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HIDROLOGIA
MATERIA Lunes Martes Miércoles Jueves ViernesCostos y presupuestosValero Solís Rubén Ángel
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Análisis estructuralMartínez Olazarán Mario
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I1
13:00-14:00I1
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I1
13:00-14:00
I1Instalaciones en los edificiosRomo Ramírez Renato
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Diseño y construcción de pavimentosGarcía Loera Víctor Manuel
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I1Hidrología SuperficialIbon Wong Salvador
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Hidráulica de CanalesRueda Contreras Cynthia A.
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I2Taller de investigación IINelly Villasana
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I2
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15:00-16:00
I2
HIDROLOGIA SUPERFICIAL
TEMARIO:
Unidad 1.- CUENCAS HIDROLOGICAS
1.1 Generalidades
1.2 Balance Hidrológico
1.3 Propiedades fisiológicas
1.4 Tipos de cuencas hidrográficas
Unidad 2.- PRECIPITACIÓN
2.1 Antecedentes
2.2 Tipos de lluvias
2.3 Registros pluviométricos y pluviograficos
2.4 Precipitación en una zona
2.5 Análisis de registros de lluvias
Unidad 3.- ESCURRIMIENTO E INFILTRACION
3.1 Proceso de escurrimiento
3.2 Tipos de escurrimiento
3.3 Medición de escurrimiento y registros de aforo
3.4 Análisis de registros de escurrimiento
3.5 Proceso de infiltración
3.6 Medición de infiltración
3.7 Análisis de la infiltración
Unidad 4.- EVAPORACION Y USO CONSUNTIVO
4.1 Evaporación y evapotranspiración.
4.2 Medición de la evaporación.
4.3 Uso consuntivo.
Unidad 5.- AVENIDAS MAXIMAS
5.1 Escurrimiento en cuencas no aforo
5.2 Escurrimiento en cuencas aforadas
5.3 Análisis de avenidas máximas
5.4 Determinación de la avenida máxima
HIDRAULICA
Ciencia que estudia el comportamiento de los líquidos en función de sus propiedades específicas:
- Carencia de forma propia; lo mismo que los gases, los líquidos adquieren la forma del recipiente que los contiene y el trabajo exigido para tal menester es muy pequeño.
- Incompresibilidad; contrariamente a los gases, los líquidos son prácticamente incomprensibles, por lo que una pequeña variación de volumen produce un estable salto de presión.
Las primeras nociones de hidráulica se remontan a los tiempos de la construcción de los primeros acueductos romanos, siendo Arquímedes quien primero estableció las bases para un estudio sistemático del tema. Las ramas fundamentales de la hidráulica son dos:
- LA HIDROSTATICA, que estudia el comportamiento de los líquidos en reposo o prescindiendo del paso (transitorio) de un estado de reposo a otro, y
- LA HIDRODINAMICA, que por el contrario estudia el movimiento de los líquidos y los fenómenos de rozamiento interno; inherente a su viscosidad.
¿PARA QUE NOS SIRVE?
La hidráulica es la parte de la física que estudia la mecánica de los fluidos; su estudio es importante ya que nos posibilita analizar las leyes que rigen el movimiento de los líquidos y las técnicas para el mejor aprovechamiento de las aguas. También mediante el cálculo matemático, el diseño de modelos que a pequeña escala y la experimentación con ellos, es posible determinar las características de construcción que deben tener presas, puertos, canales, tuberías y maquinas hidráulicas como el gasto y la prensa. Se divide en dos partes, como ya señalamos, la Hidrostática tiene por objeto estudiar los líquidos en reposo, se fundamenta en leyes y principios como el de Arquímedes, pascal y la paradoja hidrostática de Steven, mismos que contribuyen a cuantificar las presiones ejercidas por los fluidos y al estudio de sus características generales.
La hidrodinámica estudia el comportamiento de los líquidos en movimiento. Para ello se considera, entre otras cosas: la velocidad, la presión, el flujo y el gasto líquido.
1.- TEORIA.- En este primer punto vamos a describir todos y cada uno de los puntos claves y precisos del objetivo principal en que se sustenta la investigación principal del tema investigado. Vamos a tener un contexto amplio que nos permita desarrollar la totalidad del tema que se va a investigar.
2.- DESARROLLO DEL OBJETIVO BASICO DE LA INVESTIGACION.- En este segundo punto debemos observar, que a diferencia del anterior aquí estaremos plasmando las palabras claves en que se sustenta la base de este tema a investigar.
