1. Infiltración

La infiltración es el proceso por el cual el agua penetra desde la superficie del terreno hacia el suelo. En una primera etapa, satisface la deficiencia de humedad del suelo en una zona cercana a la superficie y, posteriormente, superado cierto nivel de humedad, pasa a formar parte del agua subterránea, saturando los espacios vacíos.

2. Descripción del Proceso de Infiltración

El proceso de infiltración puede continuar solo si hay espacio disponible para el agua adicional en la superficie del suelo. El volumen disponible para el agua adicional depende de la porosidad del suelo y de la tasa a la cual el agua antes infiltrada puede alejarse de la superficie a través del suelo. La tasa máxima a la que el agua puede entrar en un suelo se conoce como capacidad de infiltración. Si la llegada del agua a la superficie del suelo es menor que la capacidad de infiltración, toda el agua se infiltrará. Si la intensidad de precipitación en la superficie del suelo ocurre a una tasa que excede la capacidad de infiltración, el agua comienza a estancarse y se produce la escorrentía sobre la superficie de la tierra, una vez que la cuenca de almacenamiento está llena.

3. Capacidad de Infiltración (f_p) de un Suelo

El concepto de capacidad de infiltración se aplica al estudio de la infiltración para diferenciar el potencial que el suelo tiene de absorber agua a través de su superficie, en términos de lámina de tiempo, de la tasa real de infiltración que se produce cuando hay disponibilidad de agua para penetrar en el suelo.

4. Unidades

Es corriente utilizar como unidad de medida de la infiltración el mm/h, ocasionalmente el mm/día. Para mediciones directas, los intervalos de tiempo entre dos medidas sucesivas son generalmente más cortos, pero el resultado se expresa reduciéndolo a alguna de las dos unidades citadas.

5. Almacenamiento de Agua en el Suelo

El almacenamiento del agua en el suelo va en función de:

5.1 Redistribución Interna

Después que termina la precipitación y no hay agua en la superficie del suelo, llegamos al final del proceso de infiltración, esto no implica que el movimiento de agua en el interior del suelo también deje de existir. La capa superior del suelo que fue casi o totalmente saturada durante la infiltración no retiene toda esa agua, surgiendo un movimiento descendente en respuesta a los gradientes gravitacional y de presión.

5.2 Humedad del Suelo

La humedad del suelo puede ser expresada en base a la masa o volumen de agua. La humedad que tiene como referencia la masa (humedad gravimétrica) es definida como la relación entre la masa de agua y la masa de suelo.

La humedad volumétrica es definida como la relación entre el volumen de agua y el volumen total.

Las humedades gravimétrica y volumétrica pueden relacionarse con la ecuación:

Dónde:

d_s = densidad del suelo.

d_a = densidad del agua.

Siendo:

Otra relación importante desde el punto de vista práctico es la que ocurre entre la humedad volumétrica, la saturación y la porosidad. La saturación es definida por la relación entre el volumen de agua y el volumen de vacíos, mientras que la porosidad es definida por la relación entre el volumen de vacíos y el volumen total. A partir de estos conceptos, se puede establecer la siguiente relación:

Dónde:

6. Ecuación General de Infiltración

La ecuación general considera flujo de agua en medio no saturado. Este tipo de flujo puede describirse con la ecuación de Darcy, originalmente desarrollada para suelos saturados:

Dónde:

q = velocidad de Darcy [L² T^-1].

K = conductividad hidráulica del suelo [LT^-1].

h = carga piezométrica [L].

En suelos no saturados, K varía con la humedad del suelo, teniendo como límite la conductividad hidráulica saturada Ksat. h, por su parte, tiene dos componentes principales en un suelo no saturado, en función de las energías involucradas:

Dónde:

ϕ= potencial capilar, altura de agua equivalente que ejerce la misma tensión de succión capilar [L].

Z = potencial gravitacional (profundidad) [L].

La carga piezométrica de agua “h” se mide en dimensiones de altura, pero también puede entenderse como la energía por unidad del peso del fluido.

7. Ecuaciones para el Cálculo de la Infiltración Puntual

Existen diversas ecuaciones para estimar la infiltración. Entre ellas tenemos las de Horton y Philip. Todas las ecuaciones presentadas desprecian la carga de una eventual lámina de agua sobre el suelo.

