Capitulo 04

Tecnología de Tierras y Aguas I - Infiltración
TEMA 4
Infiltración
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Tecnología de Tierras y Aguas I - Infiltración
1. INTRODUCCION
La Infiltración es un elemento importante del ciclo hidrológico interviniente en muchos
problemas de evaluación, planificación y diseños de ingeniería.
Se define a la infiltración como al proceso hidrológico por el cual el agua ingresa
al suelo a través de su superficie.
La superficie a través de la cual se produce el proceso de ingreso del agua al suelo
puede ser:
* la superficie del suelo en terreno natural no inundado.
* el lecho de un río o cauce natural o artificial.
* el fondo de una laguna o estero.
* cualquier otro tipo de interfase suelo-agua por donde pueda producirse este proceso.
A través de lo expresado surge claramente la interacción de dos elementos: al agua que
es la que sufre el proceso de infiltración y el suelo, el cual se transforma en el receptor de
dicha infiltración ( en forma temporal o permanente ). El agua que da origen a la infiltración
puede provenir de fenómenos naturales ( lluvia, agua de depresiones, de cursos de aguas, etc.
) o artificial ( riego agrícola ).
A partir del agua que se infiltra al terreno, se producen tres fenómenos distintos:
a) retención como humedad del suelo y posterior uso por parte de las plantas a través del
fenómeno de evapotranspiración.
b) alimentación de los acuíferos del subsuelo.
c) constituir un flujo de escurrimiento subsuperficial que puede alimentar posteriormente al
flujo o escurrimiento superficial.
2. FACTORES QUE AFECTAN A LA INFILTRACIÓN
a) Características del fluido y del origen del agua.
El agua contiene cierta cantidad de sedimentos finos, arcillas, coloides, etc. El efecto de
estos materiales en suspención en el fluido es el de obstruir los poros del suelo disminuyendo
apreciablemente la infiltración a través de la superficie.
El fluido que se infiltra a menudo contiene sales, estas sales pueden afectar la viscosidad
del fluido o formar complejos con los coloides del suelo que afectan la estructura del mismo.
De igual manera la temperatura afecta la viscosidad del fluido con su consiguiente
influencia en la velocidad de circulación del agua a través de los poros del suelo.
En cuanto a las precipitaciones, cuanto mayor es su intensidad, más rápidamente se
produce la saturación del suelo, incrementándose los excesos superficiales.
El impacto de las gotas de lluvia también afecta a la infiltración al destruir la estructura
superficial del suelo.
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b) Características del medio permeable.
En el suelo es de fundamental importancia la distribución y tamaño de los poros, es decir la
proporción de los diferentes tamaños presentes, así como su estabilidad relativa durante las
tormentas, riegos u otras aplicaciones del agua.
Los suelos con contenido apreciable de arcillas y materiales coloidales se expanden cuando
se mojan. Las grietas tienden a cerrarse lo mismo que los poros grandes. De esta forma se
produce una disminución de la penetración del agua, mucho más rápida que en las arenas. En
éstas los poros son relativamente estables, puesto que las partículas de arena no se desintegran
con facilidad ni se hinchan cuando se humedecen.
El impacto de las gotas de lluvia rompe las estructura superficial del suelo, y las partículas
más pequeñas que se desprenden van obturando progresivamente los poros ya existentes. A
consecuencia de este proceso se suele compactar la superficie del suelo, formándose una capa
o costra superficial reduciéndose la infiltración en gran medida.
La vegetación interviene con un rol muy importante en los procesos de ingreso de agua al
suelo, protegiendo las superficie del impacto del agua y manteniendo con sus raices la
estructura suelta y porosa del suelo.
De igual forma la presencia de materia orgánica y una actividad biológica constante
mantienen el suelo suelto y esponjoso, dando lugar a una grana capacidad de entrada de agua
al suelo; favoreciendo de esta forma la infiltración.
