Capítulo 6 - caminos.udc.escaminos.udc.es/info/asignaturas/grado_itop/415/pdfs/Capitulo 6.pdf · Capítulo 6. INFILTRACIÓN. FLUJO EN LA ZONA NO SATURADA Escorrentía Subterránea

Capítulo 6

INFILTRACIÓN INTRODUCCIÓN Tanto la Infiltración como el movimiento en la zona no saturada obedece a procesos físicos similares que están ligados por las condiciones hidrodinámicas del terreno, de tal forma que existe un movimiento vertical del agua, e incluso subhorizontal (Escorrentía Hipodérmica), que determina la recarga que el acuífero recibe. Hasta ahora las componentes del Ciclo Hidrológico que se han descrito correspondían a las componentes superficiales. Las componentes descritas en este capítulo corresponden a la parte edáfica del terreno o suelo edáfico. En lo que a continuación se detalla se explicará la Infiltración y se hará una introducción al Flujo en la zona no saturada. INFILTRACIÓN Definición La Infiltración es el proceso de paso del agua a través de la superficie del suelo hacia el interior de la tierra. Este concepto hay que distinguirlo del de Percolación, que es el movimiento del agua dentro del suelo. Ambos fenómenos están relacionados, puesto que la Infiltración no puede continuar libremente hasta que la Percolación haya removido el agua de las capas superiores del suelo. Mecanismo de generación de la Infiltración Cuando se produce un aguacero, el agua que no es interceptada alcanza el suelo. A partir de ese instante ocurren tres fenómenos diferentes: El primero de ellos es la acumulación de agua en forma de Detención Superficial, a la vez que, dependiendo de la permanencia del agua en la superficie del terreno y de las características hidrodinámicas del mismo, se activa el mecanismo de Infiltración. El agua que el terreno no es capaz de filtrar ni retener, escurre, formando la Escorrentía Superficial o Directa. En la Figura 6.1 se representa la analogía existente entre los procesos que ocurren en la superficie del suelo y el de un recipiente con agujeros que se llena completamente rebosando el agua por los laterales. Los agujeros en la parte inferior representan a las propiedades hidrodinámicas del terreno (permeabilidad, porosidad, ...) que son las que van a definir la tasa de infiltración en el mismo. El agua que rebosa simula la Escorrentía Superficial generada y el agua almacenada momentáneamente en el recipiente representa la Detención Superficial.

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HIDROLOGÍA I: CICLO HIDROLÓGICO

Precipitación

Infiltración

EscorrentíaSuperficial

Detención Superficial

Figura 6.1. Esquema representativo de los mecanismos de generación de Infiltración.

La permeabilidad del suelo es activada por medio de canales no capilares, a través de los cuales drena el agua de gravedad desde la superficie hasta el nivel freático del agua subterránea, siguiendo el camino de menor resistencia. El agua va rellenando los espacios capilares por lo que el gradiente de humedad establecido inicialmente va menguando y por tanto también la cantidad de agua infiltrada por unidad de tiempo. En caso de que inicialmente el suelo se encuentre con más contenido de agua, la infiltración por unidad de tiempo producida será menor, ya que el suelo se encuentra en condiciones de mayor saturación, y por tanto con un gradiente de humedad menor, que si inicialmente se encuentra completamente seco. En consecuencia, se favorecerá la formación de escorrentía superficial al disminuir la masa de agua susceptible de infiltrarse. La Infiltración está más relacionada con el movimiento del agua en la parte edáfica del suelo donde tiene lugar el desarrollo radicular de las plantas. La Percolación está más relacionada con el movimiento vertical del agua en la zona no saturada. En la Figura 6.2 se muestra un esquema del suelo y los diferentes flujos existentes en él. En dicho gráfico se distingue la Infiltración, la Percolación, el Flujo Hipodérmico, el Flujo Subterráneo y la Recarga que le llega al medio saturado. También se ha incluido el Flujo Subsuperficial Epidérmico (Escorrentía Superficial epidérmica), que es el agua que se encuentra en la parte del suelo edáfico y que, en un momento dado puede aflorar, incorporándose a la Escorrentía superficial. En la Figura 6.3 se muestra el frente de saturación, con respecto a la profundidad, que se genera una vez infiltrada el agua en el suelo, y que avanza saturando al mismo.