3.- CONCEPTOS.- Ya nos estamos acercando a la mitad del desarrollo científico de la investigación y entonces debemos ubicar el contenido conceptual en que se sostiene toda la investigación. De esta manera vamos a desarrollar un contexto general donde se defina todos los conceptos claves del desarrollo.
4.- ESQUEMAS, DIBUJOS, FIGURAS Y FOTOGRAFIAS: Este elemento a desarrollar, se convierte en la parte medular de la investigación. Si no se tienen esquemas, dibujos, figuras o fotografías, la investigación basada en los datos
5.- GRAFICAS.- Toda investigación en la cual no solo sea definición de conceptos, sino que tengamos datos específicos con variables, y cuando menos sean 2 variables, debe contener al menos 1 grafica. Estamos hablando de las variables de tiempo y espacio, o bien variables geológicas contra variables hidrológicas y en este caso las principales hidrológicas van a ser: acuíferos, en sus niveles subterráneos, confinados, superficiales, cuencas hidrológicas, ríos, lagunas, lagos, lagunetas, escurrimientos primarios y avenidas máximas.
6.- TABLAS.- Aquí hay un comparativo en el que se sustenta toda la información obtenida, y estadísticamente podemos desarrollar la obtención de resultados de investigación para que el objetivo haya sido cumplido.
UNIDAD 1 CUENCA HIDROLOGICA
1.1 Generalidades
Las cuencas hidrológicas forman parte de la compleja y basta biodiversidad con la que México cuenta. Por su importancia, son prioritarias del Programa Hídrico Nacional, así como de las estrategias sustentables enfocadas al manejo de los recursos hídricos.
Por cuenca entendemos al espacio formado por el escurrimiento de un conjunto de ríos, que se encuentra determinado por elevaciones (no necesariamente de gran altitud) que funcionan como parteaguas de estos.
Las cuencas pueden ser de dos tipos: cerradas o abiertas. Para el primer caso, imaginemos un plato (que puede ser plano, para los parteaguas de escasa altitud como en el caso de Tabasco; u hondo para aquellas cuencas con elevaciones considerables, como lo es la del Valle de México). El espacio interno del plato es la cuenca y los escurrimientos de los ríos confluyen en su interior, ya sea en aguas superficiales o subterráneas.
Para el caso de las cuencas abiertas, podemos pensar en un cucharon, el cual no mantiene en su interior las aguas de los ríos y las desaloja a otros cuerpos fuera de la cuenca, incluso, hacia el mar.
Y así como el plato y el cucharon tienen diseños y materiales particulares que determinan sus especificaciones, la cuenca también tiene características derivadas de su altura, sus caudales, la magnitud de su área, su topografía, sus relieves, su forma y el clima prevaleciente, entre otros factores. Producto de estas características, las cuencas contienen en su interior ecosistemas diversos que se traducen en un complejo conjunto de interacciones entre el agua que almacena y su entorno.
Podemos encontrar, por ejemplo, cuencas boscosas de suma importancia para la producción de oxígeno y el procesamiento de bióxido de carbono. Estos bosques tienen un importante papel en la conservación del agua, pues favorecen la recarga de los acuíferos y contribuyen a preservar los escurrimientos de los ríos, al igual que los volúmenes de los lagos y presas.
CONCEPTO DE CUENCA
Una cuenca es una zona de la superficie terrestre en donde (si fuera impermeable) las gotas de lluvia que caen sobre ella tienden a ser drenadas por el sistema de corrientes hacia un mismo punto de salida.
La definición anterior se refiere a una cuenca superficial; asociada a cada una de éstas existe también una cuenca subterránea, cuya forma en planta es semejante a la superficial.
De ahí la aclaración de que la definición es valida si la superficie fuera impermeable.
Desde el punto de vista de su salida, existen fundamentalmente dos tipos de cuencas: endorreicas y exorreicas. En las primeras el punto de salida esta dentro de los limites de la cuenca y generalmente es un lago; es las segundas, el punto de salida se encuentra en los limites de la cuenca y esta en otra corriente o en el mar.