Es de fundamental importancia el tipo de manejo de los terrenos agrícolas. Esta
demostrado que el pisoteo del ganado, la circulación de tractores y otro tipo de maquinaria
agrícola, producen una progresiva compactación de los terrenos, el que aumenta en función
del grado de humedad de los suelos, causando una disminución en la capacidad de infiltración
de los mismos.
3. TASA Y CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN.
La infiltración puede realizarse a cualquier velocidad, desde nulo hasta la denominada
capacidad de infiltración del mismo. Si la intensidad de lluvia es menor que la capacidad de
infiltración no debe ser llamada capacidad, sino velocidad de infiltración. Puede haber infinitas
velocidades de infiltración pero existe una sola capacidad para un tiempo y un suelo
determinado.
4. ECUACIONES DE CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN.
4.1 Fórmula de Kostiakov
Este autor presentó una formula empírica para relacionar la lámina infiltrada para un
tiempo determinado y el tiempo:
F = C * t^m
donde: F = Lámina total infiltrada en el tiempo t.
t = tiempo.
C y m = parámetros a determinar con datos experimentales.
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Derivando la ecuación con respecto al tiempo:
f = m * C * t ^(m-1)
si hacemos que : K = m * C
y n=1-m
obtenemos:
f = K * t^-n
Si analizamos la ecuación anterior es evidente que cuando t -> infinito, la capacidad de
infiltración tiende a cero, lo cual no representa la condición real de lo que sucede en el suelo,
pues todo suelo tiene una capacidad de infiltración final distinta de cero.
Asimismo, cuando el tiempo tiende a cero, la capacidad de infiltración tiende a infinito. Ello
significa una representación del tipo siguiente:
Figura 1: Gráfica de la f=f(t).
Esta representación nos muestra los límites de valides de la ecuación de Kostiakov. No
representa el verdadero fenómeno de la capacidad de infiltración en ambos extremos de los
tiempos, pero sí los representa en los tramos medios.
Ellos significa que a medida que el suelo se va saturando, y la velocidad de infiltración se
acerca al valor de conductividad hidráulica del suelo ( o la permeabilidad ), los valores dejan
de representar el fenómeno de la infiltración. Es por ello que Kostiakov, aconsejó usar su
ecuación en rangos de "f" superiores a "k" ( conductividad hidráulica del suelo saturado ).
Para un mismo suelo, de los parámetros de Kostiakov, solo se modifica K para distintas
condiciones de humedad del suelo, ello significa que para distintos ensayos en un mismo suelo,
K variará pero "n" se mantendrá constante.
Por otro lado "n" representa a las características propias del suelo.
4.2 Ecuación de Horton.
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La ecuación propuesta es del tipo exponencial negativa, y responde a la siguiente
expresión:
f = f + ( fo - fc ) * e^(-k*t)
donde:
fo = capacidad de infiltración inicial
fc = capacidad de infiltración final = k
e = base de los logaritmos naturales.
t = tiempo desde el inicio de la lluvia.
k = constante, que depende del suelo, de la vegetación y del t de variación entre fo y fc.
Ello significa que la disminución de la capacidad de infiltración con el tiempo es un
proceso de agotamiento, el cual tiende a un valor constante final = "k", la conductividad
hidráulica del suelo.
De la ecuación de Horton podemos deducir que para cuando t -> 0, f -> fc, que es el
valor de capacidad de infiltración inicial y el cual es función de la humedad del suelo. Cuando t
-> infinito, f -> fo, lo que produce una gráfica del tipo siguiente:
Figura 2: Representación de grafica de la Ecuación de Horton.
Los valores de las constantes de las formulas se pueden calcular a partir de ensayos
con infiltrómetros. Tanto fc y k son valores característicos de cada tipo de suelo.
De la representación semilogarítmica se obtienen los valores de k y fo, fijando
previamente a fc. El valor de fo depende de la humedad inicial en el perfil.
4.3 ECUACIÓN DE HOLTAN
Holtan comprobó que para diferentes texturas y estructuras de suelos, y en los mismos
suelos pero con diferentes coberturas vegetales, los ensayos de infiltración dan muy diferentes
capacidades de infiltración.