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Capítulo 6. INFILTRACIÓN. FLUJO EN LA ZONA NO SATURADA

Escorrentía Subterránea

Escorrentía Superficial

Escorrentía superficial epidérmica

ManantialEscorrentía

Hipodérmica

Infiltración

Percolación

Recarga

Suelo edáfico

Zonasaturada

Zona nosaturada

Figura 6.2. Esquema de las diferentes zonas y flujos que aparecen en el terreno.

Prof

undi

dad

Contenido de humedad0

Zona de saturación

Zona de transmisión

Zona de humectación

Hum

edad

inic

ial

Figura 6.3. Frente de humedad durante la Infiltración.

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Tal y como se muestra en la Figura 6.1 la formación de la Infiltración está asociado a la generación de Escorrentía Directa. Como ya se explicó en el Capítulo 5, la formación de la Escorrentía Directa obedece al ciclo de la Escorrentía. En dicho ciclo se muestran los distintos pasos evolutivos de la formación de las distintas componentes del Ciclo Hidrológico, si bien no se detalla el mecanismo de generación de la Escorrentía. Hay dos modelos explicativos de generación de la Escorrentía y que están asociados al proceso de Infiltración: Modelo de Horton y modelo de Dunne. Modelo de Horton Este modelo corresponde a la Figura 6.1. Cuando existe saturación en la superficie del terreno, es decir cuando el terreno se encharca, porque la intensidad de precipitación es superior a la capacidad de infiltración del terreno, se acumulará el agua en el mismo y se producirá Escorrentía Directa. La capacidad de infiltración del terreno está relacionada con la permeabilidad del mismo a través de la Ecuación de Darcy:

hgradKIf ⋅−= (6.1)

donde K es la permeabilidad del terreno y h el nivel piezométrico:

γ+=

Pzh (6.2)

siendo z la profundidad o cota geométrica (Figura 6.3) y P/γ la altura de presiones. Si suponemos que el suelo no está sometido a un gradiente de presiones (suelo a presión atmosférica) y que la Infiltración se produce por gravedad, el gradiente del nivel piezométrico coincide con el gradiente de la cota geométrica:

1dzdz

zhhgrad −==

∂∂

= (6.3)

En consecuencia,

KIf = (6.4)

En los instantes iniciales se satura la capa más superficial del suelo edáfico, por lo que si la Intensidad de precipitación es superior a la Ksat se formará Escorrentía Directa (I > Ksat), ya que el suelo no tiene la capacidad suficiente para “absorber” ese caudal o intensidad. Modelo de Dunne Dunne (1978) explica la generación de Escorrentía Directa cuando el nivel freático es somero por la existencia de materiales poco permeables cerca de la superficie, o por encontrarnos cerca de los cauces de los ríos. En este caso la Infiltración conduce a que la saturación se produzca desde dichos niveles freáticos desplazándose y alcanzando la superficie. En ese instante toda la precipitación se convierte en Escorrentía Directa.

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En la Figura 6.4 se muestra el frente de saturación y la evolución temporal de los modelos de Horton y Dunne.

Pro f

u ndi

dad


Hum

edad

inic

ial

Zona saturada

φ : porosidad

t1 t2 t3 t4

tn

Pro f

u ndi

dad


Hum

edad

inic

ial

Zona saturada

φ : porosidad

Modelo Horton Modelo Dunne

t1

t2

t3 tn

Figura 6.4. Modelos de Horton y Dunne de generación de Escorrentía Directa. Factores que influyen en la Infiltración Existen diversos factores que influyen tanto en el origen de la Infiltración como en la cantidad de agua infiltrada. Los factores que influyen en la Infiltración del suelo son los siguientes:

• La Precipitación es un factor externo a las propiedades del terreno. La existencia de Precipitación es la causa de que exista Infiltración siempre y cuando se supere un cierto umbral mínimo exigible.

• La temperatura. Si la temperatura del suelo es suficientemente baja para producir la congelación del agua recibida, la capa helada impide o dificulta la Infiltración.

