Infiltración (hidrología)

La precipitación puede afectar la infiltración de muchas maneras. La cantidad, el tipo y la duración de la precipitación influyen en ella. La lluvia produce tasas de infiltración más rápidas que cualquier otro evento de precipitación, como la nieve o el aguanieve. En términos de cantidad, cuanta más precipitación se produzca, mayor será la infiltración hasta que el suelo alcance la saturación, momento en el que se alcanza la capacidad de infiltración. La duración de la lluvia también afecta la capacidad de infiltración. Inicialmente, cuando comienza la precipitación, la infiltración se produce rápidamente ya que el suelo no está saturado, pero con el tiempo la tasa de infiltración disminuye a medida que el suelo se satura. Esta relación entre la lluvia y la capacidad de infiltración también determina la cantidad de escorrentía que se producirá. Si la lluvia se produce a una velocidad mayor que la capacidad de infiltración, se producirá escorrentía.

La porosidad de los suelos es fundamental para determinar su capacidad de infiltración. Los suelos con poros más pequeños, como la arcilla, presentan menor capacidad de infiltración y tasas de infiltración más lentas que los suelos con poros grandes, como las arenas. Una excepción a esta regla se da cuando la arcilla se encuentra en condiciones secas. En este caso, el suelo puede desarrollar grandes grietas que aumentan su capacidad de infiltración. ^{[ 3 ]}

La compactación del suelo también afecta la capacidad de infiltración. La compactación de los suelos produce una disminución de la porosidad dentro de los suelos, lo que disminuye la capacidad de infiltración. ^{[ 4 ]}

Tras los incendios forestales, pueden desarrollarse suelos hidrófobos , lo que puede disminuir considerablemente o impedir por completo la infiltración.

Un suelo ya saturado no tiene capacidad para retener más agua; por lo tanto, su capacidad de infiltración se ha alcanzado y la tasa de infiltración no puede aumentar más allá de este punto. Esto genera una mayor escorrentía superficial. Cuando el suelo está parcialmente saturado, la infiltración puede ocurrir a una tasa moderada, mientras que los suelos completamente no saturados presentan la mayor capacidad de infiltración.

Los materiales orgánicos en el suelo (incluidas plantas y animales) aumentan la capacidad de infiltración. La vegetación contiene raíces que se extienden en el suelo, creando grietas y fisuras que permiten una infiltración más rápida y una mayor capacidad. La vegetación también puede reducir la compactación superficial del suelo, lo que a su vez permite una mayor infiltración. Cuando no hay vegetación, las tasas de infiltración pueden ser muy bajas, lo que puede provocar una escorrentía excesiva y un aumento de la erosión . ^{[ 3 ]} De manera similar a la vegetación, los animales que excavan en el suelo también crean grietas en la estructura del suelo.

Si el terreno está cubierto por superficies impermeables, como el pavimento, no puede producirse infiltración, ya que el agua no puede atravesar una superficie impermeable. Esta relación también conlleva un aumento de la escorrentía. Las zonas impermeables suelen tener desagües pluviales que drenan directamente a cuerpos de agua, lo que significa que no se produce infiltración. ^{[ 5 ]}

La cobertura vegetal del terreno también influye en la capacidad de infiltración. Una mayor cobertura vegetal puede provocar una mayor intercepción de la precipitación, lo que puede disminuir su intensidad y, por consiguiente, reducir la escorrentía y aumentar la intercepción. Una mayor abundancia de vegetación también conlleva mayores niveles de evapotranspiración , lo que puede disminuir la tasa de infiltración. ^{[ 5 ]}  Los restos vegetales, como las hojas, también pueden aumentar la tasa de infiltración al proteger los suelos de las precipitaciones intensas.

En las sabanas y pastizales semiáridos, la tasa de infiltración de un suelo determinado depende del porcentaje de superficie cubierta por hojarasca y de la cobertura basal de matas de pastos perennes. En suelos franco-arenosos, la tasa de infiltración bajo una cubierta de hojarasca puede ser nueve veces mayor que en superficies desnudas. La baja tasa de infiltración en áreas desnudas se debe principalmente a la presencia de una costra o capa superficial del suelo. La infiltración a través de la base de una mata es rápida y las matas canalizan el agua hacia sus propias raíces. ^{[ 6 ]}

Cuando la pendiente del terreno es mayor, la escorrentía se produce con mayor facilidad, lo que conlleva menores tasas de infiltración. ^{[ 5 ]}

El balance hidrológico general, con todos sus componentes, con respecto a la infiltración F. Dados todos los demás parámetros y siendo la infiltración la única incógnita, un simple cálculo algebraico resuelve la cuestión de la infiltración.