Planteó una ecuación empírica representando el fenómeno de agotamiento tendiendo hacia
un valor constante fc.
f = a . Sa^(n) + fc
donde:
f = capacidad de infiltración
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a = parámetro que está en función de la vegetación.
Sa = capacidad disponible en la capa superficial ( porosidad no ocupada por el agua ).
n = es función de la textura del suelo. Datos experimentales dan un valor medio de 1,4 para
suelos limosos.
fc = tasa constante de infiltración después de un humedicimiento prolongado.
El valor de a se toma como el porcentaje del área ocupada por tallos o raíces de plantas. E
s decir que "a" es variable con las estaciones del año o con las etapas de crecimiento de los
vegetales, por lo que se lo afecta con un coeficiente GI. Este coeficiente es estimado con datos
de evapotranspiración bajo condiciones de abastecimiento adecuado de humedad ( en valores
cercanos a capacidad de campo ).
El valor de GI se calcula para cada semana del año, a partir de la siguiente ecuación:
GI = EPT / EPt max. anual.
y refleja el estado de crecimiento y contracción de las raíces de las plantas en cada estación.
Por lo que la ecuación original de Holtan se transforma en:
f = GI . a . Sa^(n) + fc
Holtan propone obtener el fc a partir de los valores determinados por el Servicio de
Conservación de Suelos de los Estados Unidos, para cada una de las clases hidrológicas de
suelos ( A, B, C y D), variando entre 11,4 a 0 mm/hora.
Como Sa es un almacenamiento en la zona no saturada, se pueden derivar ecuaciones de
balance, las que se pueden cuantificar mediante métodos computacionales incrementado o
disminuyendo en el intervalo considerado las variables intervinientes.
Desde el punto de vista hidrológico, y teniendo en cuenta la posibilidad de alimentar un
modelo de evaluación continua de la capacidad de infiltración en función del tiempo, se
presenta como la fórmula más interesante.
5. INTENSIDAD DE LLUVIA Y CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN
Si la intensidad de precipitación nunca excede la capacidad de infiltración final, no habrá
escurrimiento. El gradiente de potencial por encima del frente de mojadura tiende a uno y la
velocidad de infiltración será igual a la intensidad de precipitación.
Si la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración final y menor
que la capacidad de infiltración inicial, y continúa durante un período suficientemente largo, se
tendrá un período inicial desde el comienzo de la precipitación en que el suelo absorbe el agua
que cae. Esa capacidad de absorción irá disminuyendo y llegará un momento en que será
menor que la precipitación. En ese instante comenzará a formarse una lámina de
encharcamiento.
La intensidad de lluvia excederá la capacidad de infiltración en el momento en que la
precipitación acumulada se acerque a la infiltración acumulada que ha sido predicha para el
encharcamiento continuo de la superficie.
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Cuanto más baja sea la intensidad de precipitación, mayor será el tiempo en que se
mantendrá constante la capacidad de infiltración.
Si la precipitación cesa durante muchas horas puede producirse una recuperación parcial de
la capacidad de infiltración debido al drenaje en el perfil del suelo, y a la evapotranspiración (
en el caso de que el tiempo transcurrido hubiese sido bastante largo ).
6. RECUPERACIÓN DE LA CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN.
La curva de capacidad de infiltración tienen la forma de una exponencial decreciente, desde
un valor inicial fo, hasta un valor final fc. Esta forma se mantiene constante en el caso de que
la intensidad de precipitación sea mayor que la capacidad de infiltración. Pero si ocurre que la
capacidad de infiltración supera a la intensidad de precipitación, la curva no parte de un valor
fo, sino desde el valor de intensidad de precipitación efectivamente registrada.
Asimismo la forma original de la exponencial decreciente, se modifica, pues se produce un
desplazamiento o traslado en el sentido creciente de los tiempos de la curva original.
