INFILTRACIÓN.

1.       CONCEPTO DE INFILTRACIÓN.

2.       FACTORES QUE AFECTAN A LA INFILTRACIÓN.

2.1.    CARACTERÍSTICAS DEL TERRENO O MEDIO PERMEABLE.

2.2.    CARACTERÍSTICAS DEL FLUIDO QUE SE INFILTRA.

3.       UNIDADES Y MÉTODOS PARA DETERMINAR LA CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN.

3.1.    ESTIMACIÓN DEL VOLUMEN DE AGUA INFILTRADA.

4.       TIPOS DE AGUA EN EL SUELO.

5.       DISTRIBUCIÓN VERTICAL DEL AGUA EN EL SUELO.

6.       CAPACIDAD DE CAMPO Y HUMEDAD DEL SUELO.

1. CONCEPTO DE INFILTRACIÓN.

Infiltración es el proceso, por el cual el agua penetra en el suelo, a través de la superficie de la tierra y, queda retenida por él o alcanza un nivel acuífero incrementando el volumen acumulado anteriormente.

Superada la capacidad de campo del suelo, el agua desciende por la acción conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad. Es el agua gravífica.

El agua que infiltra actúa de dos maneras: permanece dentro del suelo (puede evapotranspirarse) y se acumula en los acuíferos.

La capacidad de infiltración es la cantidad máxima de agua que puede ser absorbida por el suelo por unidad de volumen o tiempo (20-120 mm/hora).

Los excedes de las precipitaciones puede pasar a formar parte de la escorrentía o a la infiltración.

El índice de infiltración real es lo que realmente se infiltra (lo que nosotros medimos).

2. FACTORES QUE AFECTAN A LA INFILTRACIÓN.

El agua, para filtrarse, debe penetrar a través de la superficie del terreno y circular a través de éste. Hay dos factores que influyen en el proceso:

·         Factores que definen las características del terreno o medio permeable.

·         Factores que definen las características del fluido (agua) que se infiltra.

Algunos de estos factores influyen más, en la intensidad de la infiltración al retardar la entrada del agua, que en el total de volumen filtrado.

2.1. CARACTERÍSTICAS DEL TERRENO O MEDIO PERMEABLE.

A. Condiciones de superficie.

La compactación natural, o debida al tránsito, dificulta la penetración del agua y, por tanto, reduce la capacidad de infiltración. Una superficie desnuda está expuesta al choque directo de las gotas de lluvia, que también da lugar a compactación, y consiguiente disminución de la infiltración. Los agregados de partículas son divididos por el agua que arrastrará de este modo elementos más finos con mayor posibilidad de penetrar hacia el interior y bloquear poros y grietas impidiendo o retardando la infiltración.

Cuando el suelo está cubierto por vegetación las plantas protegen de la compactación por impacto de la lluvia, se frena el recorrido superficial del agua que está, así, más tiempo expuesta a su posible infiltración, y las raíces de las plantas abren grietas en el suelo que facilitan la penetración del agua.

La pendiente del terreno influye en el sentido de mantener durante más o menos tiempo una lámina de agua de cierto espesor sobre él.

La especie cultivada, en cuanto define mayor o menor densidad de cobertura vegetal, y sobre todo, el tratamiento agrícola aplicado, influirán en la infiltración. En las áreas urbanizadas, se reduce considerablemente la posibilidad de infiltración.

En los terrenos fracturados, sin formación de suelo o siendo éste muy incipiente, la clase, orientación y tamaño de las fracturas serán factores de primordial importancia.

B. Características del terreno.

Un suelo con gran cantidad de limos y arcillas está expuesto a la disgregación y arrastre de estos materiales por el agua, con el consiguiente llenado de poros más profundos.

La estructura define el tamaño de los poros. La existencia de poros grandes reduce la tensión capilar pero favorece directamente la entrada de agua.