7.1 Ecuación de Horton

Una de las primeras ecuaciones de infiltración fue desarrollada por Horton en 1939, quien a partir de experimentos de campo, estableció, para el caso de un suelo sometido a una precipitación con intensidad siempre superior a la capacidad de infiltración, una relación empírica para representar el declive de la infiltración con el tiempo puede ser presentada de la siguiente forma:

Dónde:

t = tiempo pasado desde la saturación superficial del suelo.

k = constante de decaimiento [T^-1].

I_t = tasa de infiltración en el tiempo t.

I_i = tasa de infiltración inicial (t = 0).

I_b = tasa mínima de infiltración (asintótica).

Integrando la ecuación anterior con respecto al tiempo, se obtiene la ecuación de los volúmenes infiltrados acumulados en el tiempo:

Donde Vf = volumen infiltrado acumulado hasta el tiempo t, contado a partir del momento en la superficie del suelo se saturó.

7.2 Ecuación de Philip

Philip en 1957 planteó la tasa de infiltración mediante la siguiente expresión:

Dónde:

T es el tiempo pasado desde el inicio de la infiltración

C, A, D y E: son coeficientes que dependen del medio poroso.

El procedimiento utilizado para perfilar este problema es la interrupción de la serie manteniéndola hasta el término A, inclusive. Este término, entonces, pasa a ser interpretado como la tasa residual de infiltración equivalente al Ib de Horton.

El volumen infiltrado acumulado deducido de la serie interrumpida es el siguiente:

Donde S = 2C es definida como la absorción del suelo.

Introduciendo la absorción en la ecuación de la tasa de infiltración, se obtiene:

El ajuste de esa ecuación a datos medidos en el campo es análogo a los anteriores, siendo A equivalente a la Ib (Horton). Los parámetros A y S son los parámetros de ajuste en este caso.

Por otro lado, existen en la literatura varias ecuaciones empíricas que derivan o se asemejan a la solución de Philip. Un ejemplo es la fórmula de Kostyakov, de 1932, que tiene la siguiente expresión:

Donde a y b son parámetros empíricos.

8. Factores que Afectan la Capacidad de Infiltración Hidrogeológicos e Hidrometeorológicos

La infiltración es el movimiento del agua a través de la superficie del suelo y hacia adentro del mismo y es provocado por la acción de las fuerzas de gravitación y de capilaridad, es necesario conocer varios factores cuyas características se describen a continuación.

8.1 Lámina de Agua dispuesta en la Superficie del Terreno

La infiltración a través de la superficie del terreno depende del valor de la lámina de agua, así como del tiempo que permanezca en esa misma condición.

8.2 Conductividad Hidráulica de la Superficie del Terreno

El valor mínimo de la capacidad de infiltración es igual a la conductividad hidráulica saturada. Si existe vegetación o el suelo presenta alguna estructura, la capacidad de infiltración aumenta considerablemente. Si el estrato superior del suelo contiene material arcilloso, la capacidad de infiltración será grande, disminuyendo conforme transcurre el tiempo.

8.3 Contenido de Agua en los Estratos de Suelo Someros

Si el contenido de humedad del estrato más somero del suelo está cercano a la saturación, la capacidad de infiltración será baja. En el caso de que los estratos a mayor profundidad muestren una conductividad hidráulica menor, entonces la saturación se lleva a cabo desde la superficie.

8.4 Pendiente de la Superficie y Rugosidad

Cuando la pendiente de la superficie es considerable, se desarrollará el flujo superficial sobre el terreno impidiendo que la lámina de agua sobre el suelo alcance los valores que se esperan cuando las pendientes son pequeñas. La rugosidad de la superficie influirá en la velocidad: a mayor rugosidad, el escurrimiento será más lento y la infiltración aumenta; si la superficie está menos accidentada, el escurrimiento será más rápido, disminuyendo la infiltración.

8.5 Características Químicas de la Superficie del Suelo

La vegetación y los microorganismos de los suelos producen diversas sustancias que son repelentes al agua, provocando que en ciertas partes de la superficie del terreno la capacidad de infiltración disminuya.