Este fenómeno también se presenta en el caso de tener precipitaciones intermitentes. En los
períodos entre precipitaciones se produce una recuperación de la capacidad de infiltración del
suelo.
7. INDICES DE INFILTRACIÓN.
Cuando se realizan análisis areales, uno de los inconvenientes que se presentan es la
determinación del estado de humedad del suelo, en el instante en que se produce la tormenta o
precipitación, es por ello que se desconoce en que punto de la curva f-t, se encuentra nuestro
suelo.
En el caso extremo de que la intensidad de la precipitación fuese siempre mayor que la
capacidad de infiltración, se puede suponer que la curva es la capacidad de infiltración y
descontarle a la intensidad de precipitación ese valor.
En el extremo opuesto, de que la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de
infiltración, toda la lluvia se transformará en infiltración y la curva tendrá un descenso más
lento.
El trabajar con la curva de capacidad de infiltración es complicado, se toma un valor medio
de infiltración y se supone que es un valor constante. Esto es válido cuando el objetivo es
determinar la precipitación en exceso para la determinación de crecidas, donde la magnitud de
la intensidad de precipitación normalmente es muy superior a la capacidad de infiltración, y
donde la distribución de los excesos se afectan levemente al considerarla constante en el
período.
Esta aproximación comienza a producir errores mayores, a medida que aumentan las
pérdidas con respecto a las precipitaciones.
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Se han determinado una serie de índices para el cálculo de esta tasa de infiltración
constante.
7.1 INDICE Ø
Se define como la capacidad de infiltración a partir de la cual todo el volumen precipitado
es igual al volumen total escurrido.
Para determinar el índice ø se traza una paralela al eje de los tiempos que divide el
hietograma en dos áreas. El área superior corresponde al volumen total de escorrentía
superficial.
Este índice incluye la parte de la precipitación que no se transforma en escurrimiento
directo, es decir infiltración, intercepción, almacenamiento en depresiones y
evapotranspiración.
7.2. INDICE W.
Se define como la tasa de infiltración promedio durante el tiempo en el cual la intensidad de
precipitación excede a la capacidad de infiltración.
W = F / t = 1/ t * ( P - Q - S )
donde :
F = infiltración total.
t = tiempo durante el cual la intensidad de precipitación excede la capacidad de infiltración.
P = precipitación total en el tiempo t.
Q = Escorrentía superficial.
S = almacenamiento en depresiones más intercepción.
7.3. W MÍNIMO.
Cuando la cuenca está muy húmeda y se produce una precipitación, el almacenamiento en
depresiones está prácticamente colmado. En estas circunstancias, el índice W es igual al índice
W mínimo por definición y coincidirá por lo tanto con el índice ø.
Este índice es el más utilizado en estudios de potencial máximo de inundación.
La magnitud de estos índices dependen fundamentalmente de las condiciones de humedad
antecedente y de la duración de las tormentas.
8. UNIDADES Y MÉTODOS PARA DETERMINAR LA CAPACIDAD DE
INFILTRACIÓN
Es corriente utilizar como unidad el mm/hora. En algunos casos el mm/día. Para medidas
directas, los intervalos de tiempo entre dos medidas sucesivas son generalmente más cortos,
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pero el resultado se traduce a una de las dos unidades citadas. Recordar que un milímetro de
agua equivale a un volumen de 10 m3/ha.
Los factores que afectan a la medida de la infiltración tienen caracter eminentemente local,
es por ello que los métodos de campo para su determinación, tiene un valor relativo, y
representan las características del lugar donde se han realizados las mediciones. Es por ello
clave al realizar ensayos de determinaciones de capacidades de infiltración seleccionar lugares
representativos del área en estudio.
Desde el punto de vista de la forma en que realizan las mediciones de campo tenemos tres
grupos fundamentales de métodos:
a) infiltrómetros.
b) análisis de hidrogramas de escorrentía en cuencas pequeñas.
c) lisímetros.
