esta estructura es eléctricamente neutra debido
a que todas las posiciones en la hoja T se encuentran ocupadas por átomos de
silicio, mientras, que todas las posiciones de la capa O contienen aluminio. Ésta
es la fórmula típica de la pirofilita. Sin embargo, tal y como se muestra en la
figura 21, existen numerosas ramas en el árbol de las arcillas, las cuales
presentan la misma estructura de sándwich, excepto que algunas veces el
aluminio sustituye al silicio parcialmente en la capa T, o bien el magnesio o el
hierro sustituyen al aluminio en la capa O, e inclusive el flúor (F) pudiera
sustituir al oxígeno de la capa O. Luego, estas diferencias de composición
química hacen que las propiedades de cada arcilla mineral sean distintas.
29
Figura 21. El árbol de las esmectitas (Domínguez y Schifter., 1995).
Entre todas las esmectitas, la rama de las arcillas di-octaédricas presenta
propiedades muy interesantes, derivadas por supuesto de su estructura laminar,
de su espacio interlaminar y de la carga residual. La figura 24 ilustra la
composición de las láminas T-O-T para todas las arcillas del tipo esméctica, es
decir, las láminas tipo 2:1. Entre ellas destaca la montmorillonita, cuyo nombre
se deriva del francés Montmorillon, lugar de Francia en que se encontró esta
arcilla típica en 1874. La composición química de una arcilla esméctica, tipo
montmorillonita, es la siguiente:
30
Como se observa en esta fórmula estructural, la hoja tetraédrica está compuesta
sólo de silicio y aluminio mientras que la hoja octaédrica contiene aluminio y
una variedad de cationes (B). Esto ilustra perfectamente la gran variedad de
arcillas tipo esméctica que se pueden conseguir simplemente cambiando el
catión de la hoja octaédrica y manteniendo ocupada la
hoja T con Si y Al (Figura 22), para cada caso. Por supuesto, la sustitución de
aluminio (O) y silicio (T) por un catión de menor carga eléctrica, por
ejemplo Mg, origina una deficiencia de carga eléctrica que es responsable de
algunas de las propiedades superficiales más importantes de las arcillas: la
capacidad de intercambio, la absorción de moléculas polares como el agua, así
como de otros compuestos orgánicos, por ejemplo las aminas, las cuales al
introducirse en el espacio interlaminar causan el hinchamiento de la estructura
laminar de las arcillas (Domínguez y Schifter., 1995).
31
Figura 22. La composición de la lámina de T-O-T. (Domínguez y Schifter., 1995)
A la unidad formada por la unión de una capa octaédrica más una o dos
tetraédricas se la denomina lámina (figura 23). Si todos los huecos octaédricos
están ocupados, la lámina se denomina trioctaédrica (Mg2+
dominante en la capa
octaédrica). Si solo están ocupadas dos tercios de las posiciones octaédricas y el
tercio restante está vacante, se denomina dioctaédrica (el Al3+
es el catión
octaédrico dominante). En algunos filosilicatos (esmectitas, vermiculitas) las
láminas no son eléctricamente neutras debido a las sustituciones de unos
cationes por otros de distinta carga.
El balance de carga se mantiene por la presencia, en el espacio interlaminar, o
espacio existente entre dos láminas consecutivas, de cationes (como por ejemplo
en el grupo de las micas), cationes hidratados o grupos hidroxilo coordinados
octaédricamente, similares a las capas octaédricas, como sucede en las cloritas A
éstas últimas también se las denomina T:O:T:O o 2:1:1. La unidad formada por
una lámina más la interlámina es la unidad estructural. Los cationes
32
interlaminares más frecuentes son alcalinos (Na y K) o alcalinotérreos
(Mg y Ca).
Las fuerzas que unen las diferentes unidades estructurales son más débiles que
las existentes entre los iones de una misma lámina, por ese motivo los
filosilicatos tienen una clara dirección de exfoliación, paralela a las láminas
(Bennett, 2006).
Figura 23. Lámina arcillosa distribuida con espacios interlaminares
(Domínguez y Schifter., 1995).
33
2.3.2. Propiedades Físico – Químicas.
Las importantes aplicaciones industriales de este grupo de minerales radican en
sus propiedades físico-químicas. Dichas propiedades derivan, principalmente,
de:
Su extremadamente pequeño tamaño de partícula (inferior a 2 µm)
Su morfología laminar
Las sustituciones isomórficas, que dan lugar a la aparición de carga en las
láminas y a la presencia de cationes débilmente ligados en el espacio
interlaminar.
Como consecuencia de estos factores, presentan, por una parte, un valor elevado
del área superficial y, a la vez, la presencia de una gran cantidad de superficie
activa, con enlaces no saturados. Por ello pueden interaccionar con muy diversas
sustancias, en especial compuestos polares, por lo que tienen comportamiento
plástico en mezclas arcilla-agua con elevada proporción sólido/líquido y son
capaces en algunos casos de expandirse volumétricamente.
Por otra parte, la existencia de carga en las láminas se compensa, como ya se ha
citado, con la entrada en el espacio interlaminar de cationes débilmente ligados
y con estado variable de hidratación, que pueden ser intercambiados fácilmente
mediante la puesta en contacto de la arcilla con una solución saturada en otros
cationes, a esta propiedad se la conoce como capacidad de intercambio catiónico
y es también la base de multitud de aplicaciones industriales
(Bradanovic, 2007).
34
2.3.2.1. Superficie específica
Si se subdivide un cuerpo, la proporción de su área de superficie a su volumen
aumenta . Por ejemplo , un cubo de 1 cm lados tiene un área de superficie de 6
cm2 . Si se subdivide este cubo en cubos pequeños de los lados de 1 mm , el
volumen original no se modifica , pero el área de superficie aumenta a 60 cm2.
El área de superficie por unidad de masa (superficie específica) de las arenas es
típicamente 0,01 m2 por gramo, mientras que para las arcillas, que es tan alto
como 1.000 m2 por gramo (montmorillonita). La superficie específica de
caolinita oscila de 10 a 20 m2 por gramo (figura 24 y 25) mientras que la de los
rangos de illita 65 a 100 m2 por gramo.
Figura 24. Imagen SEM de partículas de caolinita (Kameda, 2008)
35
Figura 25. Imagen de Estructura laminar de caolinita adquirida mediante SEM
(Kameda, 2008)
El área de superficie de 45 gramos de illita es equivalente al área de un campo
de fútbol, debido a sus superficies grandes, las fuerzas de superficie influyen
significativamente en el comportamiento de los suelos de grano fino en
comparación con los suelos de grano grueso. Las cargas superficiales en suelos
de grano fino son negativos (aniones). Estas cargas superficiales negativas
atraen cationes y el lado de carga positiva de las moléculas de agua de agua de
los alrededores. En consecuencia, una película delgada o capa de agua, llamado
agua adsorbida, se une a las superficies minerales. La película delgada o capa de
agua se conoce como la capa doble difusa (Figura 26 a). La mayor
concentración de cationes se produce en la superficie del mineral y disminuye
exponencialmente con la distancia desde la superficie (Figura 26 b) por unidad
de masa, expresada enm2/g (Budhu, 2000).