8.6 Propiedades Físicas y Químicas del Agua

El cambio de temperatura en un suelo provoca un cambio en la conductividad hidráulica. Esto se debe a la dependencia de las propiedades físicas del agua con la temperatura: a mayor temperatura, valores mayores de conductividad.

9. Intersticio, Espacio u Oquedad del Terreno

El intersticio, espacio u oquedad en un terreno es cada uno de los espacios vacíos que quedan entre los átomos que forman la red cristalina de un suelo o área de terreno determinada, así como también el espacio hueco entre los granos que permiten el proceso de infiltración.

9.1 La Porosidad de un Terreno

Se define como la relación del volumen de huecos (vacíos) al volumen total del terreno que los contiene, es decir:

η= 100 w/v

9.2 Factores que influyen en la Porosidad

• Naturaleza del terreno
• Uniformidad granulométrica de sus componentes
• Disposición y forma de las partículas
• Grado de cementación o compactación
• Efectos de la fisuración, disolución, meteorización, etc.

9.3 Clasificación de los Huecos o Intersticios

Los huecos o intersticios del terreno se clasifican en dos grandes grupos:

Primarios, originados al mismo tiempo que se formaron las rocas que los contienen: Ej. Las rocas detríticas.

Secundarios, producidos posteriormente por fracturación o por disolución: Ej. Las rocas metamórficas y las calizas.

De lo anterior se deduce que hay dos tipos de porosidades:

• Porosidad primaria u originaria
• Porosidad adquirida o secundaria, producida por fracturación o por disolución.

10. Permeabilidad (K)

Es la constante que define la capacidad del medio poroso para transmitir al agua a través de sí mismo, es decir, si en la ecuación:

V=K.i

De allí que sus unidades sean las de velocidad y generalmente se mide en m/día o cm/hora. La conductividad hidráulica es dependiente del fluido y del medio poroso en conjunto, diferenciándose del término permeabilidad que se define en función del medio poroso.

La permeabilidad es el factor más importante de las rocas en relación con la explotación de sus aguas subterráneas. Depende de:

• Tamaño de los huecos interconectados (poros, fracturas, etc.)
• La granulometría de las partículas rocosas
• Naturaleza y rugosidad de la superficie de estas partículas
• La dirección dentro del terreno (anisotropía).

Puesto que el agua subterránea es contenida y conducida por los huecos que presenta el terreno, la forma y las características de ellos influirán de un modo fundamental en el comportamiento de la permeabilidad: Los materiales granulares (gravas y arenas) tienen unas elevadas porosidad y permeabilidad; en cambio, en las arcillas y los limos el agua se adosa a los diminutos poros por atracción iónica y queda retenida, es decir, son rocas muy porosas pero resultan impermeables.

Tabla 1. Clasificación geológica e hidrogeológica de las diferentes tipos de arena o tierras.

11. Tipos de Agua en el Suelo y Subsuelo

En los suelos con capas de subsuelo relativamente impermeables ubicadas por debajo de capas más o menos permeables, se pueden desarrollar capas de agua por encima del agua subterránea debido a que son retenidas por esas capas impermeables. Por otro lado, el agua subterránea representa una fracción importante de la masa de agua presente en los continentes, y se aloja en los acuíferos bajo la superficie de la Tierra. El volumen del agua subterránea es mucho más importante que la masa de agua retenida en lagos o circulante.

11.1 El Agua en el Suelo

Se halla en tres formas: gravitacional, capilar e higroscópica.

11.1.1 Agua Gravitacional

Es el agua que se introduce y fluye a través del suelo por efecto de las fuerzas gravitatorias.

11.1.2 Agua Capilar

Es el agua que se mantiene por tensión superficial sobre las superficies de las partículas y agregados del suelo, rellenando huecos y poros capilares. Dentro de ella distinguimos el agua capilar absorbible y la no absorbible.

• Agua capilar no absorbible: Se introduce en los tubos capilares más pequeños.
• Agua capilar absorbible: Es la que se encuentra en tubos capilares de 0.2-8 micras. Es un agua absorbible por las plantas, útil para la vegetación y constituye la reserva durante los períodos secos.

11.1.3 Agua Higroscópica

El agua se mantiene fuertemente adherida a las partículas por fuerzas de adhesión de origen molecular. Forma una lámina alrededor de las partículas, cuyo espesor es de unas decenas de moléculas de agua.