El ciclo hidrológico, visto a nivel de una cuenca, se puede esquematizar como un estímulo, constituido por la precipitación, al que la cuenca responde mediante el escurrimiento en su salida. Entre el estímulo y la respuesta ocurren varios fenómenos que condicionan la relación entre uno y otra, y que están controlados por las características geomorfológicas de la cuenca y su urbanización. Dichas características se clasifican en dos tipos, según la manera en que controlan los fenómenos mencionados: las que condicionan el volumen de escurrimiento, como el área de la cuenca y el tipo de suelo, y las que condicionan la velocidad de respuesta, como son el orden de corrientes, pendiente de la cuenca y los cauces, etc. A continuación se describen las características de la cuenca y los cauces de mayor importancia por sus efectos en la relación precipitación-escurrimiento.
El parteaguas es una línea imaginaria formada por los puntos de mayor nivel topográfico y que separa la cuenca de las cuencas vecinas.
El área de la cuenca se define como la superficie, en proyección horizontal, delimitada por el parteaguas.
La corriente principal de una cuenca es la corriente que pasa por la salida de la misma. Nótese que esta definición se aplica solamente a las cuencas exorreicas.
Las demás corrientes de una cuenca de este tipo se denominan corrientes tributarias.
Todo punto de cualquier corriente tiene una cuenca de aportación, toda cuenca tiene una y sólo una corriente principal. Las cuencas correspoddientes a las corrientes tributarias o a los puntos de salida se llamancuencas tributarias o subcuencas.
Entre más corrientes tributarias tenga una cuenca, es decir, entre mayor sea el grado de bifurcación de su sistema de drenaje, más rápida será su respuesta a la precipitación.
Fuente: Fundamentos de hidrología de superficie (Aparicio)
1.2 BALANCE HIDROLOGICO
El agua, aunque se encuentra en un movimiento cíclico continuo, es cuantificable y debido a los requerimientos actuales del hombre, es necesario conocer con exactitud ese movimiento y definirlo, para aprovechar de forma racional los recursos hídricos y que no se modifiquen de forma irreversible, los componentes que intervienen en el ciclo del agua.
El balance hídrico tiene por objeto cuantificar los recursos y volúmenes de agua del ciclo hidrológico de acuerdo con el axioma de Lavoisier: "nada se crea ni se destruye, sólo se transforma". Este axioma en dinámica de fluidos se conoce como la Ecuación Continuidad. También permite establecer relaciones entre las distintas variables hidrológicas.
El establecimiento del balance hídrico en una cuenca o en una región determinada permite obtener información sobre:
El volumen anual de escurrimiento o excedentes.
El período en el que se produce el excedente y por tanto la infiltración o recarga del acuífero.
Período en el que se produce un déficit de agua o sequía y el cálculo de demanda de agua para riego en ese período.
El establecimiento de un balance supone la medición de flujos de agua (caudales) y almacenamientos de la misma (niveles). Se pueden establecer balances de forma general, incluyendo aguas superficiales y subterráneas y parciales de sólo aguas superficiales, de un acuífero, del agua del suelo, etc. En cualquier caso, a la hora de establecer el balance se examinarán las entradas y las salidas al sistema analizado.
La propia idea de balance supone la medida independiente de los términos que intervienen en la ecuación de balance. Como toda medida física, está sujeta a error, que, en algunos casos es grande debido a diversas circunstancias. Por ello ha de actuarse con gran prudencia a la hora de obtener datos del balance.
Por medio de las precipitaciones atmosféricas (P), llega agua a la superficie de la Tierra. Parte de estas precipitaciones se evapora en contacto con el aire o es absorbida por las plantas y después transpirada por las mismas, fenómenos que denominaremos de forma general como evapotranspiración (E). El agua entonces sigue dos caminos: una parte fluye por la superficie de la corteza terrestre y otra
parte se infiltra en el terreno. El agua de infiltración aún puede ser captada por el suelo y las plantas, sufriendo entonces fenómenos de evapotranspiración o puede circular hipodérmicamente junto con las aguas que circulan en superficie, denominándose el conjunto aguas de escurrimiento (R). La parte de agua infiltrada que alcanza una zona más profunda constituye la verdadera agua de infiltración (I) que se junta con las aguas subterráneas alimentando el acuífero.
La Ecuación de Continuidad se basa en que la diferencia que se produce entre las entradas y las salidas de agua se traduce en el agua que queda almacenada.
Entradas - Salidas = Variación del Almacenamiento
Aplicando estos conceptos, se expresa la precipitación como:
P = E + R + I + e
Siendo e el error cometido en las estimaciones o error de cierre, E la evapotranspiración, R el escurrimiento e I la infiltración.