36
Figura 26. a) Fenómeno de doble capa difusa en arcillas, b) Comportamiento de iones
dependiente de la distancia a la superficie del mineral (Domínguez y Schifter., 1995).
Las arcillas poseen una elevada superficie específica, muy importante para
ciertos usos industriales en los que la interacción sólido-fluido depende
directamente de esta propiedad.
A continuación se muestran algunos ejemplos de superficies específicas de
arcillas:
Arcilla Superficie Especifica (m2/g)
Caolinita de elevada cristalinidad hasta 15
Caolinita de baja cristalinidad hasta 50
Halloisita hasta 60
Illita hasta 50
Montmorillonita 80-300
Sepiolita 100-240
Paligorskita 100-200
37
2.3.2.2. Capacidad de Intercambio catiónico
Es una propiedad fundamental de las esmectitas. Son capaces de cambiar,
fácilmente, los iones fijados en la superficie exterior de sus cristales, en los
espacios interlaminares, o en otros espacios interiores de las estructuras, por
otros existentes en las soluciones acuosas envolventes. La capacidad de
intercambio catiónico (CEC) se puede definir como la suma de todos los
cationes de cambio que un mineral puede adsorber a un determinado pH. Es
equivalente a la medida del total de cargas negativas del mineral. Estas cargas
negativas pueden ser generadas de tres formas diferentes:
- Sustituciones isomórficas dentro de la estructura.
- Enlaces insaturados en los bordes y superficies externas.
- Disociación de los grupos hidroxilos accesibles.
El primer tipo es conocido como carga permanente y supone un 80 % de la
carga neta de la partícula; además es independiente de las condiciones de pH y
actividad iónica del medio. Los dos últimos tipos de origen varían en función del
pH y de la actividad iónica. Corresponden a bordes cristalinos, químicamente
activos y representan el 20 % de la carga total de la lámina.
A continuación se muestran algunos ejemplos de capacidad de intercambio
catiónico (en meq/100g)(García y Suárez, 2002):
Caolinita: 3-5
Halloisita: 10-40
38
Illita: 10-50
Clorita: 10-50
Vermiculita: 100-200
Montmorillonita: 80-200
Sepiolita-paligorskita: 20-35
2.3.2.3 Capacidad de absorción
Algunas arcillas encuentran su principal campo de aplicación en el sector de los
absorbentes ya que pueden absorber agua u otras moléculas en el espacio
interlaminar (esmectitas) o en los canales estructurales (sepiolita y aligorskita).
La capacidad de absorción está directamente relacionada con las características
texturales(superficie específica y porosidad) y se puede hablar de dos tipos de
procesos que difícilmente sedan de forma aislada: absorción (cuando se trata
fundamentalmente de procesos físicos como la retención por capilaridad) y
adsorción (cuando existe una interacción de tipo químico entre el adsorbente, en
este caso la arcilla, y el líquido o gas adsorbido, denominado adsorbato).La
capacidad de adsorción se expresa en porcentaje de absorbato con respecto a la
masa y depende, para una misma arcilla, de la sustancia de que se trate. La
absorción de agua de arcillas absorbentes es mayor del 100% con respecto al
peso. (García y Suárez, 2002)
2.3.2.5 Hidratación e hinchamiento
La hidratación y deshidratación del espacio interlaminar son propiedades
características de las esmectitas, y cuya importancia es crucial en los diferentes
usos industriales. Aunque hidratación y deshidratación ocurren con
39
independencia del tipo de catión de cambio presente, el grado de hidratación sí
está ligado a la naturaleza del catión interlaminar y a la carga de la lámina.
La absorción de agua en el espacio interlaminar tiene como consecuencia la
separación de las láminas dando lugar al hinchamiento. Este proceso depende
del balance entre la atracción electrostática catión-lámina y la energía de
hidratación del catión. A medida que se intercalan capas de agua y la separación
entre las láminas aumenta, las fuerzas que predominan son de repulsión
electrostática entre láminas, lo que contribuye a que el proceso de hinchamiento
pueda llegar a disociar completamente unas láminas de otras. Cuando el catión
interlaminar es el sodio, las esmectitas tienen una gran capacidad de
hinchamiento, pudiendo llegar a producirse la completa disociación de cristales
individuales de esmectita, teniendo como resultado un alto grado de dispersión y
un máximo desarrollo de propiedades coloidales. Si por el contrario, tienen Ca o
Mg como cationes de cambio su capacidad de hinchamiento será mucho más
reducida (García y Suárez, 2002).
2.3.2.6 Plasticidad
Las arcillas son eminentemente plásticas. Esta propiedad se debe a que el agua
forma una en vuelta sobre las partículas laminares produciendo un efecto
lubricante que facilita el deslizamiento de unas partículas sobre otras cuando se
ejerce un esfuerzo sobre ellas. La elevada plasticidad de las arcillas es
consecuencia, nuevamente, de su morfología laminar, tamaño de partícula
extremadamente pequeño (elevada área superficial) y alta capacidad de
hinchamiento. Generalmente, esta plasticidad puede ser cuantificada mediante la
determinación de los índices de Atterberg (Límite Líquido, Límite Plástico y
Límite de Retracción). Estos límites marcan una separación arbitraria entre los
40
cuatro estados o modos de comportamiento de un suelo sólido, semisólido,
plástico y semilíquido o viscoso (Jiménez Salas, et al. , 1975).
La relación existente entre el límite líquido y el índice de plasticidad ofrece una
gran información sobre la composición granulométrica, comportamiento,
naturaleza y calidad de la arcilla. Existe una gran variación entre los límites de
Atterberg de diferentes minerales de la arcilla, e incluso para un mismo mineral
arcilloso, en función del catión de cambio. En gran parte, esta variación se debe
a la diferencia en el tamaño de partícula y al grado de perfección del cristal. En
general, cuanto más pequeñas son las partículas y más imperfecta su estructura,
más plástico es el material (García y Suárez, 2002).
41
2.3.2.7 Interacción de agua en la arcilla
Imaginemos que lanzamos un proyectil sobre el edificio laminar de una arcilla,
por ejemplo de agua, de modo que al chocar se produzca una interacción
explosiva, en donde la carga estaría representada por la fuerza electrostática.
Esta fuerza es resultado del carácter dipolar de la molécula de agua, es decir, que
ésta se comporta como un pequeño imán, ya que se halla compuesta por un
átomo de oxígeno (O2-
) y dos de hidrógeno (H+); como los hidrógenos se
localizan en un extremo de la molécula, aparece a un lado una concentración de
carga positiva, mientras que en el otro es más negativa.
Por eso los proyectiles se asocian de inmediato a la superficie de las láminas de
arcilla, las cuales también presentan una carga neta negativa. En particular, a
cierta temperatura, por ejemplo 0ºC, las moléculas de agua se asocian fácilmente
a las superficies y también unas con otras, logrando una densidad y una
viscosidad aún mayores que la densidad del agua en estado natural, a semejanza
del hielo, y extendiéndose en varias capas.