• El contenido inicial de humedad en el suelo tiene una gran influencia. Si el terreno está muy seco, a la acción de la gravedad, se une una fuerte tensión capilar con lo que aumenta la Infiltración. A medida que el terreno se humedece se hinchan las arcillas y coloides y se reduce el tamaño de los poros y la capacidad del suelo para infiltrar. Por otra parte, a medida que se alcanza la capacidad de retención del suelo, se admitirá menos cantidad de agua ya que existirá menos gradiente piezométrico y, en consecuencia, menos flujo de entrada.

• Las condiciones de la superficie del terreno. La permanencia estática del agua en el terreno favorece la Infiltración, ya que se da tiempo para que el agua se infiltre, por ello factores que eviten esa permanencia de agua en forma de Detención Superficial en el terreno perjudicarán a la Infiltración. Así, pues, la pendiente del terreno favorece el tránsito del agua caída en forma de Escorrentía

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Superficial; a mayor pendiente menor tiempo de tránsito superficial del agua y menor permanencia de agua en el terreno. Por otro lado la vegetación favorece la retención del agua, lo que aumenta el tiempo de permanencia del agua en el terreno y, en consecuencia, la Infiltración. La compactación del terreno es otro factor que define las condiciones.

Medida de la Infiltración El parámetro que cuantifica la Infiltración es la capacidad de infiltración. La capacidad de infiltración de un suelo es la tasa máxima con la cual puede penetrar agua en un suelo en un sitio particular y dada una serie de condiciones, o, lo que es lo mismo, la intensidad máxima de agua de lluvia que puede absorber el suelo. La capacidad de infiltración se puede expresar en mm/h o mm/min. Como ya se explicó anteriormente, si la Intensidad de lluvia es superior a la capacidad de infiltración, una vez superada la retención superficial, se producirá escorrentía superficial. Si la intensidad de lluvia es inferior a la capacidad de infiltración, la tasa real de infiltración será la intensidad de lluvia menos la retención superficial, que será inferior a dicha capacidad de infiltración. La capacidad de infiltración se puede medir con infiltrómetros, lisímetros y analizando hidrogramas. Infiltrómetros El infiltrómetro es un tubo diseñado para aislar una sección del suelo. El área efectiva varía desde menos de 900 cm hasta varias decenas de metros cuadrados. Se utilizan para medidas muy locales y los valores obtenidos pueden aplicarse a cuencas homogéneas en suelo y vegetación y de pequeña extensión. Existen diferentes tipos de infiltrómetros: El infiltrómetro de tipo inundador en el que la capacidad de infiltración se calcula a partir del volumen de agua que hay que añadir por unidad de tiempo para mantener constante el nivel de la lámina de agua sobre un área definida en el terreno. El problema que existe en los valores deducidos con este tipo de infiltrómetros reside en que no se tiene en cuenta el efecto de compactación que produce la lluvia. En la Figura 6.5 se muestra un infiltrómetro. Un infiltrómetro de tipo inundador es el infiltrómetro de anillos concéntricos. Este infiltrómetro posee un anillo exterior para impedir la expansión lateral del agua infiltrada del cilindro interior, en donde se mide la altura de lámina de agua. En la Figura 6.6 se representa el esquema de otro infiltrómetro tipo inundador, el infiltrómetro de cilindro excavado en el suelo (método de Porchet). En este infiltrómetro se produce infiltración por toda la superficie de un cilindro excavado en el suelo, de tal forma que se miden los niveles de la lámina de agua en tiempos muy próximos para que se pueda suponer que la capacidad de infiltración es constante.