Para poder aplicar esta ecuación hay que tener en cuenta dos condiciones importantes:
Unidad hidrogeológica: es decir, que todas las aguas que se miden y comparan pertenezcan al mismo acuífero.
Período de tiempo: el período de medición deberá de ser de al menos un año.
De modo más concreto podríamos reescribir la ecuación de forma que abarque todas las fuentes y sumideros de la zona en estudio de la siguiente forma:
e = P + Qse + Qte - E - Qss - Qts - ΔS
Donde:
e = error de cierre
P = aportación pluviométrica
Qse = caudal superficial entrante
Qte = caudal subterráneo entrante
E = evapotranspiración real
Qss = caudal de superficie saliente
Qts = caudal subterráneo saliente
ΔS = variación del almacenamiento (final - inicial). En condiciones ideales de medida debe ser igual al error de cierre.
La E se calcula mediante el balance hídrico o mediante fórmulas empíricas (de Coutagne, de Turc, o de Makkink) o directamente mediante evapotranspirómetros. En cada caso, según el mecanismo de recarga y descarga del acuífero en estudio y del intervalo de tiempo seleccionado para plantear el balance, cada uno de los términos de la ecuación podrá o no aparecer. Por ejemplo, si se trata de un acuífero limitado totalmente por fronteras impermeables, los términos Qte y Qts no aparecerán, ya que no existe entrada ni salida por flujo subterráneo.
Si se trata de un solo acuífero que no tiene descarga por evapotranspiración ni por afloramientos, los términos Qss y E serán suprimidos de la ecuación. Por otra parte, la ecuación de balance para un mismo acuífero podrá variar de un intervalo de tiempo a otro. En todos los casos, es necesario tener una idea más o menos clara del comportamiento del acuífero para plantear su ecuación de balance.
El área utilizada para efectuar el balance de agua subterránea depende de varios factores: por una parte, lo ideal sería efectuar el balance para todo el acuífero (valle, planicie) a fin de conocer su potencialidad total; sin embargo, esto no siempre es posible, debido a que la aplicación del balance requiere del conocimiento del comportamiento del acuífero observado en pozos los cuales no siempre se encuentran distribuidos en toda el área, sino sólo en una porción de la misma. Por consiguiente, en muchas ocasiones el área de balance tiene que limitarse al área con datos disponibles.
El área de balance puede estar limitada por fronteras reales, geométricas e hidrológicas, tales como afloramientos o masas de agua (mar, lagos, etc), y por fronteras virtuales, imaginarias.
Para realizar un balance hídrico lo principal es la adquisición de datos, por lo cual se requiere que ésta se haga de la forma más precisa posible.
Se deben recoger datos de (Figura 1):
Precipitación (P): Se mide por la altura que alcanzaría sobre una superficie plana y horizontal, antes de sufrir pérdidas. Para determinarla se usan los pluviómetros y la unidad de precipitación es el milímetro de altura (1 mm).
Evapotranspiración (ET): Se determina mediante cálculos basados en la temperatura y humedad de la atmósfera y del suelo.
Escurrimiento superficial o directo (ED): Se determina por aforos de cursos fluviales.
Escurrimiento subterráneo o base (ES): Se calcula por diferencia, una vez conocidos los demás términos del balance hídrico, o por cálculos y experiencias basados en la porosidad y permeabilidad de diferentes rocas.
Figura 1. Términos del balance hídrico
Para establecer el balance hídrico se necesitan los datos de:
Las precipitaciones medias anuales (con una serie de 5-10 años) del máximo de estaciones meteorológicas disponibles.
La evapotranspiración potencial media anual (de la misma serie de años).
La reserva de agua útil (RU) o el agua que puede almacenar el suelo y utilizar las plantas. Depende de:
el tipo de suelo
la capacidad de campo (Cc): grado de humedad de una muestra que ha perdido toda su agua gravitacional.
el punto de marchitez (Pm): grado de humedad de una muestra tal que la fuerza o succión que ejercen las raíces sobre el agua ya no les permite sacar más agua. Esto quiere decir que la fuerza de succión de las raíces no supera a la fuerza con la que dicho suelo retiene el agua.
la profundidad de las raíces.
la densidad aparente del suelo.
Estos datos se pueden obtener experimentalmente o mediante tablas conociendo el tipo de suelo.