También por estas razones, al añadir una pequeña proporción de arcilla al agua
ésta permanece flotando sobre el líquido indefinidamente, alcanzando el estado
coloidal. Sin embargo, si se añade aún más, el líquido se torna viscoso y se
resiste a fluir; en cambio, si se agita vigorosamente la suspensión, el líquido
recupera su fluidez, perdiéndola nuevamente al cesar la agitación. A esta
propiedad se le llama tixotropía, y es típica de muchas de las arcillas comunes.
Tiene su asiento en la afinidad por el agua, así como en la capacidad de
hinchamiento del espacio interlaminar, el cual puede alcanzar hasta quince veces
el volumen original (Domínguez y Schifter, 1992).
42
Veamos ahora en forma secuencial lo que ocurre cuando el agua se aproxima al
edificio laminar de la arcilla con ayuda de la figura 27.
Figura 27. Etapas secuenciales en la interacción del agua en la arcilla
(Domínguez y Schifter, 1995).
Etapa 1: En el principio la arcilla se encuentra en un estado deshidratado, son
algunos iones de sodio (Na+), potasio (K
+) o tal vez calcio (Ca
2+) adsorbidos en
el espacio interlaminar.
Etapa 2: Desde el punto de vista electrostático, las cargas negativas en la arcilla
se acumulan en las superficies planas de las laminillas, mientras que los bordes
acumulan cargas positivas. Luego los iones de sodio tienden a concentrarse
sobre las caras planas.
Etapa 3: Al ponerse en contacto con la arcilla, las moléculas de agua son
atraídas fuertemente hacia las superficies planas debido a la presencia de los
iones sodio cargados positivamente. Hay que recordar que, a la escala
molecular, las fuerzas electrostáticas son las más importantes.
43
Etapa 4: En este estado, las moléculas de agua se hacen más dipolares,
atrayendo a otras de su especie.
Etapa 5: La carga negativa en la superficie de las laminillas se incrementa
conforme las moléculas de agua se enlazan unas con otras al aumentar su
polarización. Llega un momento en que la carga superficial es tal, que las
láminas se repelen entre sí separándose unas de otras por lo que el espacio
interlaminar se expande, originando el hinchamiento característico de las
arcillas.
Etapa 6: Las moléculas de agua continúan llenando el espacio interlaminar,
neutralizando parcialmente las superficies expuestas y manteniendo las láminas
apartadas unas de otras, hasta que el agua es eliminada mediante algún
procedimiento de secado, lo cual origina una contracción del volumen de la
hojuela.
Etapa 7: El equilibrio de la hidratación es alcanzado cuando termina la mezcla
de la arcilla con el agua, dando como resultado una estructura interna hidratada
que hace coincidir los bordes cargados positivamente con las caras planas
cargadas negativamente, de modo que se forma una estructura de castillo de
naipes, por lo que las moléculas de agua entran y salen libremente. Este castillo
puede derrumbarse mediante una agitación vigorosa de la suspensión, pero
tiende a formarse de nuevo si la agitación termina, esto es, si el medio queda
libre de esfuerzos mecánicos. Este último efecto se debe a que las hojas
mantienen la fuerte carga electrostática que las atrae (Domínguez y Schifter,
1992).
44
2.4. PERMEABILIDAD
La facilidad con que el agua pasa a través de los poros tiene mucha importancia
en ciertos problemas de ingeniería. Esta propiedad, comúnmente llamada
permeabilidad, es una de las propiedades más importantes tanto como del suelo,
como para la estructura de una pila de lixiviación (Taylor, 2004) La geotecnia
clásica ha estudiado durante mucho tiempo la conductividad hidráulica y la
permeabilidad de suelos, reconociendo que la magnitud de la primera depende
directamente de la segunda, las características del suelo y las propiedades físicas
del fluido intersticial, (Vukovic y Soro, 1992).
Un material se dice que es permeable si contiene huecos continuos.
La permeabilidad se ve afectada por diversos factores inherentes tanto al suelo
como a características del fluido circulante. Los principales son:
Las fuerzas de superficie;
La porosidad;
Los vacíos del suelo;
La relación de vacíos del suelo;
La temperatura del fluido y suelo;
La viscosidad del fluido en movimiento;
La estructuración del suelo;
La humedad del suelo.
Se debe hacer hincapié en que las características de permeabilidad de un
material poroso se expresan por K (centímetros cuadrados) y no por 𝑘
(centímetros por segundo, conductividad hidraulica). El coeficiente K es
independiente de las propiedades del líquido, mientras que k depende no sólo de
las propiedades del material poroso, pero también en las propiedades del líquido.
45
En la siguiente sección se explicara en detalle el factor primordial de la
permeabilidad: La conductividad hidráulica (Terzaghi, 1996).
2.4.1. Conductividad Hidráulica
La conductividad hidráulica representa la mayor o menor facilidad con la que el
medio deja pasar el agua a través de él por unidad de área transversal a la
dirección del flujo. Tiene las dimensiones de una velocidad, (Reynolds et al.,
2002). Es el principal parámetro para predecir el flujo tanto de descenso como
de salida del fluido percolante (Kutilek y Nielsen, 1994), depende del tamaño,
orientación, distribución, continuidad, retención de solución de los poros
(vacancias), tamaño de partículas, cantidad, viscosidad, peso específico del
fluido percolante. Tanto la porosidad como la relación de vacios de las muestras
son de gran importancia debido a que representan cual es el espacio de la misma
disponible para el desplazamiento de fluidos (Muhammad, 2004; Schenning,
2004). Existe una relación cuantitativa entre la conductividad hidráulica y
volumen de agua en un suelo (Reichardt y Timm, 2004; Rowell, 1994).
Los rangos típicos de conductividad hidráulica, se muestran en la Tabla 1. La
conductividad hidráulica primaria para el granito y basalto intacta es de
aproximadamente 4∙10-7
cm/h , mientras que para algunos arcillas poco
endurecidos la conductividad hidráulica primaria pueden ser tan alta como
0,36- 4
cm/h (Duncan, 1974).
46
Tabla 1. Valores de conductividad hidráulica para diferentes texturas
de suelos (Gabriels, 2006).
2.4.2. Porosidad
El VT volumen total de una roca o el suelo está formado por el volumen de la
parte sólida VS. Por ende la porosidad de puede calcular como:
n =Vv
Vt (1)
En general, las rocas tienen porosidades más bajas que los suelos. Por ejemplo,
las porosidades de la arena y la arcilla están en el rango de 25-50%,
respectivamente. En comparación, el basalto fracturado y la piedra caliza
cárstica pueden tener porosidades en el intervalo de 5-50%, mientras que la
porosidad de roca cristalina densa es por lo general en el intervalo de 0-5%.