90


Figura 6.5. Infiltrómetro. El área por donde se infiltra el agua es:

( )Rh2RS +⋅⋅π= (6.5)

Para un intervalo de tiempo suficientemente pequeño, dt, se verificará que la variación del volumen de agua es igual a la cantidad de agua infiltrada:

( ) dhRdtRh2RI 2f ⋅π−=⋅+⋅⋅π⋅ (6.6)

donde If es la tasa de infiltración que coincide con la capacidad de infiltración. Los demás parámetros se pueden identificar en la Figura 6.6. Integrando la Ecuación (6.6) entre dos valores (t1, t2) (h1, h2) resulta:

( ) Rh2Rh2ln

tt2RI

2

1

12f +

+⋅

−= (6.7)

91


2R

2R

h

Terreno

Figura 6.6. Infiltrómetro excavado en el suelo. Otro tipo de infiltrómetro es el tipo de simulador de lluvia, en el que el agua se distribuye uniformemente sobre una parcela de pequeña extensión (1 a 40 m2) mediante un sistema de aspersión. Se establece un balance de agua en el que la Evaporación se desprecia al considerarse pequeños intervalos de tiempo de forma que:

nf PPI −= (6.8)

donde la precipitación P y la escorrentía superficial Pn son conocidos. Análisis de Hidrogramas Para cuencas pequeñas de menos de 10 km2 se realiza un balance de masas de agua de tal forma que el incremento de agua medida en la sección de desagüe de la cuenca después de una lluvia corresponderá a la Escorrentía Superficial. La diferencia entre el agua precipitada y la Escorrentía Superficial será la suma del agua interceptada, el agua detenida superficialmente, el agua evapotranspirada y el agua infiltrada. La infiltración será aproximadamente la diferencia entre el volumen precipitado y el escurrido superficialmente. Este método se suele utilizar para obtener capacidades de infiltración.

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Lisímetros En un lisímetro el agua infiltrada será la suma de la cantidad de agua recogida en el colector de percolación (Figuras 4.6, 4.7 y 4.8 del Capítulo 4) y del incremento del agua retenida en el terreno. Cálculo de la Infiltración La estimación de la Infiltración, tal y como ya se ha descrito en los apartados anteriores, dependerá de las propiedades del suelo y de las variaciones de éstas tanto espacial como temporalmente, ya que a medida que cambia el contenido de humedad del suelo la Infiltración varía; por ello la Infiltración es un proceso muy complejo que puede describirse mediante ecuaciones matemáticas solamente de forma aproximada. La manera de cuantificar la Infiltración se puede realizar expresando dicho parámetro en función de distintas variables o a través del cálculo de índices. De todas las ecuaciones existentes citaremos la de Horton y la de Phillip, el método de Green-Ampt; y entre los índices, describiremos el índice φ. Ecuación de Horton La ecuación desarrollada por Horton (1933) estima la capacidad de infiltración como una función exponencial del tiempo en el que la infiltración empieza con una capacidad o tasa determinada If0 y decrece hasta obtener una tasa constante Ifc:

( ) ktfc0ffcf eIIII −⋅−+= (6.9)

donde k es una constante empírica y t es el tiempo desde que comenzó el aguacero. En este caso, la Ecuación (6.9) se ha obtenido suponiendo que los parámetros hidrodinámicos del suelo no varían con la humedad del mismo. Ecuación de Phillip Phillip (1957, 1969) obtuvo la capacidad de infiltración suponiendo que los parámetros hidrodinámicos del suelo podían variar con el contenido de humedad:

abt21I 2

1

f +=−

(6.10)

donde a y b son dos variables que dependen de las características del suelo y de su contenido de humedad. Tanto de la Ecuación (6.9) como de la (6.10) se deduce que la capacidad de infiltración es decreciente con el tiempo. En la Figura 6.7 se ha representado la capacidad de infiltración en función del tiempo. En caso de que se pretenda estimar la Infiltración producida al originarse un aguacero, se tendrá que evaluar el tiempo de duración (D) e

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intensidad (I), así como la evolución temporal de la capacidad de infiltración del suelo a partir de un contenido inicial de humedad.