8.1 INFILTRÓMETROS:
Se utilizan para medidas muy locales y, con ellos, la capacidad de infiltración se determina
directamente. Con bastantes precauciones, los valores obtenidos pueden aplicarse a pequeñas
cuencas homogéneas. Cuando la cuenca es de dimensiones mayores, el suelo no es
homogéneo, o existen variaciones en la vegetación implantada, deberá subdividirse en áreas
que lo sean y realizar mediciones con infiltrómetros en cada una de ellas.
8.1.1. INFILTRÓMETROS DE INUNDACIÓN.
La capacidad de infiltración se deduce del volumen de agua que es necesario añadir para
mantener una lámina de espesor constante sobre un área bien definida de terreno. Se debe
procurar que este espesor sea similar al que habitualmente tiene la lámina de agua después de
una lluvia o riego.
Los defectos más importantes de este tipo son que se anula la compactación que produce la
lluvia, y que no es posible aplicarlos sin alterar la estructura del terreno.
Los diferentes modelos difieren en forma y métodos de medida. Algunos son:
a) Cilindros concéntricos.
Constituido por dos superficies cilíndricas abiertas por las bases e hincadas parcialmente en
el terreno a una profundidad de unos 10 cm, Figura 3. Se añade una cantidad conocida de
agua hasta que cubra una lámina determinada, tanto en el cilindro interior como exterior.
La función del cilindro exterior es eliminar los efectos de dispersión lateral del flujo de
infiltración que medimos y que debe ser vertical, a los efectos de representar fielmente las
condiciones reales.
Se miden los tiempo necesarios para incorporar o infiltrar una lámina determinada de agua
en el suelo, deduciendo de esta manera la capacidad de infiltración en ese instante
determinado.
El ensayo se debe realizar con un suficiente período de tiempo de manera de alcanzar los
valores asintóticos de la capacidad de infiltración, que tienden a la infiltración base.
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Figura 3: Esquema del infiltrómetro de doble anillo.
b) Cilindro excavado en el suelo E Método de Porchet).
Se excava en el suelo un hoyo cilíndrico de radio R, y se llena de agua hasta una altura "h",
Figura 4.
La superficie a través de la cual se infiltra el agua es:
S = 3.14 * R ( 2 H + R )
para un tiempo dt, suficientemente pequeño ( en el cual se puede suponer constante la
capacidad de infiltración ), se verifica que:
3.14* R ( 2 h + R ) * f = - 3.14 * R2 * dh/dt
simplificando y agrupando variables obtenemos:
f * dt = - R * dh / ( 2 h + R )
si realizamos la integración matemática obtenemos:
f = R / ( 2 *(t2-t1) ) * ln ((2h1+R)/(2h2+R))
Por lo que para determinar la capacidad de infiltración en función del tiempo, nos bastará
medir pares de valores (h1,t1) y (h2,t2), de forma que t1 y t2 no difieran demasiado y
reemplazarlos en la formula anterior.
Figura 4. Esquema de Porchet.
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8.1.2 INFILTRÓMETROS TIPO SIMULADOR DE LLUVIA.
El agua mediante un sistema de aspersión se distribuye uniformemente sobre la parcela a
ensayar, de la cual se desea determinar la capacidad de infiltración.
Comparativamente las parcelas ensayadas por este método, son de pequeñas dimensiones,
de 10 a 200 m2, pero poseen un grado mayor de representatividad que los ensayos realizados
por el infiltrómetro de doble anillo.
Para comprobar la uniformidad de la aplicación del agua, y medir el volumen o lámina
aplicada, se colocan de uno a varios pluviómetros.
La parcela deberá estar equipada además con un sistema para poder medir la escorrentía
directa Figura 5. Si conocemos la lluvia P y el valor de la escorrentía S, despreciando en la
ecuación de balance el valor de la evapotranspiración ( debido al corto intervalo de medición,
y la representación de su valor en el conjunto ), podemos determinar la infiltración como:
I=P-S
para un determinado valor de intervalo de tiempo.