11.2 El Agua en el Subsuelo

Es parte del ciclo hidrológico y constituye el 97% del agua dulce disponible en la naturaleza. Se trata de agua que se infiltra al terreno por las llamadas áreas de recarga y transita durante años atravesando el subsuelo; es durante ese tránsito, que el agua se purifica por la acción del terreno y luego, escurre fuera del subsuelo reincorporándose al ciclo hidrológico.

11.2.1 Acuíferos Libres o Freáticos

Están próximos a la superficie y no están totalmente saturados. En ellos el agua se presenta a presión atmosférica. Son permeables y se apoyan en general sobre una formación impermeable de tipo arcilloso.

11.2.2 Acuíferos Confinados o Artesianos

Son más profundos y completamente saturados de agua, la cual se encuentra a una presión superior a la atmosférica, por lo que al ser perforados, los niveles suben pudiendo algunas veces ser surgentes. En general presentan un estrato superior impermeable y pueden ser surgentes o semi-surgentes.

11.2.3 Agua Subterránea

Entre ellas tenemos:

11.2.3.1 Zona no Saturada o Zona Vadosa

Se ubica entre la superficie del terreno y la zona saturada o superficie freática. Se caracteriza por ser una zona que presenta partes saturadas y otras parcialmente saturadas que en ocasiones pierden el agua gravífica.

11.2.3.1.1 Recarga

Se denomina recarga al proceso por el que se incorpora a un acuífero, agua procedente del exterior del contorno que lo limita. La procedencia de la recarga va de la infiltración de la lluvia (la más importante) y de las aguas superficiales, hasta las transferencias desde otro acuífero o acuitardo.

11.2.3.1.2 Área de Recarga

Es el área en superficie por donde se produce la entrada del agua de las precipitaciones al suelo y luego por infiltración al acuífero. Esta zona puede ser cercana o lejana al lugar de las perforaciones.

11.2.3.1.3 Área de Descarga

Es la zona donde el agua del acuífero después de su tránsito por el subsuelo sale o descarga al mar, lagos, lagunas y ríos.

12. Variación con el Tiempo de la Intensidad de Infiltración

Si se considera un área de suelo suficientemente pequeña, de manera que sus características como el tipo de suelo o capa vegetal, así como la intensidad de la precipitación en el espacio puedan considerarse uniformes. Suponiendo también que al inicio de la lluvia el suelo está lo suficientemente seco para que la cantidad de agua que pueda absorber en la unidad de tiempo, sea mayor que la intensidad de la lluvia en esos primeros instantes de iniciada la lluvia. Bajo dichas condiciones, se infiltraría todo lo que llueve, es decir:

Si i

Dónde:

f = Infiltración en lámina por unidad de tiempo (mm/h)

fp = Capacidad de infiltración por unidad de tiempo (mm/h)

i = intensidad de la lluvia (mm/h)

12.1 Postulado de Horton

Establece que la curva que representa la capacidad de infiltración se manifiesta de esa manera, solo y solo si la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración del suelo analizado.

Este principio o postulado es debidamente respetado en el ensayo de infiltración de doble anillo, porque siempre hay agua en superficie que satisface la capacidad de absorción que tiene el suelo en su grado máximo o potencial, cualquiera sea el tiempo que transcurre desde el inicio del ensayo.

La metodología de ajuste gráfico de la curva de infiltración–tiempo se usa cuando la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración, y no se cumple el postulado de Horton. Debe corregirse la curva potencial con la curva lámina acumulada que representa los volúmenes acumulados e infiltrados en el suelo con velocidad de infiltración f.

Los volúmenes de escurrimiento directo y precipitación neta, llevados a unidades similares deben ser iguales. Este el modo que permite verificar si el trabajo de obtención de la curva real de infiltración y la precipitación neta, está bien realizada.

Al avanzar el tiempo y si la lluvia es suficientemente intensa el contenido de humedad del suelo aumentará hasta que la superficie alcance la saturación, en ese momento se empiezan a llenar las depresiones del terreno, es decir, se forman charcos y comienzan a producirse flujos sobre la superficie. A este instante se le denomina tiempo de encharcamiento y se le denota como “ponding time”.

