INFILTRACION DEFINICIÓN El agua precipitada sobre la superfcie de la tierra, queda detenida, se evapora, discurre por ella o penetra hacia el interior. Se defne como infltración al paso del agua de la superfcie hacia el interior del suelo. Es un proceso que depende undamentalmente del agua disponible a infltrar, la naturaleza del suelo, el estado de la superfcie y las cantidades de agua y aire inicialmente presentes en su interior. A medida que el agua infltra desde la superfcie, las capas superiores del suelo se van van humed humedec ecie iend ndo o de arri arriba ba haci hacia a abaj abajo, o, alte altera rand ndo o grad gradua ualm lment ente e su humedad. En cuanto al aporte de agua, el perfl de humedad tiende a la saturación en toda la proundidad, siendo la superfcie el primer nivel a saturar. saturar. ormalmen ormalmente te la infltració infltración n provenien proveniente te de precipit precipitacio aciones nes naturales naturales no es capa capaz z de satu satura rarr todo todo el suelo suelo,, sólo sólo satu satura ra las las capa capas s m!s m!s cerc cercan anas as a la superfcie, conormando un perfl t"pico donde el valor de humedad decrece con la proundidad.
#uando cesa el aporte de agua en la superfcie, deja de haber infltración, la humed humedad ad en el inte interi rior or del del suel suelo o se redi redist stri ribu buye ye,, gener generan ando do un perf perfll de humedad inverso, con valores de humedad menores en las capas cercanas a la superfcie y mayores en las capas m!s proundas.
CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN Y TASA DE INFILTRACIÓN El concepto de capacidad de infltración es aplicado al estudio de la infltración para dierenciar el potencial que el suelo tiene de absorber agua a trav$s de su superfcie, en t$rminos de l!mina de tiempo, de la tasa real de infltración que se produce cuando hay disponibilidad de agua para penetrar en el suelo. %na curva de tasas reales de infltración solamente coincide con la curva de las capacidades de infltración de un suelo cuando el aporte superfcial de agua, proveniente de la precipitación y de escurrimientos superfciales de otras !reas, tiene una intensidad superior o igual a la capacidad de infltración. #uando cesa la infltración, parte del agua en el interior del suelo se propaga a las capas m!s proundas y una parte es transerida a la atmósera por evaporación directa o por evapotranspiración. Ese proceso hace que el suelo vaya recuperando su capacidad de infltración, tendiendo a un l"mite superior a medida que las capas superiores del suelo van perdiendo humedad. Si la precipitación presenta una intensidad menor a la capacidad de infltración, toda el agua penetra el suelo, provocando una progresiva disminución de su capacidad de infltración, ya que el suelo se est! humedeciendo. Si la precipitación contin&a, puede ocurrir, dependiendo de su intensidad, un momento en que la capacidad de infltración disminuye tanto que su intensidad se iguala a la de la precipitación.
#uando termina la precipitación y no hay m!s aporte superfcial la tasa de infltración real se hace cero r!pidamente y la capacidad de infltración vuelve a crecer, porque el suelo contin&a perdiendo humedad hacia las capas m!s proundas, adem!s de las p$rdidas por evapotranspiración. 'os valores de infltración depender!n del espacio y del tiempo. 'a fgura (.) muestra el desarrollo t"pico de las curvas representativas de la evolución temporal de la infltración real y de la capacidad de infltración ante la ocurrencia de una precipitación. A continuación se dan algunos valores promedios de capacidad de infltración para distintos tipos de suelos*
ALMACENAMIENTO DE AGUA EN EL SUELO Redistribución interna +espu$s que termina la precipitación y no hay agua en la superfcie del suelo, llegamos al fnal del proceso de infltración, esto no implica que el movimiento de agua en el interior del suelo tambi$n deje de eistir. 'a capa superior del suelo que ue casi o totalmente saturada durante la infltración no retiene toda esa agua, surgiendo un movimiento descendente en respuesta a los gradientes gravitacional y de presión. Ese movimiento de agua en el interior del suelo despu$s de terminada la infltración es denominado drenaje o redistribución interna. +ependiendo de las condiciones eistentes la velocidad con que la redistribución ocurre puede ser apreciada en minutos, d"as o tornarse simplemente despreciable.
u!edad de" sue"# 'a humedad del suelo puede ser epresada en base a la masa o volumen de agua. 'a humedad que tiene como reerencia la masa -humedad gravim$trica es defnida como la relación entre la masa de agua y la masa de suelo.
'a humedad volum$trica es defnida como la relación entre el volumen de agua y el volumen total.