47
Los canales por los que las partículas de agua se desplazan en una masa de suelo
tienen una variable y sección transversal irregular. Como consecuencia, la
velocidad real de flujo es extremadamente variable. Sin embargo, la tasa
promedio de flujo a través de estos canales se rige por las mismas leyes que
determinan la tasa de flujo a través de tubos capilares rectas que tienen una
sección transversal uniforme. (Duncan, 1974)
2.4.3. Relación entre la permeabilidad y las propiedades de volumen de la
masa
En un suelo saturado, el coeficiente de permeabilidad es una función de la
relación de huecos (Lambe y Whitman, 1979). Sin embargo, el coeficiente de
permeabilidad de un suelo saturado se asume generalmente como una constante.
En un suelo no saturado, el coeficiente de permeabilidad se ve afectado de
manera significativa por los cambios combinados de la relación de vacío y el
grado de saturación (o contenido de agua) del suelo. el agua fluye a través del
espacio de poro lleno de agua, por lo tanto, el porcentaje de los huecos llenos de
agua es un factor importante.
La conductividad hidráulica se ve afectada por muchos factores, que podemos
agrupar en tres grandes grupos: Factores relativos a las técnicas y equipos
empleados en la medición, propiedades físico químicas del fluido permeante y
propiedades del medio poroso. Dentro del primer grupo se pueden identificar el
tipo de permeámetro, el tiempo de contacto previo de la muestra de suelo con el
fluido, en tanto que dentro del segundo grupo se puede mencionar la viscosidad
y densidad del fluido, la concentración de electrolitos y el pH del permeante, por
48
ultimo en el tercer grupo se puede mencionar la porosidad de la muestra como el
factor más importante (Montoro y Franco, 2011) .
2.4.4. Efecto de las variaciones de grado de saturación sobre la
permeabilidad
El coeficiente de permeabilidad de un suelo no saturado puede variar
considerablemente durante un proceso transitorio, como resultado de los
cambios en las propiedades de volumen de la masa. El cambio en la relación de
vacíos en un suelo no saturado puede ser pequeño, y su efecto sobre el
coeficiente de permeabilidad puede ser secundario. Sin embargo, el efecto de un
cambio en el grado de saturación puede ser altamente significativo.
(Fredlund, 1940)
2.4.5. Instrumentos de medición de conductividad hidráulica
La conductividad hidráulica de un suelo puede medirse en el laboratorio o en
terreno; las determinaciones de laboratorio son mucho más fáciles que las
determinaciones in situ. Debido a que la permeabilidad depende mucho de la
estructura del suelo (tanto la microestructura o disposición de las partículas
como la macroestructura: estratificación, etc) y debido a la dificultad de obtener
muestras de suelo representativas (Lambé, 1967).
Los varios tipos de aparatos que son usados en laboratorios de suelos para
determinar conductividad hidráulica en suelos son llamados medidores de
permeabilidad o permeámetros. Son de dos diseños básicos, el tipo de carga
constante y el tipo de carga variable (Reynolds et al., 2002). El aparato de carga
constante es principalmente aplicable a suelos relativamente permeables, el
49
aparato de carga variable brindan una exactitud mayor de la permeabilidad en
suelos impenetrables. El principio de carga constante consiste en la introducción
de 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 (Duncan, 1974)
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 en función del tiempo a medida que desciende el nivel
inicial (Sánchez, 2011).
La selección del método e instrumento para medir conductividad hidráulica va a
depender del propósito de la medición Numerosos casos de subdivisiones de
estos dos diseños han sido dados, como el de flujo hacia arriba y el de flujo
hacia abajo, el principio de carga variable puede alterarse en muchas formas
para obtener mejores resultados en un campo más amplio de tipos de suelo
(Gabriels., 2006).
El permeámetro usado en este estudio es una variación del permeámetro de
carga variable con flujo descendente, donde indirectamente se calcula la
conductividad hidráulica ya que siendo la constante de proporcionalidad en la
ecuación de permeabilidad, esta se puede obtener con un cálculo básico.
Explicado en detalle en la sección 2.5 fundamentos matemáticos
50
2.4.6. Ley de Darcy
El flujo de agua en un suelo saturado o no saturado se describe comúnmente
usando la ley de Darcy. El coeficiente de permeabilidad es relativamente
constante para un suelo saturado específico. La ley de Darcy se aplica también
para el flujo de agua a través de un suelo no saturado. Sin embargo, el
coeficiente de permeabilidad en un suelo no saturado no se asume generalmente
para ser constante. Más bien, el coeficiente de permeabilidad es una variable que
es predominantemente una función del contenido de agua (Fredlund, 1940).
El coeficiente de permeabilidad K (medido en centímetros cuadrados) es una
constante para cualquier material permeable con características de porosidad
dado, y es independiente de las propiedades físicas de la líquido que se filtre.
Los poros o canales de casi todos los suelos son tan pequeños que el flujo de
agua a través de ellos es laminar. Estos poros-canales en una masa de suelo son
tal delgados y sinuosos, tan irregulares en su sección transversal y tan complejos
en su interconexión y subdivisión que el análisis de flujo a través de poros
individuales no será posible. El flujo o velocidad de percolación que ocurre en
cada poro no es de interés. Por el contrario, para la aplicación efectiva de la ley
de Darcy el flujo que se desea conocer es el flujo combinado a través de la suma
todos los poros de un elemento cuyo volumen sea suficientemente grande para
dar una representación típica de toda la masa de suelo que se trate. Estas
propiedades macroscópicas o de promedio estadístico son de interés en conexión
con las investigaciones de permeabilidad (Taylor, 2004).
Las propiedades de los fluidos son comúnmente considerados como constante
durante el proceso de flujo. Las características del medio poroso son una función
51
de las propiedades de volumen de la masa del suelo. La permeabilidad se utiliza
en numerosas disciplinas. Sin embargo, en la ingeniería geotécnica, coeficiente
de permeabilidad, k, es el término más utilizado, y por lo tanto es el utilizado en
este estudio.
2.5. FUNDAMENTOS MATEMÁTICOS
La constante de proporcionalidad específicamente para el flujo de agua a través
de un medio poroso se llama la conductividad hidráulica; la permeabilidad
depende de este, y es una propiedad de los medios porosos, no el líquido. Dado
el valor de la conductividad hidráulica de un sistema de subsuelo, la
permeabilidad se puede calcular de la siguiente manera:
𝑘 = K𝜇
𝜌𝑔 (2)
Donde
𝑘 es la permeabilidad medida en (m2)
K es la conductividad hidráulica(en m/s)
µ es la viscosidad dinámica del fluido (en kg/(m·s))
ρ es la densidad del fluido, kg/m3
g es la aceleración de gravedad (en m/s2)
La Ecuación 2 muestra la influencia de la densidad del fluido, y la viscosidad
del fluido, sobre el coeficiente de permeabilidad, k. La permeabilidad intrínseca
52
de un suelo, K, representa las características del medio poroso y es
independiente de las propiedades del fluido.
K tiene unidades de velocidad, 𝑘 esta en unidades de longitud al cuadrado,
también K se puede expresar en darcys un Darcy = 0.987*10-8
cm2
Las dos
ecuaciones siguientes permiten convertir k, en cm/s a K en cm2 o en Darcys,
siendo el fluido utilizado agua, es decir µ, g y ρ conocidos.
