UNIVERSIDAD AUTÓNOMA DE CAMPECHE

Facultad de ingeniería
“Ingeniería Civil y Administración”

Trabajo:
Investigación
Alumno:
Jesús Guadalupe Rodríguez Pino

Nombre del maestro:

Marco A. Moreno García

Asignatura:
Hidráulica e Hidrología Urbana

San Francisco de Campeche a 17 febrero de 2021

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Contenido
INTRODUCCION........................................................................................................................................2
INFILTRACION...............................................................................................................................................3
Definición....................................................................................................................................................3
Capacidad de infiltración.........................................................................................................................3
Ensayos de la infiltración.........................................................................................................................4
Estudio de infiltración: tasa, intercepción, lluvia efectiva, eficaz y neta........................................8
Ajuste temporal de la curva capacidad de Infiltración.......................................................................9
Capacidad de infiltración en grandes cuencas.................................................................................10
a) Infiltración media aparente (fam).................................................................................................11
Déficit de escurrimiento, exceso y aportaciones................................................................................9
Balance hídrico de Thornthwaite.........................................................................................................12
Bibliografía:.................................................................................................................................................1

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 INTRODUCCION

Se define como ESCURRIMIENTO SUPERFICIAL al exceso de Precipitación que se

desplaza sobre la superficie del terreno por gravedad, formando una red hidrográfica
sobre el terreno, hacia un punto de salida del Área de Drenaje de la cuenca. Se define
como CUENCA a la superficie que colecta toda el agua de excesos de precipitación
hacia un punto determinado del cauce, al que se refiere la cuenca. La manera de valorar
el Escurrimiento es a través del CAUDAL (Volumen/Tiempo). generalmente veremos en
este tema los caudales expresados en m3/seg, lts/seg, etc. La representación gráfica de
los caudales del curso de agua de una cuenca en función del tiempo se denomina
HIDROGRAMA. El estudio de Hidrogramas de Crecida de una cuenca, resulta muy
importante para el dimensionamiento de estructura, predicción de hidrógramas, etc.

INFILTRACION

El análisis de la infiltración en el ciclo hidrológico es de importancia

básica en la relación entre la precipitación y el escurrimiento, por lo que a
continuación se introducen los conceptos que la definen, los factores que la
afectan, los métodos que se usan para medirla y el cálculo de dicha
componente en grandes cuencas.

Definición.

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.

Capacidad de infiltración.

Se denomina capacidad de infiltración a la cantidad máxima de agua que

puede absorber un suelo en determinadas condiciones, valor que es variable
en el tiempo en función de la humedad del suelo, el material que conforma al
suelo, y la mayor o menor compactación que tiene el mismo.

Factores que afectan la capacidad de infiltración: Influyen en el

proceso de infiltración: entrada superficial, transmisión a través del suelo,

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capacidad de almacenamiento del suelo, características del medio permeable,
y características del fluido.

Entrada superficial: La superficie del suelo puede estar cerrada por la

acumulación de partículas que impidan, o retrasen la entrada de agua al suelo.
Transmisión a través del suelo: El agua no puede continuar entrando
en el suelo con mayor rapidez que la de su transmisión hacia abajo,
dependiendo de los distintos estratos.
Acumulación en la capacidad de almacenamiento: El almacenamiento
disponible depende de la porosidad, espesor del horizonte y cantidad de
humedad existente.
Características del medio permeable: La capacidad de infiltración está
relacionada con el tamaño del poro y su distribución, el tipo de suelo –arenoso,
arcilloso-, la vegetación, la estructura y capas de suelos.
Características del fluido: La contaminación del agua infiltrada por
partículas finas o coloides, la temperatura y viscosidad del fluido, y la cantidad
de sales que lleva.

Ensayos de la infiltración.

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

indirectos.

Métodos directos: Valorar la cantidad de agua infiltrada sobre una

superficie de suelo:

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. Los inconvenientes son la
necesidad de períodos largos, la reconstrucción del suelo no es adecuada ya
que no se reproduce exactamente igual el proceso que el mismo sufrió debido
al accionar de la naturaleza y el hombre.

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 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 m 2 y 40 m2. La diferencia entre precipitación y
escorrentía representa la valoración del volumen infiltrado.