Los sucesivos horizontes en el perfil vertical de un suelo tienen distintas capacidades de infiltración. El horizonte A es, generalmente, bastante más permeable que el B y este menos que el D, (cuando existe). Al alcanzarse la capacidad de retención en A, es el horizonte B el que marca la capacidad de infiltración. En cambio, en el horizonte D, difícilmente se llega a la capacidad de infiltración, y la intensidad queda limitada por la correspondiente a B.

El calor específico del terreno influirá en su posibilidad de almacenamiento de calor que, afecta a la temperatura del fluido que se infiltra y, por tanto a su viscosidad.

El aire que llena los poros libres del suelo, tiene que ser desalojado por el agua para ocupar su lugar y esto suaviza la intensidad de la infiltración, hasta que es desalojado totalmente.

C. Condiciones ambientales.

La humedad inicial del suelo juega un importante papel. Cuando el suelo está seco al comienzo de la lluvia, se crea una fuerte capilaridad al humedecerse las capas superiores, y este efecto, se suma al de gravedad incrementando la intensidad de infiltración. A medida que se humedece se hinchan por hidratación y cierran las fracturas disminuyendo la capacidad de infiltración.

Por otra parte, el agua que alcanza el nivel acuífero, es el total de la infiltrada menos la retenida por el suelo. Cuando un suelo tiene completa su capacidad de campo al comenzar la recarga, es evidente que admitirá menos agua.

La temperatura del suelo puede ser suficientemente baja para provocar la congelación del agua recibida. La capa helada que se forma puede considerarse prácticamente impermeable.

2.2. CARACTERÍSTICAS DEL FLUIDO QUE SE INFILTRA.

En primer lugar, el espesor de la lámina de agua sobre el terreno favorece la infiltración. Al comienzo de la lluvia, el espesor de lámina (H) y el espesor de manto saturado (I) son del mismo orden de magnitud. La resistencia a la penetración es proporcional a I y la diferencia de potencial hidráulico que favorece la penetración, es proporcional a H+I. Por eso al ser el principio H+I aproximadamente el doble que I, la penetración es rápida y poco a poco va decreciendo al aumentar I.

Si la intensidad de la lluvia es superior a la capacidad de infiltración no tiene influencia sobre ésta. En cambio si es menor, produce una intensidad de infiltración proporcional, a ella, e inferior a la capacidad de infiltración.

La turbidez del agua, afecta especialmente por los materiales finos en suspensión que contiene, que penetran en el suelo y reducen por colmatación la permeabilidad y, por tanto la intensidad de la infiltración.

El contenido en sales, a veces, favorece la formación de flóculos con los coloides del suelo y reduce por el mismo motivo anterior la intensidad de infiltración.

La temperatura del agua afecta a su viscosidad y en consecuencia, a la facilidad con que discurrirá por el suelo. Debido a ello se han obtenido para el mismo terreno, intensidades de infiltración menores en inverno que en verano.

3. UNIDADES Y MÉTODOS PARA DETERMINAR LA CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN.

Es corriente utilizar como unidad de intensidad de infiltración el mm/hora y en algunos casos el mm/día. Todos los factores que afectan a la infiltración tienen un carácter eminentemente local. Por eso los métodos para determinar la capacidad de infiltración tienen un valor relativo y en muchos casos los resultados dependen del método empleado. Existen varios métodos de medida de la infiltración.

A.     Infiltrómetros. Se utilizan para medidas muy locales. Consisten en medir el volumen de agua que es necesario añadir para mantener una lámina de agua de espesor constante sobre un área del terreno o bien distribuir el agua por aspersión en la parcela (simulador de lluvia). En este caso se colocan pluviómetros para medir la precipitación y se controla la escorrentía. Es más común es el infiltrómetro de inundación. Consta de un tubo con paredes estancas. Se hinca en el suelo y permite tener una lámina de agua conocida. Cuando asoma el indicador se llena otra vez. No refleja exactamente las condiciones naturales, aunque es útil para medir la capacidad de absorción. El método de Porchet, consiste en hacer una perforación. Se llena de agua y se mide la velocidad de descenso del nivel del agua. Presenta los mismos inconvenientes que el anterior.

