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La conductividad eléctrica de los suelos surge a partir del movimiento de iones, que se desplaza de su posición original por un aplicado campo eléctrico, es decir, la conducción es de tipo electrolítica. Los factores que afectan la conductividad eléctrica en suelos y rocas son: relación de vacíos, el grado de saturación, la estructura del suelo y la tela, la concentración de sal del poro fluido, y la temperatura.

En la conducción electrolítica, los átomos o iones que componen el material conductor no intervienen en el proceso, y excepto por su vibración respecto de sus posiciones de equilibrio permanecen en sus lugares. Aquí, la transferencia electrónica tiene lugar por migración iónica que involucra un transporte de materia de una parte del material conductor. El fenómeno de conducción electrolítica en los suelos está ampliamente descrito en (Rinaldi & Cuestas, 2002). Allí, la conductividad eléctrica “σ0” se define como el coeficiente que relaciona el gradiente de potencial “ΔVe” y la densidad de corriente eléctrica “i”:

𝒊 = 𝝈_𝒐 𝜟𝑽_𝒆

Esta ecuación es la bien conocida ley de Ohm y puede ser considerada válida en conductores iónicos, cuando un tipo de carga es móvil, o a frecuencias suficientemente altas, donde las diferentes cargas pueden desplazarse, pero no hay tiempo para cambios, para acumularse en los electrodos o para crear concentración de gradientes (polarización).

En suelos gruesos, donde la carga superficial de las partículas es despreciable, los iones se pueden desplazar a través de los poros con poca interacción. La conducción eléctrica en los suelos es gobernada principalmente por la naturaleza del fluido de poro, relación de vacíos y grado de saturación. En suelos de granulometría fina, la conducción eléctrica se vuelve más compleja ya que se desarrollan capas dobles alrededor de partículas de tamaño coloidal con superficie de carga negativa (Rinaldi & Cuestas, 2002).

En la figura 2.2 se muestra la superficie de una partícula de arcilla y la posición de los iones en solución, donde la capa interna se forma con iones de signo contrario fuertemente adsorbidos en la superficie de la partícula por fuerzas electrostáticas y de van der Waals. En general, es conocido (Shaw, 1970) que un plano localizado a una distancia equivalente al tamaño de los iones hidratados divide la doble capa. La capa interna es formada por iones de signo contrario fuertemente adsorbidos a las superficie de la partícula por fuerzas electrostáticas y de Van der Waals. Más allá de este plano se extiende la doble capa difusa.

Figura 2.2. Modelo de doble capa alrededor de una partícula de arcilla. (Rinaldi & Cuestas, 2002)

Cuando se aplica un potencial electro cinético, los iones de la doble capa se desplazan a lo largo de un plano conocido como plano de corte. La interacción de los iones a lo largo de este plano reduce su movilidad dándole a las partículas una conductividad equivalente que contribuye al total de la conducción. Sin embargo, la contribución del electrolito y de las partículas no puede ser sumada directamente.

A frecuencias por debajo de unos cuantos kHz, los iones de la doble capa siguen la variación del campo eléctrico y la conducción de las partículas puede ser considerada como óhmica. A grandes frecuencias, los iones de la doble capa no pueden seguir las variaciones del campo eléctrico, la energía es disipada, y la conductividad se incrementa. Por lo tanto, la conducción y las pérdidas polares contribuyen a la conductividad eléctrica de los suelos (σs*). En notación compleja, la conductividad es escrita como (Rinaldi & Cuestas, 2002):

𝝈

𝒔

= 𝝈

+ 𝒋 𝜺

𝑲

𝝎

Donde σ0 es la conductividad óhmica a baja frecuencia o a frecuencias mucho menores

que las correspondientes al fenómeno de relajación; k* = k’- j k” = frecuencia dependiente de la permitividad dieléctrica compleja del medio el cual considera la energía adsorbida y disipada durante el fenómeno de relajación, k’(ω) y k”(ω) = permitividades real e imaginaria respectivamente (O’Konski 1959; Schwarz 1962; Schurr 1964; Lyklema et al. 1983).

 εo = permitividad del vacío 8,85 x 10−12 _[F/m]

 j = número complejo (-1) 0.5; y ω frecuencia angular.

K* es la respuesta dieléctrica del suelo debido a la relajación de la doble capa tal como se puede apreciar en la figura 2.3.

Figura 2.3 Curva típica de la conductividad en suelos arcillosos (Rinaldi & Cuestas, 2002)

En el rango de frecuencia del MHz. se presenta el fenómeno de relajación de k* debido a la acumulación de cargas eléctricas en las interfaces y bordes de las fases del suelo. Este mecanismo puede ser muy importante en los suelos finos, pero tiene irrelevante importancia en el agua o en arenas húmedas, los suelos secos, y los suelos saturados contaminados con hidrocarburos (Ybañez, Molina, Piumetto, & Carvajal, 2012).

La componente real puede ser determinada introduciendo las componentes real (k’) e imaginaria (k”) de la permitividad compleja k*:

𝝈

= 𝝈

+ 𝒋 𝜺

𝑲

_𝝎

En la mayoría de los suelos, a frecuencias debajo de los 100 kHz, el segundo término de la ecuación desaparece y la conductividad total es gobernada por el término óhmico (σ0) que es independiente de la frecuencia.

Sin embargo, a muy bajas frecuencias, la polarización del electrodo puede presentarse. Este mecanismo ocurre en suelos, a frecuencias menores a 2 o 3 kHz cuando las mediciones de conductividad se realizan utilizando una celda de 2 electrodos ya que los iones en los mismos no son intercambiados y se acumulan creando una doble capa similar a aquella en la superficie de las partículas coloidales. Esta nueva doble capa reduce la conductividad medida.

A frecuencias entre las correspondientes a la polarización del electrodo y del fenómeno de relajación de la doble capa, la conductividad de los suelos exhibe un comportamiento casi constante. Esta región depende del contenido de agua en los suelos. A grandes contenidos

de agua de extiende por encima de unos pocos megahercios, mientras que para un contenido muy bajo de humedad, casi no se desarrolla una región de conductividad constante.