3. Infiltrómetros: 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.
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.
Infiltrómetros: 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. Los anillos se insertan en el suelo a la
profundidad mínima necesaria para evitar las fugas de los mismos. La medición
es menor que la anterior y más concordante con la capacidad real del suelo.
El método de Muntz trabaja con los mismos anillos pero cambia la forma
de medir: junto al cilindro interior se entierra una punta, colocándose una
determinada cantidad de agua por encima y repitiendo la medición en intervalos
de tiempo y descenso del agua.
Los principales inconvenientes, aparte del carácter local de la
experiencia, son que el suelo se modifica al clavar el tubo, y no hay efectos de
compactación, ni de arrastre de finos, ni del aire.
Se aclara que el terreno no es preparado para el ensayo de infiltración, si
no que se hace sobre el terreno natural. Como la medición varía según el
estado de humedad inicial existente al momento del ensayo, deben realizarse
una serie de ensayos para distintos grados de humedad.

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.

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:
 Ecuación de Horton: Desarrolló una ecuación matemática para definir la
curva de capacidad de infiltración: f = fo + (fo - fb) e- K * t

Donde: fo: Capacidad de infiltración inicial ó

máxima. fb: Capacidad de infiltración
básica ó 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.

El 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.

Estudio de infiltración: tasa, intercepción, lluvia efectiva, eficaz y

neta.

Si se establece un balance hídrico para una tormenta queda la

siguiente expresión: P = I + F + S + Q
P representa la precipitación total, I es la intercepción por parte de la
vegetación que impide que la lluvia alcance el suelo. Se denomina
intercepción total a todo el agua de precipitación que es detenida por el follaje
vegetal. Una parte mínima se evapora y regresa a la atmósfera, que se conoce
como intercepción efectiva. La infiltración F es toda el agua que traspasa la
superficie del suelo. Otra parte del agua S, queda en depósitos superficiales,
concavidades del terreno. Q es la escorrentía superficial, que va a ir a parar a
los cauces directamente. La relación entre la capacidad de infiltración y la
intensidad de precipitación define los siguientes conceptos.

Lluvia efectiva: Es la precipitación que llega al suelo, descontado la

intercepción efectiva.
Lluvia eficaz: Es la precipitación que está en condiciones de generar
escurrimiento superficial, y ocurre cuando la intensidad de precipitación es
mayor que la capacidad de infiltración durante el desarrollo de una tormenta.
Lluvia neta o en exceso: Es la parte de la lluvia eficaz que efectivamente produce
escurrimiento en forma directa.

La relación entre intensidad de precipitación (ip) y capacidad de infiltración (f) define e

una tormenta la tasa de infiltración, que es la velocidad real de infiltración que se prod n
uc
e
durante una tormenta, o también denominada intensidad de infiltración.

Ajuste temporal de la curva capacidad de Infiltración.

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 volumenes
acumulados e infiltrados en el suelo con velocidad de infiltración f. La
 metodología empleada se observa en el Práctico de la cátedra.

Como producto final del ajuste de la curva de capacidad de infiltración -

tiempo, queda graficada la curva real de infiltración de acuerdo a las
características particulares de la tormenta superpuesta. La parte del hietograma
que queda por encima de la curva real de infiltración es la precipitación neta o
en exceso que saldrá como escurrimiento directo en el punto de salida del área
analizada. Se obtienen conjuntamente la precipitación efectiva, eficaz, neta e
infiltrada, siendo ésta la precipitación que se ubica debajo de la curva f real - t.

Los volumenes 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.

Capacidad de infiltración en grandes cuencas.

Las dificultades para calcular la infiltración en grandes cuencas ha conducido al

empleo de diversos “índices de infiltración”, que deben correlacionarse con los
factores indicativos de las condiciones iniciales de humedad, y así calcular el
hidrograma de una cuenca en una tormenta determinada.

Para hallar la capacidad de absorción media en una cuenca, se tiene que admitir
1°, que es uniforme en toda la cuenca; 2°, que la escorrentía sea también uniforme
en toda ella; 3°, que la lluvia sea uniforme en su distribución espacial.