Capacidad deInfiltración

Tiempo

Ifc

If0

Figura 6.7. Evolución temporal de la capacidad de infiltración. En la Figura 6.8 se reproducen diferentes casos de cálculo de la Infiltración producida a partir de un aguacero. La expresión temporal de la capacidad de infiltración que se ha utilizado es la dada por Horton, lo que implica que el valor inicial de capacidad de infiltración del que se parte es If0. La asíntota horizontal a la que tiende la curva cuando el tiempo se hace infinito es Ifc. En el caso a) se ha supuesto que la intensidad de precipitación es constante e inferior al valor de la permeabilidad del terreno saturado (I < Ksat) (modelo de Horton de generación de escorrentía), o lo que es idéntico, se ha supuesto que dicha intensidad de lluvia es inferior a la capacidad mínima de infiltración (I < Ifc). En este caso, e independientemente de la duración del aguacero, todo el agua caída se infiltra y no se produce Escorrentía Directa o Superficial. En el caso b) se ha supuesto que la intensidad de lluvia es constante y superior a la permeabilidad del suelo en condiciones saturadas (I > Ksat) o lo que es igual que la intensidad de lluvia es superior a la capacidad mínima de infiltración (I > Ifc). En este caso también se ha supuesto que la duración del aguacero es inferior al tiempo de anegamiento (taneg) o tiempo mínimo de duración del aguacero para que se produzca escorrentía (D < taneg). El tiempo de anegamiento será aquel para el cual se cumple que la intensidad de lluvia es igual a la capacidad de infiltración (I = If); es decir el punto de

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corte de la recta de intensidad constante con la curva de capacidad de infiltración. Para tiempos superiores a ese valor la intensidad de lluvia es mayor que la capacidad de infiltración del terreno.


Tiempo

Ifc

If0


Tiempo

Ifc

If0


Tiempo

Ifc

If0

Escorrentía SuperficialI

Ta D

I > I

D > T

fc

a

I > I

D < T

fc

a

I < I

I < K

fc

sat

D

I

Ta

ID

I : Intensidad de lluviaD : Duración del aguaceroT : tiempo de anegamientoK : Permeabilidad saturada

a

sat

Volumen infiltrado

Volumen infiltrado

Caso a

Caso b

Caso c

Figura 6.8. Infiltración y Escorrentía Directa producida en un aguacero.

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En este caso tampoco se produce Escorrentía Directa ya que aunque la intensidad de lluvia es superior a la tasa de infiltración, la precipitación no se ha producido durante el suficiente tiempo para que se llegue a anegar el terreno. Se producen almacenamientos superficiales de agua que no rebosan y que alimentan al subsuelo filtrándose. Todo el agua caída se infiltra (superficie de color). En el caso c) se ha supuesto que la intensidad de lluvia es constante y superior a la capacidad mínima de infiltración (I > Ifc) y que la duración del aguacero es superior al tiempo de encharcamiento o anegamiento del terreno (D > taneg). En este caso el terreno se encharca ya que no es capaz de filtrar todo el agua que le llega e incluso rebosa las oquedades del terreno generando la Escorrentía Superficial. En este caso el volumen de escorrentía se calcula a partir de la superficie comprendida entre la curva de capacidad de infiltración y la recta horizontal que representa a la intensidad de lluvia entre el tiempo de anegamiento y el tiempo de duración del aguacero. El volumen infiltrado será la superficie existente por debajo de la curva de capacidad de infiltración y el eje de abscisas entre dichos tiempos (Figura 6.8). Método de Green-Ampt Las ecuaciones de la Infiltración expuestas anteriormente proceden de resolver la ecuación del flujo no saturado (ecuación de Richards). Green y Ampt (1911) propusieron un esquema simplificado para la Infiltración en el que supusieron que el frente de saturación es una frontera brusca que divide el suelo con contenido inicial de humedad θi (correspondiente a una succión ψi) del suelo saturado con contenido de humedad θs situado por debajo de dicho frente. El contenido de humedad es la cantidad de agua por unidad de medio. En la Figura 6.9 se muestra el modelo de ecuación de Green-Ampt. En dicha figura se representa el contenido de humedad en abscisas, y en ordenadas la profundidad. Suponiendo que en la superficie del terreno existe una lámina de agua de altura H constante y que el frente ha recorrido una profundidad L, en un incremento de tiempo dt, la ecuación de agua que se ha infiltrado será I dt⋅ y que corresponderá con

(Figura 6.9). ( ) dzis ⋅θ−θ En consecuencia,

( ) dzdtI is ⋅θ−θ=⋅ (6.11)

( )dtdzI is ⋅θ−θ= (6.12)

Por otra parte, y considerando la permeabilidad saturada, la ecuación de Darcy establece