EJEMPLO DE CASO: BALANCE HIDROLOGICO INTEGRAL DEL VALLE DE GUAYMAS
Se determinó la ecuación de balance siguiente para el Valle de Guaymas, Sonora (Figura 2):
Area considerada = 1,530.55 km2
Pp media = 306.77 mm/a Vol. pp = 469.53 Mm3/a
Bibliografía consultada
Canales Elorduy, Armando. 1989. Hidrología Subterránea. Ed. Insto. Tecnológico de Sonora. 224 p.
1.3 PROPIEDADES FISIOLOGICAS
La disponibilidad natural de agua representa el volumen de agua neto por año existente en un territorio. A nivel nacional, ésta se calcula a partir de la suma de la precipitación y el volumen de agua escurrido proveniente del extranjero, menos el volumen correspondiente a la evapotranspiración y el que escurre a otros países (CONAGUA, 2008).
Disponibilidad natural media = (Pp + Importaciones) – (Et + Exportaciones)
Pp: precipitación. Importaciones: agua que escurre al territorio nacional proveniente de otros países. Et: evapotranspiración. Exportaciones: agua que escurre del territorio nacional hacia otros países.
Recientemente, en la publicación Estadísticas del agua en México, edición 2010, editada por CONAGUA, apareció el concepto de aguas renovables para referirse justamente a la disponibilidad natural de agua. La idea de incorporar este concepto obedece, por un lado, a la necesidad de recalcar que se hace referencia al volumen de agua que año con año se renueva vía precipitación, y por otro lado, diferenciar la “disponibilidad natural” de la “disponibili-dad”, siendo esta última relativa al volumen que queda después de sustraer a la disponibilidad natural el volumen concesionado para usos consuntivos.
El conocimiento de la disponibilidad natural de agua de un territorio es fundamental para poder llevar a cabo procesos de manejo del recurso hídrico. Los datos oficiales sobre disponibilidad natural de agua o aguas renovables los provee CONAGUA. Sin embargo, por ahora sólo han sido publicados a nivel de las 37 regiones hidrológicas en que ha dividido al país. En el ejercicio que se presenta a continuación se interpolan estos valores a un total de 393 cuencas hidrográficas.
Debe reconocerse que algunas de estas cuencas son muy grandes, y que en esos casos el dato sigue siendo poco útil para el manejo integral de un territorio.
De esta manera, la disponibilidad natural anual de agua o el volumen de aguas renovables para cada una de las cuencas se estimó a partir de la precipitación media anual de cada territorio y los coeficientes de escurrimiento e infiltración inferidos a partir de los datos de volumen de agua escurrida e infiltrada que CONAGUA calculó para cada una de las 37 regiones hidrológicas ya mencionadas.
Cada región hidrológica comprende varias cuencas; los coeficientes de escurrimiento e infiltración de las regiones hidrológicas se interpolaron a sus
respectivas cuencas y se multiplicaron por la precipitación media anual de cada cuenca y su superficie total.
Con fines comparativos y dada la heterogeneidad existente en el tamaño de las cuencas, el valor obtenido de disponibilidad natural de agua se dividió entre la superficie de cada cuenca de manera que el mapa final muestra la disponibilidad natural de agua por kilómetro cuadrado.
ANEXO: MÉTODO EMPLEADO PARA
CALCULAR LA DISPONIBILIDAD NATURAL DE AGUA POR CUENCA
De manera oficial, la disponibilidad natural de agua o aguas renovables ha sido estimada por CONAGUA a nivel de las 37 regiones hidrológicas en que se ha dividido al país (Cuadro 1 en DVD adjunto). Para calcular esta disponibilidad a nivel de cuenca, se infirieron coeficientes de escurrimiento e infiltración por región hidrológica dividiendo el escurrimiento natural medio y la recarga natural media, dadas ambas en hm3/año, entre la precipitación media anual dada también en hm3/año. La suma de ambos coeficientes representó el coeficiente de disponibilidad natural total por región hidrológica.
Cada región hidrológica comprende varias cuencas; la precipitación media anual era un dato que se tenía a nivel de cuenca. De esta manera, y considerando que el coeficiente de disponibilidad natural de las regiones hidrológicas puede interpolarse a sus respectivas cuencas, se procedió a multiplicar este coeficiente por la precipitación media anual de cada cuenca y su superficie total.