Indice de infiltración media : Se admite que para una tormenta dada y en las
condiciones iniciales que el valor de recarga de la cuenca es constante durante toda
la duración de la tormenta. En el gráfico de la intensidad media de la lluvia en
función del tiempo, el índice  representa la intensidad media por encima de la cual
todo excedente se transforma en escorrentía
.

Es claro que el índice  integra, en forma excesivamente simplificada, la acción de

la intercepción de los diversos almacenamientos superficiales y de la infiltración.

a) Infiltración media aparente (fam).

Para cuencas donde no se acepta que la intensidad de lluvia es uniforme

en toda el área, Horton propone un criterio para calcular la capacidad de
infiltración media fam, para una tormenta.

Este criterio supone la disponibilidad de registro de lluvia suficiente para

representar su distribución satisfactoriamente, y que al menos uno de los
registros se obtuvo a partir de un pluviógrafo. Esto implica estimar que la
distribución de lluvia registrada en el pluviógrafo sea representativa de la
distribución en toda la cuenca. Por otra parte, considera que el escurrimiento
superficial es igual a la diferencia entre la precipitación y la infiltración que
ocurre durante el periodo de la lluvia en exceso; o sea que se desprecia la
infiltración antes y después de la lluvia en exceso. Entonces, el valor de fam,
que se encuentra es tal que multiplicado por la duración de la lluvia en exceso y
restado de la lluvia total para el mismo periodo, proporciona el escurrimiento
superficial total.
 Se suponen distintas alturas de lluvia y, a partir de la curva masa en
porcentaje, se obtiene la variación respecto al tiempo. Se inventan capacidades
de infiltración media y se deduce para cada altura de lluvia supuesta su
correspondiente lluvia en exceso.

El procedimiento es el siguiente: 1) Se calcula el hietograma medio de

una tormenta para una cuenca, contando con los datos pluviométricos de varias
estaciones y al menos un pluviógrafo, de cuya curva masa se aplica la
variación porcentual horaria a los datos pluviométricos; que permiten graficar
un hietograma medio.
2) Se suponen distintos valores de fam tales como fam 1, fam2, fam3, etc.; al
igual que montos totales de precipitación P 1, P2, P3, etc., con la distribución
planteada de acuerdo al hietograma medio.

3) En un gráfico se representan los valores obtenidos con el eje vertical P

P neta y en abcisas
total.
4) Se grafican las curvas que unen puntos de P efectiva con P neta
correspondiente, para un
mismo valor de fam. Debe trabajarse con varios hietogramas que engloben el
rango de variación de precipitación total media posible en la cuenca analizada.
La utilización del gráfico siguiente permite obtener un fam conociendo la P
total y P neta, calculada ésta como escurrimiento directo en el punto de salida
del área estudiada.
Balance Hídrico.

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 El concepto central de la hidrología es el ciclo hidrológico, que es la
circulación del agua desde los océanos a la atmósfera, de ésta a los
continentes, para volver de nuevo a los océanos en forma de agua superficial o
subterránea.

Definición de Balance Hídrico: Toda unidad hidrológica, sea una

cuenca superficial o subterránea, recibe aportaciones de agua y descarga un
volumen de agua, además de que contiene otra cantidad de agua variable.
Estos tres elementos deben equilibrarse a lo largo de una determinada unidad
de tiempo. La expresión cuantitativa de este equilibrio constituye el balance
hídrico.

El balance hídrico se refiere siempre a una unidad hidrológica –

cuenca- y a un intervalo de tiempo. El intervalo de tiempo puede ser
cualquiera, pero lo normal son año hidrológico medio, un año o un número
determinado de años, un mes, un número de días, un día e incluso el tiempo de
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duración de una tormenta.

Los elementos principales en un balance hídrico son:

➣ Precipitación: P
➣ Infiltración: I
➣ Evapotranspiración potencial y real: EVP - EVR
➣ Aportaciones o caudal de salida: A, Q
➣ Déficit de escurrimiento: D
➣ Variación de reservas: R
➣ Almacenamiento en depresiones: S

La aportación o caudal se mide en las estaciones de aforo a la salida de

la cuenca. El déficit de escurrimiento se calcula hallando la diferencia P - Q.
Las variaciones de las reservas pueden calcularse directamente por los
métodos conocidos, considerando tres niveles de reservas: superficiales, de
humedad del suelo, y en las napas freáticas. El almacenamiento en
depresiones S se calcula conociendo la superficie y los tirantes a través de la
interpretación de fotografías aéreas y por reconocimiento de campo.