( )LLHK

dzdhKhgradKI satsatsat

Ψ++⋅=⋅−=⋅−= (6.13)

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y, teniendo en cuenta (6.12), se obtiene,

( )[ ] ( )

θ−θ⋅

−Ψ+ ⋅⋅= is

sat tKL

H1sat eeKI (6.14)

( )

Ψ++⋅Ψ+−=

θ−θ HL1lnHLt

K

is

sat (6.15)

ecuación que proporciona la variación temporal de la profundidad L del frente de saturación. La solución de (6.15) para un tiempo dado se puede obtener iterando a partir de un valor inicial. En el caso de suponer que el encharcamiento de la superficie cesa existirán dos frentes, uno de saturación y otro de desaturación que avanzan a la misma velocidad (Figura 6.10).

Prof

undi

dad

Humedad inicial θi

H

Zona mojada

Frente de mojado

Humedad irreductible


Humedad ensaturación θs

Incrementode humedad

L

dz

Figura 6.9. Método de Green-Ampt.

Por último, en el caso de que existan distintas capas de materiales con diferentes contenidos iniciales de agua y de saturación, la Infiltración se calculará con la siguiente

97


expresión obtenida a partir de los parámetros que se muestran en la Figura 6.11, y teniendo en cuenta que la lámina de agua en la superficie es constante:

( )1221

21212 KLKb

KKLbHI+

++Ψ+= (6.16)

donde b1 es el espesor o potencia de la capa 1, ψ2 es la succión correspondiente a un contenido de humedad inicial de θi2, y K1 y K2 son las permeabilidades del terreno en saturación para cada capa, respectivamente.

Prof

undi

dad

Humedad inicial θi

Humedad irreductible


Humedad ensaturación θs

Incrementode humedad

Frente de mojado

L

Frente de desaturación

Zona mojada

dz

dz

Figura 6.10. Modelo de infiltración. Método de Green-Ampt cuando cesa el encharcamiento.

Índice de Infiltración φ Al existir una estrecha relación entre la Escorrentía Directa o Superficial con la Infiltración en una cuenca, para calcular algunas veces la Escorrentía Directa se puede sustraer de la precipitación caída un valor constante que representa un valor medio de la intensidad de infiltración y que se denomina índice de infiltración. Dado que esta intensidad disminuye con el tiempo, los valores de Escorrentía Directa serán estimados por exceso al principio y por defecto al final (Figura 6.12).

98


Prof

undi

dad

Humedad inicial θi1

Humedad ensaturación θs2

Frente de mojado

L2Zona mojada

b1

HContenido de humedad0

Humedad inicial θi2

Humedad ensaturación θs1

K1 ψ1

K2 ψ2

Figura 6.11. Modelo de infiltración. Método de Green-Ampt con varias capas.

Intensidad HIETOGRAMA

EscorrentíaSuperficial

AlmacenamientoSuperficial

Tiempo

φ

Figura 6.12. Índice de infiltración φ.

99


El índice φ incluye todas las fracciones de precipitación que no llegan a pasar por la sección de desagüe de la cuenca como son la Interceptación, la Detención Superficial y la Evapotranspiración. En la Figura 6.12 se ha dibujado el hietograma de un aguacero. Para determinar el índice se traza una horizontal (Figura 6.12) tal que equivalga el volumen de agua en forma de Escorrentía, medida en la estación de aforo, con la superficie existente entre el hietograma y dicha recta horizontal. Por encima de la intensidad φ, la lluvia se transforma en Escorrentía Superficial (lluvia neta).

Ejemplo: Un aguacero de 21 cm de lluvia ha producido una Escorrentía Superficial de 3 cm, medida por el incremento del caudal del río. Dado el hietograma de la lluvia, estimar el índice de infiltración φ. NOTA: No se tendrá en cuenta la Interceptación, la Detención Superficial y la Evapotranspiración.

Tabla 6.1. Hietograma.