${\displaystyle F=B_{I}+PET-ET-S-I_{A}-R-B_{O}}$

dónde

F es la infiltración, que puede medirse como un volumen o una longitud;

${\displaystyle B_{I}}$es la entrada del límite, que es esencialmente la cuenca de salida de áreas impermeables adyacentes y conectadas directamente;

${\displaystyle B_{O}}$es la salida del límite, que también está relacionada con la escorrentía superficial, R , dependiendo de dónde se elija definir el punto o los puntos de salida para la salida del límite;

P es precipitación ;

E es evaporación ;

T es transpiración ;

ET es evapotranspiración ;

S es el almacenamiento a través de áreas de retención o detención ;

${\displaystyle I_{A}}$es la abstracción inicial, que es el almacenamiento superficial a corto plazo, como charcos o incluso posiblemente estanques de retención dependiendo del tamaño;

R es la escorrentía superficial .

La única advertencia sobre este método es que hay que tener cuidado al elegir qué variables usar y cuáles omitir, ya que es fácil encontrar variables duplicadas. Un ejemplo sencillo de conteo doble de variables ocurre cuando la evaporación, E , y la transpiración, T , se incluyen en la ecuación junto con la evapotranspiración, ET . ET incluye T y una parte de E. También es necesario tener en cuenta la intercepción, no solo la precipitación bruta.

El método estándar y riguroso para calcular la infiltración en suelos es la ecuación de Richards , que es una ecuación diferencial parcial con coeficientes muy no lineales. La ecuación de Richards es computacionalmente costosa, no garantiza la convergencia y, en ocasiones, presenta dificultades con la conservación de la masa. ^{[ 11 ]}

Este método se aproxima a la ecuación diferencial parcial de Richards (1931) que resta importancia a la difusión del agua del suelo. Esto se estableció comparando la solución del término tipo advección de la ecuación de velocidad de humedad del suelo ^{[ 12 ]} y comparándola con soluciones analíticas exactas de infiltración utilizando formas especiales de las relaciones constitutivas del suelo. Los resultados mostraron que esta aproximación no afecta el flujo de infiltración calculado porque el flujo difusivo es pequeño y que el método de flujo de la zona vadosa de contenido de agua finito es una solución válida de la ecuación ^{[ 13 ]} es un conjunto de tres ecuaciones diferenciales ordinarias , está garantizado que converge y que conserva la masa. Requiere la suposición de que el flujo ocurre solo en la dirección vertical (1-dimensional) y que el suelo es uniforme dentro de las capas.

El nombre deriva de dos hombres: Green y Ampt. El método Green-Ampt ^{[ 14 ]} de estimación de infiltración considera muchas variables que otros métodos, como la ley de Darcy, no tienen en cuenta. Es función de la carga de succión del suelo, la porosidad, la conductividad hidráulica y el tiempo.

${\displaystyle \int _{0}^{F(t)}{F \over F+\psi \,\Delta \theta }\,dF=\int _{0}^{t}K\,dt}$

dónde

${\displaystyle {\psi }}$está humedeciendo el cabezal de succión del suelo frontal (L);

${\displaystyle \theta }$es el contenido de agua (-);

${\displaystyle K}$es la conductividad hidráulica (L/T);

${\displaystyle F(t)}$es la profundidad de infiltración acumulada (L).

Una vez integrado, se puede optar fácilmente por calcular el volumen de infiltración o la tasa de infiltración instantánea:

${\displaystyle F(t)=Kt+\psi \,\Delta \theta \ln \left[1+{F(t) \over \psi \,\Delta \theta }\right].}$

Utilizando este modelo se puede encontrar el volumen fácilmente resolviendo para${\displaystyle F(t)}$Sin embargo, la variable que se está descifrando está en la ecuación misma, por lo que al descifrarla se debe establecer que la variable en cuestión converja a cero, o a otra constante apropiada. Una buena primera aproximación para${\displaystyle F}$es el mayor valor de cualquiera de los dos${\displaystyle Kt}$o${\displaystyle {\sqrt {2\psi \,\Delta \theta Kt}}}$Estos valores se pueden obtener resolviendo el modelo con un logaritmo reemplazado por su expansión de Taylor alrededor de uno, de orden cero y segundo respectivamente. La única nota sobre el uso de esta fórmula es que se debe asumir que${\displaystyle h_{0}}$La carga hidráulica o la profundidad del agua estancada sobre la superficie es insignificante. Utilizando el volumen de infiltración de esta ecuación, se puede sustituir${\displaystyle F}$en la ecuación de tasa de infiltración correspondiente a continuación para encontrar la tasa de infiltración instantánea en el momento,${\displaystyle t}$,${\displaystyle F}$fue medido.