Bajo éstas condiciones la infiltración se hace independiente de la variación en el tiempo de la intensidad de lluvia, en tanto que ésta sea mayor que la capacidad de transmisión del suelo, de manera que:

Si i > fp, t > tp entonces f= fp

Dónde fp decrece con el tiempo.

Dadas estas condiciones, la capa saturada que en el tiempo de encharcamiento era muy delgada y estaba situada en la superficie del suelo, se ensancha a medida que su límite inferior, denominado frente húmedo se va profundizando. Posteriormente la lluvia puede volver a intensificarse y alcanzar otro tiempo de encharcamiento repitiéndose nuevamente el ciclo descrito.

Figura 1. Gráfico de la variación de velocidad de infiltración en el tiempo

13. Métodos Directos e Indirectos para Evaluar la Capacidad de Infiltración

Los métodos para medir la infiltración se dividen en métodos directos e indirectos.

13.1 Métodos Directos

Valorar la cantidad de agua infiltrada sobre una superficie de suelo:

13.1.1 Lisímetros

Es un depósito enterrado, de paredes verticales, abierto en su parte superior y relleno del terreno que se quiere estudiar. La superficie del suelo está sometida a los agentes atmosféricos y recibe las precipitaciones naturales. El agua de drenaje es medida, al igual que la humedad y la temperatura del suelo a diferentes profundidades.

13.1.2 Simuladores de Lluvia

Aplican agua en forma constante reproduciendo lo más fielmente el acontecer de la precipitación. Las gotas son del tamaño de las de la lluvia y tienen una energía de impacto similar, comparándose los efectos. Varían en tamaño, cantidad de agua necesaria y método de medición. El área de lluvia es variable entre 0,1 m2 y 40 m2. La diferencia entre precipitación y escorrentía representa la valoración del volumen infiltrado.

13.1.3 Infiltrómetro

Para realizar el ensayo de infiltración en el campo se utiliza el infiltrómetro. Es un aparato sencillo, de uno o dos tubos de chapa de diámetro fijo. Se clava en el suelo a una profundidad variable, se le agrega una cierta cantidad de agua y se observa el tiempo que tarda en infiltrarse. Son dos anillos concéntricos, usándose el interior, de 23 cm. de diámetro para determinar la velocidad de infiltración, mientras que el exterior de 35 cm se inunda a las mismas profundidades para disminuir los efectos de frontera en el anillo interior.

13.1.4 Tubos

Es un tubo de cilíndrico de 0,20 a 0,25 cm de diámetro y un alto de 0,60 m, que se hinca en el suelo, midiéndose el descenso del agua, con el principal inconveniente que el agua infiltrada por el círculo del fondo, en las zonas del suelo a los lados del aparato participan también en la infiltración; dando medidas superiores a la realidad.

13.2 Métodos Indirectos

Se determina la capacidad de infiltración considerando una cuenca perfectamente controlada, con datos precisos de precipitación, evaporación y escorrentía, se puede determinar la infiltración.

14. Ensayo de Infiltración

Los ensayos de infiltración permiten conocer la variación de la capacidad de infiltración en función del tiempo, decreciente a medida que transcurre el mismo. Los ensayos más simples y difundidos son los que se desarrollan con los anillos concéntricos. Los datos obtenidos de campo se vuelcan en una planilla registrándose las distintas alturas de agua y los tiempos correspondientes. Los intervalos de tiempo dependen del suelo donde se hace la medición. Con los datos de altura y tiempo se obtienen los deltas de ambos. La capacidad de infiltración se obtiene haciendo el cociente entre cantidad de agua infiltrada y el intervalo de tiempo: f = Variación altura / Variación de tiempo. Se obtienen dos curvas: De lámina acumulada, y la curva de capacidad de infiltración, ambas en función del tiempo:

Figura 2. Curva de lámina acumulada.

Figura 3. Curva de capacidad de infiltración.

15. Ecuación de Horton

Desarrolló una ecuación matemática para definir la curva de capacidad de infiltración:

Dónde:

fo: Capacidad de infiltración inicial o máxima.

fb: Capacidad de infiltración básica o mínima.

K: Constante de decaimiento.

t: Tiempo desde el inicio del ensayo.

Los valores de fo, fb y K están asociados a los suelos y a su cubierta vegetal. Se determina fo en suelo completamente seco y fb en suelo totalmente saturado