Si utilizamos una intensidad de lluvia constante, podemos obtener la capacidad de
infiltración para cada intervalo de tiempo, expresando tanto P como S en las mismas unidades
(mm/h ó lt/seg. )
Este tipo de equipamiento trata de reproducir los más fielmente las condiciones reales en
que se produce el fenómeno natural. En algunos equipos de simuladores de lluvia suele
aplicársele cierta presión de agua, para que la lluvia así asperjada produzca el fenómeno de
compactación de suelos que produce la lluvia real.
Figura 5. Esquema de un simulador de lluvia.
8.2 ANÁLISIS DE HIDROGRAMAS EN CUENCAS PEQUEÑAS.
El objetivo de estas mediciones consiste en medir en cuencas de reducidas dimensiones el
verdadero fenómeno en que se produce el efecto de la infiltración. Es por ello que se utilizan
cuencas de pequeñas dimensiones, menores que 1000 ha, en las que se pueden considerar
constantes las variables que afectan el fenómeno de incorporación de agua al suelo o
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capacidad de infiltración ( lluvia uniformemente distribuida, valores de humedad del suelo en
los mismo órdenes de magnitud, suelos similares, etc. ).
Con un sistema de medición de caudales a la salida de la cuenca es posible evaluar el
escurrimiento superficial. A partir de pluviómetros o pluviógrafos instalados es posible
determinar la lluvia o lámina caída.
La ecuación del balance será:
P = Es + I + Evpt + Int
donde :
P = precipitación (mm)
Es = escurrimiento superficial (mm)
I = infiltración (mm)
Evpt = evapotranspiración (mm)
Int. = intercepción (mm)
Si la tormenta o evento que medimos es de poca duración los valores de Evpt. y Int. seran
reducidos frente a los otros dos, por lo que pueden ser despreciados.
De esta manera, aunque cometiendo un error por exceso, el volumen de agua infiltrado
será
la diferencia entre lo precipitado y lo escurrido.
8.3. LISÍMETROS
Los lisímetros tienen como objetivo determinar la infiltración en un suelo determinado, y
para ello constan de un colector de agua que atraviesa totalmente el terreno contenido en el
aparato. Existen lisímetros que permiten evaluar o no el escurrimiento superficial, por lo que la
ecuación de balance en el mismo difiere de acuerdo al esquema utilizado.
Desde el punto de vista teórico, representan las mediciones en los mismos el total de
factores y parámetros que intervienen en el ciclo hidrológico a nivel de parcela.
La implementación para la medición implica la existencia de pluviómetros o pluviógrafos
para determinar la lluvia o lámina caída, un sistema para aforar las salidas o escurrimientos
superficiales, un sistema para medir la percolación profunda, y finalmente un sistema de
balanzas o tensiómetros para medir la evolución del contenido de humedad del suelo, Figura 6.
Las limitaciones de las mediciones se ven afectadas por las siguientes alteraciones al
entorno real:
a) el suelo se rellena artificialmente.
b) las raíces no pueden extenderse lateralmente, por lo que se desarrollan preferentemente
en el sentido vertical.
c) el drenaje de fondo que no representa las condiciones reales.
A pesar de lo expresado este tipo de equipamiento permite mediciones precisas del
conjunto de las variables de interes, obteniendo de esta manera el balance total del sistema que
nos interesa.
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La precisión de las mediciones de capacidades de infiltración está dado por la periodicidad
en que se realizan las mediciones de las variables intervinientes ( pluviometría, escurrimiento
superficial, percolación profunda y variaciones del contenido de humedad en el suelo ).
Figura 6. Esquema de un lisímetro.
BIBLIOGRAFIA
- Hidrología Subterránea. Custodio-Llamas. Editorial Omega. Capítulo 6.6. pag. 342-350.
Primera Edición.
- Curso Internacional de Hidrología General con énfasis en hidrología subterránea.
Almacenamiento y movimiento del agua en el suelo. Candioti,L.A.; Mir,G.R. y Morin, J.J.
1980. FIyCH-UNL. Inédito.
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