K en cm2 = k en cm/s ∙ 1.02*10
-5
Ken Darcys = k en cm/s ∙ 1.035 * 103
Esta k también se denomina permeabilidad absoluta o simplemente
permeabilidad. La denominación de k como permeabilidad (sin adjetivos) puede
generar confusión ya que también se utiliza en el lenguaje común para referimos
a la K (conductividad hidráulica).
En este estudio los valores de permeabilidad no se puede calcular directamente,
como se analizaba en la Ecuación 2, la permeabilidad está directamente
relacionada con la conductividad hidráulica. La conductividad hidráulica se
mide mediante la experimentación y a partir de aquellos resultados se puede
calcular la permeabilidad satisfaciendo la Ecuación 2.
La conductividad hidráulica se puede calcular de la siguiente manera:
ln Ho
Ht =
K
L t (3)
53
Donde:
Ho= Lectura del nivel de la solución inicial, medida en metros
H(t)= Lectura del descenso en el nivel de la solución ácida en función del
tiempo, medida en metros
L = Altura del suelo mineral expresado en metros
K = conductividad hidráulica expresada en unidades de velocidad (m/s, cm/s,
etc)
Estas pruebas se realizan monitoreando la altura de la solución (H) en función
del tiempo (Ht) durante el paso de un flujo a través de la cama de mineral de
altura (L) saturada en esta solución.
Considerando este modelo matemático se grafican los valores de ln 𝐻𝑜
𝐻𝑡 vs 𝑡
Análogamente: y = mx + b
Y Considerando b = 0, en concordancia con los valores de correlación, tenemos:
m = K
L
K = mL
Conociendo el valor de la altura del lecho L, obtenemos K.
54
3. METODOLOGIA EXPERIMENTAL
3.1. Corroboración del método de pruebas de permeabilidad
Al ser un método nuevo de evaluar la conductividad hidráulica de muestras
mineral, lo primero es corroborar el método elegido, la literatura dice “el aparato
de carga variable brinda una exactitud mayor de la permeabilidad en suelos
impenetrables” (Duncan, 1974) sabido esto, el método de medición será a través
del permeámetro de carga variable.
El principio de carga variable puede alterarse en muchas formas para obtener
mejores resultados en un campo más amplio de tipos de suelo”
(Angelone, 2006). Considerando las siguientes referencias, se lleva a cabo el
montaje del permeámetro:
Se usa una columna de acrílico (Fig. 28) transparente para observar ver los
diferentes cambios de nivel de saturación del medio, como se trabaja con un
flujo de tipo descendente, se notaran los cambios de medio no saturado a
saturado, El diámetro de las columnas es de 11 cm y una altura de 41 cm
Figura 28. Columnas utilizadas para las pruebas de permeabilidad.
55
Las columnas están provistas de un fondo falso de plástico, el cual tiene una
altura de 2 cm. Para evitar el traspaso de mineral fino junto con la solución, se
ubicó una tela filtrante de arpillera (Fig 29). La arpillera es de material grueso y
áspero, siendo resistente a medios tan agresivos como los empleados en estos
experimentos. En la parte superior también es ubicada una tela de arpillera para
que no deforme la superficie de contacto entre la solución percolante y el lecho
mineral
Figura 29. Fondo falso de la columna incorporado con arpillera.
El método para determinar si el montaje del permeámetro diseñado es el
correcto consiste en realizar una prueba con este permeámetro para un material
(suelo) que ya haya sido medido anteriormente y su valor ya esté estudiado y
establecido. Un material muy utilizado y siempre en estudio en ingeniería
geotécnica es la arena, por su importancia como uso de cimientos de
construcciones y edificaciones. Esta arena posee las mismas condiciones
granulométricas que las muestras de mineral que se trabajan en las pruebas
posteriores, aproximadamente 100% bajo malla Tyler N° 10, tamaño de abertura
de malla: 1651 µm
56
A continuación la Tabla 2 muestra datos de estudios hechos anteriormente para
comparar con los resultados de conductividad.
Tabla 2. Estudios de conductividad hidráulica de arena
Estudio Valor de K
Iglesias, 1997 10-3
– 10-6
m/s
Gabriels, 2006 62,5 – 56,3cm/h
Whitlow, 1994 10-2
– 10-5
m/s
Braja M. Das., 2002 1 – 10-2
cm/s
Duncan, 1974 1 – 10-5
cm/s
Se espera obtener un rango de conductividad hidráulica dentro de los estudios
recopilados en la tabla anterior.
El procedimiento es exactamente el mismo que se realizara para las pruebas con
minerales, la diferencia existe en el fluido percolante:
3.2. Procedimiento para pruebas de permeabilidad en arenas:
El siguiente esquema (Fig. 30) explica cómo fueron llevadas a cabo las pruebas
de permeabilidad, en columnas y los siguientes compositos fueron utilizados.
- Se agregan 700 mL de agua a diferencia de pruebas con suelos minerales
donde se utilizara solución ácida 16 g/L de ácido sulfúrico (H2SO4),
dosificación volumétrica elegida por conveniencia
- Para no deformar la superficie del lecho (L) y posteriormente esto no
provoque problemas de mediciones, se debe cubrir el lecho con una red de
57
tela altamente permeable, esta red no provoca alteraciones con los
resultados de los valores de permeabilidad.
- Se mide el descenso del nivel de la solución cada cierto rango de tiempo
considerable, dependiendo del descenso mismo de la solución acida.
- Se grafica ln Ho
Ht vs t
- De la pendiente obtenida de cada curva, según ley de Darcy se puede
obtener el valor de la permeabilidad del lecho bajo el siguiente calculo.
ln Ho
Ht =
K
L t
Análogamente: y = mx + b
Considerando b = 0, en concordancia con los valores de correlación, tenemos:
m = K
L
K = mL
Conociendo el valor de la altura del lecho L, obtenemos K.
58
Figura 30. Esquema de pruebas de permeabilidad
3.3. Preparación mecánica de muestras
Con el fin de evaluar el efecto de la permeabilidad en el lecho mineral, se
procede a preparar 6 muestras de mineral de 5 kg cada una desde un yacimiento
cercano a la región, todas las muestras fueron 100% trituradas bajo chancado
primario y secundario con un tamaño bajo los 2 mm, metalúrgicamente
hablando aproximadamente el 100% de la masa pasante bajo malla Tyler N° 10.
Para cada prueba de permeabilidad fueron usados por conveniencia 1700 g de
mineral, Para obtener muestras representativas es necesario aplicar un
mecanismo de separación y homogenización adecuada para las características
del material.
59
3.4. Análisis granulométrico
Los análisis granulométricos del mineral fueron realizados en el laboratorio de
preparación mecánica de la Universidad (U-5), de acuerdo con lo establecido en
el procedimiento y como medida de control se realiza en todas las muestras
chancadas antes mencionadas una clasificación mecánica a través de un Rot-ap.