En general la precipitación y el caudal se miden, la evapotranspiración

real y potencial se calculan con las fórmulas, y las variaciones de las reservas y
la infiltración se calculan por la diferencia entre otros elementos del balance.

Balance hídrico de una cuenca: El término A tiene un interés mayor

pues permite conocer la disponibilidad de agua en una zona, en un período
determinado. La evaporación puede medirse al igual que la lluvia, llegando a
una ecuación simplificada: P = A + E.

Los balances hídricos normales son los del año hidrológico, largo período
de años y para una tormenta.

Balance para año hidrológico: Se empieza en un mes con las reservas

de agua prácticamente nulas. El balance queda P = Q + E +/- Variación de las
reservas.

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 Balance para un largo período de años: La ecuación es aplicable es P
= E + A, ya que las variaciones de las reservas a lo largo de muchos años se
compensan y tienden a una media, por lo que no participan en un balance.

Balance para una tormenta: Para el caso de períodos cortos como una
tormenta o un día la ecuación de balance se transforma en P = F + I + S + A,
donde F es la intercepción de la vegetación que posteriormente llega al suelo
por goteo.

Déficit de escurrimiento, exceso y aportaciones.

El déficit de escorrentía medio anual D, es por definición la diferencia D =

P – A, con la variación de las reservas nulas. Representa muy sensiblemente la
evaporación total de la cuenca.

Los factores que afectan el déficit de escurrimiento anual son

meteorológicos, geográficos, hidrogeológicos y biológicos. Los factores
meteorológicos son las precipitaciones y la temperatura. Los factores
geográficos son la localización geográfica de la cuenca y su morfología. En la
localización geográfica interesa la latitud, la longitud y la altitud. Los factores
hidrogeológicos son la permeabilidad de los terrenos y la profundidad de las
aguas subterráneas. Los factores biológicos comprenden la cubierta vegetal y
la acción del hombre.

Cálculo de déficit de escurrimiento: El déficit de escurrimiento o

evaporación, puede calcularse meiante fórmulas teniendo en cuenta dos
variables: la temperatura media y la precipitación total. Por lo tanto E depende
de P y de T.

Fórmula de Coutagne: Desprecia el efecto de la temperatura y considera

sólo la precipitación: Entre las latitudes norte 60° y 30°, propone:
D = 210 + 30 * T (para P = 800 mm.  20%)

La relación fundamental de estos conceptos son las dos leyes básicas de

la evaporación hidrológica: 1) La evaporación hidrológica aumenta hasta cierto
límite, con la lluvia caída. 2) La evaporación hidrológica, a partir de este límite
disminuye con la precipitación.
 Cuando las precipitaciones son bajas, se tiene poca agua disponible para
evaporar: la evaporación aumenta con la precipitación; una vez alcanzado
cierto límite, ocurre lo contrario: cuanto más llueve, la atmósfera está en peores
condiciones para evaporar y, a partir de este límite, la evaporación disminuye
con la precipitación.

Se dice que una región es seca cuando la pluviometría se corresponde

con la rama donde un aumento de precipitación, se corresponde a un aumento
de la evaporación. Una región es húmeda cuando todos los años la
precipitación está en la rama decreciente de la curva.
 Esta curva se puede representar en otros ejes tomando P y A.

En esta representación de la Ley de Coutagne, con A como función de P, se

puede asimilar el tramo inicial de la curva a una parábola, con una ecuación: A =
 Pn.
Según Becerril el exponente es 3/2, Q =  P3/2.

Los valores para  son: En regiones muy secas 0,003 a 0,010, en

regiones pobres en lluvias 0,010 a 0,012, en regiones medias 0,012 a 0,014,
con lluvias abundantes 0,014 a 0,018 y en regiones de lluvias muy abundantes
0,018 a 0,025.
 Turc adapta a la familia de las curvas D = f (P, T), establecida a partir de
las observaciones hechas en cuencas situadas en todos los climas del globo,
con la expresión:

D = P / √(0,9 + P² / L²), con L = 300 + 25 T + 0,05 T 3, T la temperatura media

anual.