${\displaystyle f(t)=K\left[{\psi \,\Delta \theta \over F(t)}+1\right].}$

Nombrada en honor al mismo Robert E. Horton mencionado anteriormente, la ecuación de Horton ^{[ 14 ]} es otra opción viable para medir las tasas o volúmenes de infiltración del suelo. Es una fórmula empírica que dice que la infiltración comienza a una tasa constante,${\displaystyle f_{0}}$y está disminuyendo exponencialmente con el tiempo,${\displaystyle t}$Después de un tiempo, cuando el nivel de saturación del suelo alcance un cierto valor, la tasa de infiltración se estabilizará a la tasa${\displaystyle f_{c}}$.

${\displaystyle f_{t}=f_{c}+(f_{0}-f_{c})e^{-kt}}$

Dónde

${\displaystyle f_{t}}$es la tasa de infiltración en el tiempo t ;

${\displaystyle f_{0}}$es la tasa de infiltración inicial o la tasa de infiltración máxima;

${\displaystyle f_{c}}$es la tasa de infiltración constante o de equilibrio después de que el suelo se ha saturado o la tasa de infiltración mínima;

${\displaystyle k}$es la constante de descomposición específica del suelo.

El otro método para usar la ecuación de Horton es el siguiente. Se puede usar para encontrar el volumen total de infiltración, F , después de un tiempo t .

${\displaystyle F_{t}=f_{c}t+{(f_{0}-f_{c}) \over k}(1-e^{-kt})}$

Nombrada en honor a su fundador Kostiakov ^{[ 15 ]} es una ecuación empírica que supone que la tasa de ingesta disminuye con el tiempo según una función potencial.

${\displaystyle f(t)=akt^{a-1}\!}$

Dónde${\displaystyle a}$y${\displaystyle k}$son parámetros empíricos.

La principal limitación de esta expresión radica en su dependencia de una tasa de entrada final nula. En la mayoría de los casos, la tasa de infiltración se aproxima a un valor constante finito, que en algunos casos puede alcanzarse tras cortos periodos de tiempo. La variante de Kostiakov-Lewis, también conocida como ecuación de Kostiakov modificada, corrige este problema añadiendo un término de entrada constante a la ecuación original. ^{[ 16 ]}

${\displaystyle f(t)=akt^{a-1}+f_{0}\!}$

En forma integrada, el volumen acumulado se expresa como:

${\displaystyle F(t)=kt^{a}+f_{0}t\!}$

Dónde

${\displaystyle f_{0}}$Se aproxima, pero no necesariamente equivale a, la tasa de infiltración final del suelo.

Este método utilizado para la infiltración emplea una versión simplificada de la ley de Darcy . ^{[ 14 ]} Muchos argumentarían que este método es demasiado simple y no debería utilizarse. Compárelo con la solución de Green y Ampt (1911) mencionada anteriormente. Este método es similar al de Green y Ampt, pero carece de la profundidad de infiltración acumulada y, por lo tanto, es incompleto porque supone que el gradiente de infiltración se produce a lo largo de una longitud arbitraria.${\displaystyle L}$En este modelo, se supone que el agua estancada es igual a${\displaystyle h_{0}}$y se supone que la carga de suelo seco que existe por debajo de la profundidad de la carga de succión del suelo del frente de humedecimiento es igual a${\displaystyle -\psi -L}$.

${\displaystyle f=K\left[{h_{0}-(-\psi -L) \over L}\right]}$

dónde

${\displaystyle {\psi }}$está humedeciendo el cabezal de succión del suelo delantero

${\displaystyle h_{0}}$es la profundidad del agua estancada por encima de la superficie del suelo;

${\displaystyle K}$es la conductividad hidráulica ;

${\displaystyle L}$es la profundidad total imprecisa del subsuelo en cuestión. Esta definición vaga explica por qué debe evitarse este método.

o

${\displaystyle f=K\left[{L+S_{f}+h_{0} \over L}\right]}$^{[ 17 ]}

${\displaystyle {f}}$Tasa de infiltración f (mm hora ⁻¹⁾ )

${\displaystyle K}$es la conductividad hidráulica (mm hora ⁻¹⁾ );

${\displaystyle L}$es la profundidad total, imprecisa, del subsuelo en cuestión (mm). Esta definición vaga explica por qué debe evitarse este método.

${\displaystyle {S_{f}}}$está humedeciendo el cabezal de succión del suelo frontal (${\displaystyle {-\psi }}$) = (${\displaystyle {-\psi _{f}}}$) (mm)

${\displaystyle h_{0}}$es la profundidad del agua estancada sobre la superficie del suelo (mm);