El tiempo de clasificación de la muestra utilizada es de 15 min. Los resultados
de los análisis granulométricos de estas 6 muestras en análisis se observan en la
Figura 31. Los resultados se representan en un gráfico de por ciento de
partículas más finas de un tamiz y la ordenada frente al logaritmo de los tamaños
de partículas. El gráfico resultante se llama una curva de distribución de tamaño
de partículas.
Figura 31. Distribución granulométrica de las 6 muestras analizadas
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
20 200 2000
pas
ante
acu
mu
lad
o(%
)
Abertura (um)
Muestra 1
Muestra 2
Muestra 3
Muestra 4
Muestra 5
Muestra 6
60
Las tablas de los 6 análisis granulométricos correspondientes se encuentra en
Anexo 1 al 6
3.5. Análisis mineralógico
La empresa minera realizó el análisis mineralógico mediante el método
espectrométrico conocido como NIR por sus siglas en ingles (Near Infrared
Region) o de región cercana al infrarrojo El espectrómetro usa dos segmentos
del espectro:
- Infrarrojo cercano visible (VNIR: 350 – 1000 ƞm)
- Infrarrojo cercano (NIR: 1000 – 2500 ƞm)
La muestra es bombardeada por una fuente de luz con diferentes longitudes de
ondas, para cada longitud de onda, alguno de los rayos son absorbidos por
enlaces químicos especificas, al mismo tiempo, otros rayos son dispersados y
reflejados por otros enlaces químicos. Algunos de los rayos pasan a través de la
muestra, la cual es llamada transmisión NIR o trasmisión cercana al infrarrojo.
61
4. RESULTADOS
4.1. Resultados del método permeámetro a usar (Pruebas de arena).
Las curvas de estas pruebas presentan el siguiente comportamiento:
Figura 32. Resultados gráficos para cálculo de conductividad hidráulica en arenas
Se observa que las curvas presentan un comportamiento lineal, esto quiere decir
que no hay cambios físicos respecto a la distribución de vacios, ni cambios en la
relación de vacios en el transcurso de la percolación de la solución, a partir de
estas curvas podemos obtener los siguientes datos:
Factor de correlación medio no saturado: 0,9981
Factor de correlación medio saturado: 0,9983
-0,50
-0,45
-0,40
-0,35
-0,30
-0,25
-0,20
-0,15
-0,10
-0,05
0,00
0,E+00 2,E-02 4,E-02 6,E-02 8,E-02 1,E-01 1,E-01 1,E-01
Ln(h
(t)/
h(0
))
Tiempo (h)
Arena No Sat
Arena Sat
62
Medio no saturado
K = 1,21 ∙ 10-4
m/s
Medio saturado
K = 2,65 ∙ 10-4
m/s
Esto calza perfectamente para todos y cada uno de los rangos recopilados en la
literatura, (Tabla 2) es decir, se puede concluir que el método tanto matemático
como experimental es apropiado para realizar mediciones de conductividad
hidráulica.
63
4.2. Pruebas con lechos minerales
4.2.1. Efectos Físicos
De los procedimientos realizados para pruebas saturadas y no saturadas se
obtienen los siguientes resultados gráficos, interpretados a través de tablas.
Figura 33. Resultados para muestras medios no saturados, a gráficos 𝐥𝐧 𝐇𝐨
𝐇𝐭 𝐯𝐬 𝐭
En los gráficos 33 y 34 se observa curvas similares a las vistas en las pruebas de
conductividad hidráulica en arena, es decir, comportamientos lineales entre las
dos variables medidas, esto respalda que el valor de conductividad hidráulica
para cada curva que presente este comportamiento es constante, no se ve
afectado de manera significativa por el cambio en el grado de saturación de la
muestra.
-5E-01
-5E-01
-4E-01
-4E-01
-3E-01
-3E-01
-2E-01
-2E-01
-1E-01
-5E-02
0E+00
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Ln(h
(t)/
h(0
))
Tiempo (h)
Muestra 1 - No Sat Muestra 2 - No Sat Muestra 3 - No Sat
Muestra 4 - No Sat Muestra 5 - No Sat Muestra 6 - No Sat
64
Figura 34. Resultados para muestras medios saturados, a gráficos 𝐥𝐧 𝐇𝐨
𝐇𝐭 𝐯𝐬 𝐭
Como se observa en la Figura 35, existe un rango de valores sobre los que se
puede catalogar el mineral medido, si consideramos el valor de la prueba más
lenta (3,9∙10-5
cm/s) hasta el valor de la prueba más rápida(6∙10-4
cm/s), estas
fluctúan en un valor del orden de [10-4
– 10-5
] (cm/s) que según la literatura se
sitúa en un material de permeabilidad catalogado como pobre-bueno y de
composición de arcillas estratificadas, muy en concordancia con la mineralogía.
Tabla 3
-5E-01
-5E-01
-4E-01
-4E-01
-3E-01
-3E-01
-2E-01
-2E-01
-1E-01
-5E-02
0E+00
0 5 10 15 20 25 30 35Ln
(h(t
)/h
(0))
Tiempo (h)
Muestra 1 - Sat Muestra 2 - Sat Muestra 3 - Sat
Muestra 4 - Sat Muestra 5 - Sat Muestra 6 - Sat
65
Figura 35 Rango de valores de conductividad hidráulica en el que se distribuyen los
compositos probados (Angelone, 2006)
En el rango presentado en la Tabla 3, el rango calificado según los valores de
permeabilidad de las muestras mineral se clasifica como Estrato Arcilloso.
Tabla 3 Rango de valores permeabilidad en el que se distribuyen los compositos
probados (Lambé 1997)
66
Tabla 4. Interpretación matemática realizada a resultados gráficos.
Valores de
k (cm/s)
Permeabilidad
(cm2) Código
Factor de
Correlación ΔL (m)
Vol.
Inicial
(mL)
Vol. de
Recuperación
(mL)
Razón
Recuperación
Volumétrica
6,00E-04 6,00E-09 Muestra 1 No sat 0,970 0,007
700 220 0,31
5,00E-04 5,00E-09 Muestra 1 Sat 0,999 700 660 0,94
5,15E-04 5,15E-09 Muestra 2 No Sat 0,969 0,004
700 200 0,29
4,10E-04 4,13E-09 Muestra 2 Sat 0,998 700 620 0,89
2,40E-04 2,37E-09 Muestra 3 No Sat 0,979 -0,007
700 140 0,20
1,90E-04 1,90E-09 Muestra 3 Sat 0,999 700 610 0,87
2,30E-04 2,30E-09 Muestra 4 No sat 0,989 -0,004
700 - 0,00
4,60E-05 4,60E-10 Muestra 4 Sat 0,999 700 620 0,89
1,70E-04 1,70E-09 Muestra 5 No sat 0,963 0,006
700 60 0,09
3,20E-05 3,20E-10 Muestra 5 Sat 0,999 700 630 0,90
1,60E-04 1,60E-09 Muestra 6 No Sat 0,993 0,001
700 - 0,00
3,90E-05 3,90E-10 Muestra 6 Sat 0,997 700 520 0,74
El comportamiento esperado para cualquier prueba de permeabilidad es que los
valores de ΔL fueran negativos, es decir, que exista una compactación del lecho
en vez de un levantamiento del suelo mismo.