'as humedades gravim$trica y volum$trica pueden relacionarse con la ecuación*
+onde* ds / densidad del suelo da / densidad del agua. Siendo*
0tra relación importante desde el punto de vista pr!ctico es la que ocurre entre la humedad volum$trica, la saturación y la porosidad. 'a saturación es defnida por la relación entre el volumen de agua y el volumen de vac"os, mientras que la porosidad es defnida por la relación entre el volumen de vac"os y el volumen total. A partir de estos conceptos, se puede establecer la siguiente relación*
1/23S -(.4
+onde* 2 / porosidad /
V V V T V a
S / saturación /
V v
ECUACIÓN GENERAL DE INFILTRACIÓN 'a ecuación general considera 5ujo de agua en medio no saturado. Este tipo de 5ujo puede describirse con la ecuación de +arcy, originalmente desarrollada para suelos saturados* q / 6 grad h 7') 89:; -(.<
+onde* q / velocidad de +arcy 7') 89:; 6 / conductividad hidr!ulica del suelo 7'89:; h / carga piezom$trica 7'; En suelos no saturados 6 var"a con la humedad del suelo, teniendo como l"mite la conductividad hidr!ulica saturada 6sat. h, por su parte, tiene dos componentes principales en un suelo no saturado, en unción de las energ"as involucradas*
h / = > z 7'; -(.? +onde* = / potencial capilar, altura de agua equivalente que ejerce la misma tensión de succión capilar 7';. @ / potencial gravitacional -proundidad 7';. 'a carga piezom$trica de agua hB se mide en dimensiones de altura pero tambi$n puede entenderse como la energ"a por unidad del peso del 5uido.
ECUACIONES PARA EL C$LCULO DE LA INFILTRACIÓN PUNTUAL
Eisten diversas ecuaciones para estimar la infltración. Entre ellas tenemos las de Creen D Ampt, orton y Fhilip. A continuación se presentan algunas de ellas. 8odas las ecuaciones presentadas desprecian la carga de una eventual l!mina de agua sobre el suelo.
Ecuación de #rt#n% %na de las primeras ecuaciones de infltración ue desarrollada por orton en:G(G, quien a partir de eperimentos de campo, estableció, para el caso de un suelo sometido a una precipitación con intensidad siempre superior a la capacidad de infltración, una relación emp"rica para representar el declive de la infltración con el tiempo puede ser presentada de la siguiente orma*
donde* t / tiempo pasado desde la saturación superfcial del suelo H / constante de decaimiento 789:; It / tasa de infltración en el tiempo t Ii / tasa de infltración inicial -t / J Ib / tasa m"nima de infltración -asintótica. 'a tasa m"nima de infltración Ib teóricamente ser"a igual a la conductividad hidr!ulica saturada 6sat, si no hubiese el eecto del aire comprimido en el interior del suelo, difcultando la infltración. For eso Ib es normalmente menor que 6sat. El ajuste de la ecuación de orton a datos medidos en campo permite la determinación de los par!metros Ii , Ib y H. El par!metro Ib es !cilmente identifcable en los eperimentos, porque representa la conductividad hidr!ulica saturada aparente del suelo -aparente porque incluye la resistencia proporcionada por el aire comprimido en los poros del suelo natural. El par!metro Ii tambi$n es obtenido inmediatamente de los eperimentos porque es una tasa de infltración inicial, esto es una tasa de infltración en el momento en que
es alcanzada la saturación superfcial y comienza a haber escurrimiento -eceso superfcial, lo que equivale a decir que Ii es igual a la intensidad de la precipitación que saturó la superfcie del suelo. Establecidos Ib e Ii resta apenas determinar el par!metro H, lo que es hecho a trav$s del ajuste de la ecuación anterior a los puntos I y t medidos en campo. Integrando la ecuación anterior con respecto al tiempo, se obtiene la ecuación de los vol&menes infltrados acumulados en el tiempo*
+onde K / volumen infltrado acumulado hasta el tiempo t, contado a partir del momento en la superfcie del suelo se saturó.
Ecuación de P&i"i'%
Fhilip en :GL< planteó la tasa de infltración mediante la siguiente epresión*
+onde t es el tiempo pasado desde el inicio de la infltración y #, A, + y E son coefcientes que dependen del medio poroso. 'a serie da altas tasas de infltración iniciales, pero orece resultados totalmente incoherentes para tiempos mayores, porque predice altas tasas de infltración para un largo tiempo, cuando la eperiencia indica un decaimiento. Esa incoherencia ocurre del propio m$todo de solución utilizado, el m$todo de las perturbaciones, donde la gravedad ue considerada como una pequeMa perturbación en relación a la capilaridad, lo que no es verdad cuando el suelo se encamina para la saturación. El procedimiento utilizado para perflar este problema es la interrupción de la serie manteni$ndola hasta el t$rmino A, inclusive. Este t$rmino, entonces, pasa a ser interpretado como la tasa residual de infltración equivalente al Ib de orton. El volumen infltrado acumulado deducido de la serie interrumpida es el siguiente*
donde S / )# es defnida como la absorción del suelo. Introduciendo la absorción en la ecuación de la tasa de infltración, se obtiene*
El ajuste de esa ecuación a datos medidos en el campo es an!logo a los anteriores, siendo A equivalente a la Ib -orton. 'os par!metros A y S son los par!metros de ajuste en este caso. For otro lado, eisten en la literatura varias ecuaciones emp"ricas que derivan o se asemejan a la solución de Fhilip. %n ejemplo es la órmula de 6ostyaHov, de :G(), que tiene la siguiente epresión* b
V f at =
donde a y b son par!metros emp"ricos.