B.     Lisímetros. Instalaciones que permiten medir directamente la cantidad de agua que se infiltra en el suelo (lisímetros de drenaje, lisímetro de pesada).

C.      Pequeña cuenca experimental o parcelas de ensayo. Normalmente se trata de cuencas de menos de 10 Km². Se dispone de control de precipitación, evapotranspiración y de los caudales de escorrentía. La infiltración se obtiene por diferencia de los restantes elementos hidrológicos. El inconveniente es que se acumulan los errores arrastrados de la estimación de dichos componentes.

3.1. ESTIMACIÓN DEL VOLUMEN DE AGUA INFILTRADA.

Lo que interesa conocer, más que la intensidad de infiltración o de la capacidad de absorción, es el valor global del volumen de agua infiltrado en un periodo de tiempo largo (mes, año) que en definitiva es el que permitirá estimar racionalmente cuál debe ser la explotación de los recursos de agua subterránea. El volumen total de agua que llega a los acuíferos es el volumen total de la infiltración menos el volumen retenido por los suelos.

Los excedentes o lluvia útil que se obtienen en los balances hídricos no son más que la suma de la escorrentía y la infiltración. Si la escorrentía se evalúa mediante aforos, se puede calcular la infiltración.

Otros balances hídricos se basan en observaciones de la variación del nivel piezométrico de las aguas subterráneas para deducir (teniendo en cuenta las extracciones) el volumen de agua infiltrado en un periodo de tiempo. Es necesario conocer la porosidad eficaz y el volumen de acuífero.

Entradas - salidas = variación de volumen

Otra forma de estimar el volumen de agua infiltrada, si se conoce bien los límites y geometría del acuífero estudiado, consiste en medir durante un cierto tiempo el caudal de descarga que drenan los manantiales.

En acuíferos kársticos, el volumen de agua infiltrado se puede calcular por otros dos métodos.

A.     Método del balance de cloruros: se obtiene dividiendo “cloruros de la precipitación/cloruros del agua subterránea”

B.     Método de Kessler: es aplicable en acuíferos donde existe una información pluviométrica importante. Parte del supuesto de que en regiones templadas la infiltración está influenciada por la precipitación en dos periodos: los cuatro primeros meses del año y en los cuatro últimos se registran sendos máximos pluviométricos.

El volumen de agua infiltrado, la unidad que se utiliza en estudios hidrogeológicos es hm³/año. Normalmente este volumen anual se suele expresar como porcentaje de la precipitación (coeficiente de infiltración o infiltración eficaz o recursos). Según los materiales, es decir, dependiendo del tipo de acuíferos (fisuración, karstificación, porosidad intergranular), se obtienen porcentajes diferentes de infiltración.

4. TIPOS DE AGUA EN EL SUELO.

A.     Agua de retención. Parte del agua es retenida por atracción eléctrica dado el carácter dipolar de la molécula de agua y de las superficies de los cristales sólidos. Puede ser higroscópica (que esté absorbida por las partículas sólidas) y agua pelicular (formando una película que envuelve a las partículas). Desde el punto de vista hidrológico tiene poco interés pues no se desplaza por gravedad, ni extrae por bombeo. Tampoco es útil agronómicamente, porque la fuerza de atracción de las raíces es, en general, inferior a la de retención del agua y las plantas no pueden extraerla del terreno.

B.     Agua capilar. El agua queda retenida en los finos canalículos, normalmente llenos de aire, que existen en el suelo. Así, el agua queda retenida en contra de la gravedad por fenómenos de capilaridad. Está relacionada con el nivel piezométrico, de manera que si éste desciende, el agua capilar también descendería aunque también podrían estrecharse los capilares de agua, dando lugar a la histéresis de la franja capilar.