ΔL es la diferencia entre longitudes final e inicial del lecho mineral, como se
muestra en la Tabla 4. Las muestras 3 y 4 poseen este comportamiento. Esto se
atribuye a los valores de composición mineralógica de arcillas, no a valores de
conductividad hidráulica, ya que sus valores correspondientes son intermedios,
es decir, ni los más rápidos, ni los más lentos. Sin embargo, los compositos
restantes experimentan un aumento del lecho, una dilatación inesperada. Prueba
de la influencias de la arcillas en las muestras y su atrapamiento interlaminar de
solución acida provocando una pequeña expansión en el lecho.
67
Dónde:
ΔL < 0 = Compactación de Suelo
ΔL > 0 = Levantamiento de Suelo
Figura 36. Relación ordinal entre muestras comparando velocidades de medios saturados y no
saturados
Si se ordenan todas las muestras de mayor a menor respecto a su respectiva
conductividad hidráulica, se obtiene una distribución como la observada en la
Figura 36, donde se distingue un patrón de comportamiento, el ordenamiento de
mayor a menor de las muestras de medio no saturado, es exactamente el mismo
para las pruebas de medio saturado, esta relación tiene sentido debido a que no
existió en el cambio de medio de no saturado a saturado una deformación de los
poros de la muestra, la solución fluyó exactamente por los mismos canales, sin
formar canales nuevos.
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
Pe
rme
abili
dad
(cm
2)
N° Muestras
Medio saturado
Medio no saturado
68
Para un análisis mayor de la discusión anterior se realizó lo siguiente, se
examinó si es que existió algún cambio volumétrico en los canales, esto se
calcula mediante una básica ecuación:
Vt = Vs + Vv 4)
Dónde:
Vt: Volumen total de la muestra distribuida en la columna (en cm3)
Vs: Volumen solo del sólido, calculado con datos de, masa y densidad (en cm3)
Vv: Volumen de vacios. (en cm3)
Considerando Vt y Vs como variables medibles, Vv se puede calcular para cada
muestra, los resultados mostrados en las Figuras 37 y 38 se observan pequeños
aumentos volumétricos en los poros cuando el fluido percola a través de ellos,
solo con excepción de la muestra 3 y 4 que no experimentan esta expansión, esto
puede provocarse a la reacción de la solución acida con minerales en las paredes
del poro, expandiendo el tamaño de este mismo. Esto depende de la distribución
de estos minerales a través de las paredes del poro.
69
Figura 37. Relación de vacancias frente a permeabilidad para medio no saturado
Figura 38. Relación de vacancias frente a permeabilidad para medio saturado
0
100
200
300
400
500
600
700
800
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
Vac
anci
as (
cm3)
Per
mea
bil
ida
d (
cm2)
N° Muestra
Permeabilidad
Vacancias
0
100
200
300
400
500
600
700
800
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
1 2 3 4 5 6
Vac
anci
as (
cm3)
Pe
rmea
bili
dad
(cm
2)
N° Muestra
Permeabilidad
Vacancias
70
4.2.2. Efectos Mineralógicos
Considerando los valores porcentuales descritos anteriormente, las muestras 4,5
y 6 son las que poseen la conductividad hidráulica más lenta y mayores
porcentajes de arcilla de tipo caolinita en su composición mineralógica, como se
muestra en la Tabla 5 probablemente tienen una directa relación para un
fenómeno observado en las pruebas de medio no saturados. No se observó salida
de PLS o solución, a las muestras 4 y 6, es decir, al ingresar la solución ácida, se
esperaba lógicamente una salida de esta solución con o sin arrastre de material
extraído o lixiviado desde el lecho mineral, pero esto no sucedió, a excepción de
la muestra 5 que se recuperó sólo 60 mL de PLS, menos del 10% considerando
los 700 mL de solución que ingresó, las pruebas con menor cantidades de
arcillas de tipo caolinita (muestra 1, 2 y 3) presentan recuperaciones
volumétricas sobre el 20 %.
Las recuperaciones volumétricas de solución son considerablemente mayores
para las pruebas de medios saturados en comparación con las recuperaciones de
medio no saturado, con rangos entre el 74% y el 94%.
Tabla 5. Resultados porcentuales análisis mineralógicos realizados mediante NIR
Porcentaje en masa
N° Muestra Albita Alunita Biotita Muscovita Ortoclasa Plagioclasa Pirita Cuarzo Caolinita Clorita
1 0 4,9 0,2 16,7 5,3 0 5,7 44,2 15 0,7
2 0 3,8 0 25,9 6,7 0 7,7 46,1 7,5 0,3
3 1,9 5,9 0,7 12,7 4,8 0,4 8 43,3 18 0
4 0,3 0 9 19,1 13,2 1,13 9 21 28,5 0,3
5 0 0 2,7 13,2 10 1,2 5,2 21 41,5 0,6
6 4,8 1,2 5,4 17,3 13,5 1,3 9,3 22,5 23,4 0
71
Figura 39. Relación de cada muestra entre porcentaje de ortoclasa y su respectivo valor de
permeabilidad
Figura 40. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de plagioclasa y su
respectivo valor de permeabilidad
0
2
4
6
8
10
12
14
16
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
% d
e m
ine
ral /
mu
est
ra
Pe
rme
abili
dad
(cm
2 )
N° Muestra
Permeabilidad
Ortoclasa
00
00
00
01
01
01
01
01
02
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
% m
ine
ral /
mu
est
ra
Pe
rmea
bili
dad
(cm
2 )
N° Muestra
Permeabilidad
Plagioclasa
72
Figura 41. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de caolinita y su respectivo
valor de permeabilidad
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
% m
ine
ral /
mu
est
ra
Pe
rme
abili
dad
(cm
2 )
N° Muestra
Permeabilidad
Caolinita
73
Figura 42. Relación existente para cada muestra entre porcentaje de cuarzo y su respectivo
valor de permeabilidad
Respecto al análisis mineralógico realizados a las muestras solo 4 de los 10
minerales analizados muestran un patrón de comportamiento directamente
ligado a la permeabilidad o conductividad hidráulica del lecho mineral en
cuestión, estos minerales son:
Plagioclasa
Ortoclasa
Caolinita
Cuarzo
Se observa una tendencia entre la relación existente entre los valores de K para
las diferentes muestras y sus composiciones de arcillas, para medios tanto no
saturados como saturados, sobre el 20% de caolinita, provoca una disminución
considerable en la permeabilidad.