Coeficiente de escorrentía: Se define como coeficiente de escorrentía

al cociente entre el derrame o aportaciones y la precipitación: C = A/P

Es válido para una tormenta, un año hidrológico o un año hidrológico

promedio. Es variable para cada tormenta, dependiendo del estado de
humedad del suelo y el almacenamiento superficial.

En la región los valores del coeficiente alcanzan valores entre 0,01 y

0,25, para distintas cuencas.

Balance hídrico de Thornthwaite.

El balance hídrico de Thornthwaite para una cuenca trabaja con años

hidrológicos típicos: húmedo, medio y seco; con un paso de tiempo mensual.
Tiene como datos a la precipitación y a la evapotranspiración potencial, y
trabaja con un solo nivel de reservorio, ubicado como almacenamiento de agua
en el perfil del suelo.

El funcionamiento del balance analiza la relación entre P y E, siendo E la

evapotranspiración potencial. En el cotejo entre ambas pueden presentarse dos
situaciones: P > EVP ó P < EVP. Si la precipitación satisfizo a la
evapotranspiración potencial aparece un sobrante de agua que se dirige hacia
el almacenamiento del suelo, apareciendo una variación de almacenamiento
positiva.

La otra alternativa es cuando la P no satisface a la EVP, entonces el

modelo funciona suministrando agua del reservorio hacia la evapotranspiración.
Este reservorio tiene dos valores límites, 0 y almacenamiento máximo. La
cantidad de agua almacenada en el suelo hasta su saturación depende de la
profundidad radicular; con valores entre 50 y 300 mm.
 En el almacenamiento del suelo surgen dos alternativas: a) Cuando el
reservorio llega a su capacidad máxima, el sobrante aparece en la superficie
como exceso. Si la precipitación mensual es inferior a la evapotranspiración
potencial mensual, el déficit de la precipitación es satisfecho por esa reserva
y EVP = EVR. Si la reserva del suelo es insuficiente la evapotranspiración
real queda ligada a las precipitaciones, la reserva del suelo se agota y
aparece el déficit, EVR = EVP - déficit.

Thornthwaite considera el balance hídrico anual como un ciclo cerrado

y continuo a partir del mes elegido para el inicio del mismo, siendo cerrado
porque está contenido exclusivamente dentro del año típico analizado, y
continuo porque calcula el balance mes a mes, sucesivamente. La elección
del mes de comienzo, que puede ser cualquiera, se basa en dos criterios, uno
general y otro particular. El primero indica que se comienza en el mes
siguiente al del período continuo con mayor valor negativo de la relación (P -
EVP), en cuyo caso la reserva de agua útil al principio de ese mes de inicio es
0. El criterio particular toma como mes de inicio al siguiente al del período
continuo con mayor valor positivo de la expresión (P - EVP), si y solo si se
tiene la certeza que esos valores acumulados son mayores que el
almacenamiento máximo del suelo y en tal caso la reserva comienza con
dicho valor.

Para aplicarlo se propone la siguiente tabla:

Meses 1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 1 1
0 1 2
Precipitación
Evap. potencial (EVP)
P - EVP
Variación de
almacenamiento
(R)
Almacenamiento de agua
útil (R)
Exceso (e)
Déficit (d)
Aportaciones (a)
Evapotranspiración real
(EVR)

Todos los valores son en milímetros. Las aportaciones son calculadas

en base a los excesos, considerando Thornthwaite un coeficiente de
escorrentía igual a 0.5, o sea el 50% del exceso escurre o aporta a la salida
de la cuenca en ese mes, y el 50% restante queda como exceso para ser
 15 de febrero del 2021 Rodríguez Pino Jesús

transportado en la misma proporción en los meses siguientes.

Es un método que sirve para evaluaciones preliminares, no

pudiéndose ser usado como herramienta de diseño.

Bibliografía:

 Rafael HERAS: “Manual de Hidrología”. Centro de Estudios

Hidrográficos. Madrid.1970. Rolando SPRINGALL: “Hidrología”.
Universidad Autónoma de México. 1976.
 Emilio CUSTODIO - Manual Llamas: “Hidrología Subterránea”.
Ediciones Omega. Barcelona. (España). 1983.