C.     Agua gravífica. Parte del agua que recibe el suelo y desciende a su través siguiendo la gravedad hasta alcanzar un fondo impermeable o una zona saturada. Constituye el agua subterránea propiamente dicha.

5. DISTRIBUCIÓN VERTICAL DEL AGUA EN EL SUELO.

En un momento determinado, el perfil de un suelo puede contener, a lo largo de su dimensión vertical. Transcurrido un cierto tiempo sin que se alteren las condiciones de aportación, el agua tiende a alcanzar un relativo equilibrio y queda distribuida en una serie vertical de zonas de humedad:

·         Zona de aireación o vadosa. Situada entre la superficie freática y la superficie del terreno. Tiene alguna pequeña porción (parte baja de la zona capilar) saturada en agua permanentemente y otras en las que ocasionalmente también puede producirse saturación, pero transcurrido un tiempo, esta últimas dejan de estar saturadas al perder el agua gravífica. Por esta razón se conoce también esta zona con el nombre de zona no saturada y dentro de ella se pueden distinguir tres subzonas.

ü  Subzona sometida a evapotranspiración. Comprendida entre la superficie del terreno y los extremos radiculares de la vegetación que descansa sobre él. Puede tener un espesor muy pequeño (entre 8 y 25 cm) cuando no haya vegetación, pues el fenómeno de evaporación afectará el agua de esta zona que asciende por capilaridad hasta la superficie o alcanzar profundidades del orden de 3-4 cm. El agua capilar de esta zona es la que emplean las plantas para sus funciones. El agua de esta zona puede ser evaporada a la atmósfera.

ü     Subzona intermedia. De características similares a la anterior y está situada por debajo de ella. No está afectada por la raíces de las plantas y, por ello, su grado de compactación es mayor. Una vez que ha desaparecido el agua gravífica contiene agua de retención y agua capilar aislada.

ü     Subzona capilar. Es la transición a la zona saturada propiamente dicha y alcanza una altura sobre la superficie freática que depende de los fenómenos capilares que la hagan ascender. Su parte inferior está también saturada.

·         La superficie freática es una superficie teórica que separa la zona saturada de la zona no saturada (franja capilar). Viene marcada, de manera muy aproximada, por el nivel de la superficie del a gua en los sondeos que penetran en el interior de la zona de saturación. Es la superficie saturada en agua de un terreno sobre el cual la presión hidrostática es igual a la atmósfera.

·        Zona de saturación. Limitada en su parte superior por la superficie freática (sometida a presión atmosférica) en la que el agua llena completamente los huecos existentes entre los materiales del suelo. Es el agua que se denomina agua subterránea.

6. CAPACIDAD DE CAMPO Y HUMEDAD DEL SUELO.

·        La capacidad de campo o reserva de agua, es el grado de humedad de una muestra que ha perdido su carga gravífica. Es el volumen de agua retenida contra la fuerza de la gravedad. Es de gran importancia en agricultura pues en la zona de acción de las plantas representa el agua que transcurrido un tiempo (generalmente tres días) después de un riego o una lluvia queda en el terreno, parte de la cual podrá ser aprovechada por la vegetación para sus funciones biológicas.

·        Punto de marchitez permanente es el grado de humedad de un suelo que rodea la zona radicular de la vegetación, tal que la fuerza de succión de las raíces es menor que la de retención del agua por el terreno y, en consecuencia, las plantas no pueden extraerla.

Así pues, puede considerarse que el agua utilizable por las plantas es la diferencia entre los grados de humedad correspondientes a la capacidad de campo (muestra que ha perdido el agua gravífica) y el punto de marchitez permanente (muestra que ha perdido el agua capilar).

·         Humedad del suelo. Se emplea para referirse al agua retenida por él y así diferenciarla del agua subterránea propiamente dicha.

·        Grado de humedad es el porcentaje de peso del agua contenida en la muestra antes de desecarla, respecto de la muestra desecada a 105°C.