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
0E+00
1E-09
2E-09
3E-09
4E-09
5E-09
6E-09
7E-09
1 2 3 4 5 6
% d
e m
ine
ral /
mu
est
ra
Pe
rem
eab
ilid
ad (
cm2 )
N° Muestra
Permeabilidad
Cuarzo
74
Para las especies de ortoclasa, plagioclasa, caolinita, existe una tendencia
inversamente proporcional entre sus respectivos porcentajes y el valor de
permeabilidad, es decir, entre más aumenta la cantidad de estos minerales en las
muestras, menor es la conductividad hidráulica, por ende su
permeabilidad.(Figuras 39, 40, 41) Los rangos de cantidad de mineral para cada
una de estas especies son las siguientes:
Ortoclasa: entre 4,8 y 13,5 %
Plagioclasa: No superior al 1,3%
Caolinita: hasta un 15% conductividad hidráulicas consideradas como buenas en
la literatura, sobre estas cantidades baja la conductividad a la clasificación de
pobre conductividad hidráulica.
Muy por el contrario el cuarzo presenta, un patrón de comportamiento inverso al
de los minerales discutidos anteriormente el cuarzo mejora la conductividad
hidráulica dependiendo de las cantidad de este en las muestras, es decir, a
mayores cantidades de cuarzo mejor conductividad hidráulica (Figura 42)
75
5. CONCLUSIONES
De acuerdo a los resultados experimentales obtenidos, se puede concluir.
El nuevo modelo de permeámetro diseñado, puede ser usado para
eventuales pruebas de permeabilidad, se ha verificado que las mediciones
de conductividad hidráulica están dentro de los rangos de estudios hechos
con anterioridad.
Este método permite una buena correlación entre las variables que se
miden con el fin de obtener la permeabilidad hidráulica, aumentando la
precisión de este valor y sin variaciones significativas ocasionadas por
factores como granulometría, porosidad o aumento en el volumen del
lecho.
El mineral estudiado en relación a su conductividad hidráulica está
clasificado como material pobre-bueno y dentro de una clasificación de
arcillas estratificada, los valores de permeabilidad obtenidos son de
magnitud 109 clasificando al mineral como estrato arcilloso.
Las muestras minerales estudiadas presentan expansiones volumétricas
provocadas por dos posibles factores, influencia de arcillas expansivas o
arcillas de atrapamiento mineral de solución.
Los valores de K (constante de permeabilidad) para las pruebas no
saturadas, son considerablemente mayores que los valores de K para las
pruebas saturadas.
76
Al ordenar los valores de permeabilidad de las muestras de mayor a
menor se patrón de comportamiento de estos valores, los valores
ordenados de medios saturados, siguen el mismo orden que los medios no
saturados, esto prueba que la solución no provoca apertura de poros
nuevos, la distribución granulométrica de las muestras no son
modificables dentro del lecho.
Es posible que la solución percolante produzca un hinchamiento o un
aumento de volumen del mineral. Esto implica un aumento en la
porosidad total pero no necesariamente una baja considerable en el
coeficiente de conductividad hidráulica.
Para las especies de ortoclasa, plagioclasa, caolinita, existe una tendencia
inversamente proporcional entre sus respectivos porcentajes y el valor de
permeabilidad, es decir, entre más aumenta la cantidad de estos minerales
en las muestras, menor es la conductividad hidráulica, por ende su
permeabilidad.
Muy por el contrario el cuarzo presenta, un patrón de comportamiento
inverso al de los minerales discutidos anteriormente el cuarzo mejora la
conductividad hidráulica dependiendo de las cantidad de este en las
muestras, es decir, a mayores cantidades de cuarzo mejor conductividad
hidráulica.
77
6. RECOMENDACIONES
Realizar cambios en el procedimiento, por ejemplo, para poder evaluar la
conductividad hidráulica de muestras con granulometría mayor y más aún,
con el procedimiento de aglomeración realizado, no se podrá formar la
capa de agua descendiente pero si se podrá evaluar el flujo de salida que
perfectamente puede ser interpretado como velocidad de salida de
solución además de la relaciones volumétricas de entrada/salida
estudiadas anteriormente.
Pruebas de migración de finos desde el aglomerado. Con el fin de ver
variaciones o cambio en los canales donde la solución percola.
Comparar diferencias entre la conductividad hidráulica con un dispositivo
de carga constante.
78
7. BIBLIOGRAFIA
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82
8. ANEXOS
Tablas de análisis granulométricos de cada una de las muestras analizadas
Anexo 1 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 1.
Anexo 2 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 2.
Malla
Tyler
Abertura
(um)
Masa
(g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 0,6 0,15 0,15 99,85
30 600 139 34,13 34,27 65,73
50 300 95 23,32 57,60 42,40
70 212 34,9 8,57 66,17 33,83
100 150 21,6 5,30 71,47 28,53
150 106 21,2 5,21 76,68 23,32
200 75 22,4 5,50 82,18 17,82
-200 53 72,6 17,82 100,00 0,00
407,3 100
Malla
Tyler
Abertura
(um)
Masa
(g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 1,9 0,31 0,31 99,69
30 600 221,3 36,01 36,32 63,68
50 300 137,8 22,42 58,74 41,26
70 212 58,8 9,57 68,30 31,70
100 150 37,6 6,12 74,42 25,58
150 106 32,4 5,27 79,69 20,31
200 75 26,1 4,25 83,94 16,06
-200 53 98,7 16,06 100,00 0,00
614,6 100
83
Anexo 3 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 3.
Malla
Tyler
Abertura
(um) Masa (g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 7 1,37 1,37 98,63
30 600 179,2 35,05 36,42 63,58
50 300 117,1 22,90 59,32 40,68
70 212 42,4 8,29 67,61 32,39
100 150 30,1 5,89 73,50 26,50
150 106 24,3 4,75 78,25 21,75
200 75 27,5 5,38 83,63 16,37
-200 53 83,7 16,37 100,00 0,00
511,3 100
Anexo 4 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 4.
Malla
Tyler
Abertura
(um) Masa (g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 0 0,00 0,00 100,00
30 600 192 37,55 37,55 62,45
50 300 131,1 25,64 63,19 36,81
70 212 42,8 8,37 71,56 28,44
100 150 29,2 5,71 77,27 22,73
150 106 23 4,50 81,77 18,23
200 75 22,6 4,42 86,19 13,81
-200 53 70,6 13,81 100,00 0,00
511,3 100
84
Anexo 5 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 5.
Anexo 6 Resultados para análisis Granulométrico Muestra 6.
Malla
Tyler
Abertura
(um) Masa (g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 0 0,00 0,00 100,00
30 600 58,2 9,72 9,72 90,28
50 300 254,1 42,42 52,14 47,86
70 212 50,6 8,45 60,58 39,42
100 150 37,5 6,26 66,84 33,16
150 106 28,5 4,76 71,60 28,40
200 75 42,6 7,11 78,71 21,29
-200 53 127,5 21,29 100,00 0,00
599 100
Malla
Tyler
Abertura
(um) Masa (g)
%Retenido
Parcial
Retenido
Acumulado
(%)
Pasante
Acumulado
(%)
10 2000 0 0,00 0,00 100,00
30 600 199,1 36,41 36,41 63,59
50 300 147,2 26,92 63,33 36,67
70 212 52 9,51 72,84 27,16
100 150 36 6,58 79,43 20,57
150 106 30 5,49 84,91 15,09
200 75 21 3,84 88,75 11,25
-200 53 61,5 11,25 100,00 0,00
546,8 100