Tiempo (h) 1 2 3 4 5 6 Incremento de lluvia en cada hora (cm) 1.5 2.5 5 6 4 2

La lluvia total caída es la suma: 1.5+2.5+5+6+4+2 = 21 cm Si la Escorrentía Superficial es 3 cm, la Infiltración total será: 21 – 3 = 18 cm. El tiempo que ha durado el aguacero son 6 h, por lo que el índice inicialmente estimado será:

h/cm3618

==φ

Este valor es superior a la intensidad de lluvia de las dos primeras horas y última del aguacero (Tabla 6.1), por lo que dichas horas no han de tenerse en cuenta en el cálculo del índice ya que es ineficiente el cálculo de la Infiltración en dichas horas. Así, el tiempo que dura la lluvia neta será 3 horas y la lluvia que contribuye a la formación de Infiltración será

cm1225.25.1321 =−−−− y el índice,

h/cm43

12==φ

valor para el cual el tiempo de duración de lluvia eficaz sigue siendo 3 h; por lo que la evolución de la Escorrentía Superficial será

100


Tabla 6.2. Evolución temporal de la Escorrentía Superficial.

Tiempo (h) 1 2 3 4 5 6 Escorrentía Superficial (cm) 0 0 1 2 0 0

es decir, 1 + 2 = 3 cm, tal y como se había medido y dicho en el enunciado del problema. En la Figura 6.13 se ha representado el hietograma y el índice de infiltración.

0 1 2 3 4 5 6 70

1

2

3

4

5

6

7

φ

Inte

nsid

ad (c

m/h

)

Tiempo (h)

HIETOGRAMA

Figura 6.13. Hietograma e Índice de infiltración φ.

FLUJO EN LA ZONA NO SATURADA Definiciones Una vez que el agua se ha infiltrado y ha pasado al terreno, puede seguir distintos caminos tal y como se ha mostrado en la Figura 6.2. El movimiento vertical del agua en el terreno se denomina Percolación, tal y como ya se dijo en un epígrafe anterior; pero el agua filtrada puede también seguir un movimiento susbsuperficial debido a la existencia de capas de distinta permeabilidad en el terreno. El agua que fluye por la parte edáfica del terreno paralelamente a la superficie del mismo constituye un flujo epidérmico que puede aflorar en el terreno en forma de manantial (Flujo Subsuperficial Epidérmico o Escorrentía Superficial Epidérmica). El agua que ha percolado y que se

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encuentra superficialmente capas o lentejones de material menos permeable fluye también de forma cuasihorizontal debido a que el agua se acumula en dicho lentejón, ya que no puede atravesarlo con la misma rapidez que el material superior más permeable, por lo que se genera un gradiente ocasionando un flujo horizontal, denominado Escorrentía Hipodérmica, y que también puede aflorar en el terreno en forma de manantial. Es un flujo generado en la zona no saturada, la zona donde los poros, que presenta el terreno, no están completamente llenos. Tanto la Escorrentía Directa o Superficial como el Flujo Epidérmico descargan en los cauces de los ríos en pocas horas, dependiendo de las características de la cuenca. En cambio la Escorrentía Hipodérmica puede tardar algunos días hasta que se note la descarga en el río. Cuando el agua percolada alcanza el nivel freático subterráneo (zona saturada) se dice que dicho flujo constituye la Recarga del acuífero. Esta Recarga hace aumentar el nivel piezométrico del agua subterránea aumentando el gradiente y, en consecuencia, activando el flujo subterráneo, denominado Escorrentía Subterránea. Esta Escorrentía es el flujo más lento de todos, el sistema subterráneo es un sistema inercial que cuyos efectos en los ríos pueden tardar en notarse días y meses; ya que tiene que atravesar un medio poroso en lugar de discurrir por la superficie del terreno como la Escorrentía Superficial. En la Figura 6.14 se puede observar un croquis de los flujos existentes en la zona no saturada y saturada del terreno.

SUELO EDÁFICO

INFILTRACIÓN

PERCOLACIÓN

FLUJOSUBSUPERFICIAL

EPIDÉRMICO

ZONA NO SATURADA

RECARGA

ESCORRENTÍAHIPODÉRMICA

ZONA SATURADA

ESCORRENTÍASUBTERRÁNEA

EVAPOTRANSPIRACIÓN

Figura 6.14. Flujo en el medio no saturado.

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