Por ejemplo, en el Cuadro 1 (ver DVD adjunto) se puede apreciar que el coeficiente de disponibilidad natural de agua de la región hidrológica del noroeste de Baja California es de 0.086. En dicha región hay tres cuencas; en la cuenca 1A1, la precipitación media anual en los últimos 40 años fue de 293 mm lo cual significa que, en 1 m2, cayó en promedio casi 300 mm de agua cada año. En unidades de volumen, cayeron 0.3 m3 de agua en cada metro cuadrado. Si la superficie de dicha cuenca es de 3,239,722,321 m2, entonces la cuenca en cuestión recibió 971,916,696 m3 de agua al año o lo que es lo mismo, 971.9 hm3/año. Sin embargo, un gran porcentaje de esta agua se evapora y ello depende de las condiciones climáticas de cada cuenca.
Considerando que las cuencas de una determinada región hidrológica comparten un clima similar, el volumen total de agua que precipita en una cuenca se restringe por el coeficiente de disponibilidad natural de agua de esa región. En este ejemplo, dicho coeficiente es de 0.086 lo que significa que menos del 10% del agua precipitada se escurre o se infiltra; la mayor parte se evapora. De esta manera, la disponibilidad natural de agua por año para la cuenca 1A1 se estimó en 83.6 hm3/año.
FUENTE: SISTEMA DE CONSULTA DE LAS CUENCAS HIDROGRAFICAS DE MEXICO (INSTITUTO NACIONAL DE ECOLOGIA)
1.4 TIPOS DE CUENCAS HIDROGRAFICAS
Se entiende por cuenca hidrográfica el territorio drenado por un único sistema de drenaje natural, es decir, que drena sus aguas al mar a través de un único río, o que vierte sus aguas a un único lago endorreico. Una cuenca hidrográfica es delimitada por la línea de las cumbres, también llamada divisoria de aguas.
Desde el punto de vista de la evacuación de las aguas, hay varios tipos de cuencas:
CUENCA EXORREICA:
Formada por los ríos que desaguan en el océano y mares abiertos. En la vasta extensión del territorio argentino se destacan dos vertiente exorreicas: la del Atlántico y la del Pacífico. En la primera, que es la de mayor desarrollo, se distingue fundamentalmente la subcuenca del río Paraná que, junto a la del Plata, Uruguay y Paraguay, constituyen la Cuenca del Plata.
CUENCA ENDORREICA:
Formada por los ríos que desaguan en mares interiores, lagos o lagunas. Los ríos de las cuencas endorreicas pertenecen a la Puna, a las Sierras Pampeanas y al Sistema del Desaguadero. Se caracterizan por ser cortos y de régimen torrencial. El Chaco árido configura un área endorreica que con excepción del río Tercero que alcanza al Paraná con el nombre de Carcarañá. El río Cuarto, en los años lluviosos, logra incorporarse al Tercero.
Ninguno de los ríos originados en las Sierras Pampeanas alcanza los 100 m3/S como promedio anual. De todos, el denominado sucesivamente Salí, Hondo o Dulce es el de mayor longitud y caudal. Estos ríos son utilizados para el riego; se forman pequeños oasis debido a la escasez del recurso hídrico y para la obtención de energía hidroeléctrica.
CUENCAS ARREICAS:
Existen algunas áreas del territorio argentino que carecen de cursos de agua o en las que es muy difícil determinar la divisoria de agua debido a su lento escurrimiento. Se las llama cuencas arreicas y las más conocidas son las de la zonas semiáridas de las provincias del Chaco y La Pampa, así como también las mesetas patagónicas del origen basáltico y la Puna en el Noroeste.
De acuerdo con INEGI, INE Y CONAGUA (2007), el país cuenta con 1,471 cuencas, las cuales presentan una enorme variabilidad en tamaños: de miles a un kilómetro cuadrado.1
Lo anterior, aunado a las evidentes discrepancias de los parteaguas con los límites político- administrativos, hizo evidente la necesidad de establecer criterios de regionalización de las cuencas hidrográficas, con el propósito de: 1) contar con un número manejable de unidades hidrográficas, que permitiera una mejor representación cartográfica de los fenómenos biofísicos analizados en el presente diagnóstico, y 2) contar con unidades hidrográficas con una dimensión que permitiera extrapolar los datos municipales y locales; esto con la finalidad de dar a la cuenca sentido de unidad regional y fortalecer esta figura como la unidad óptima de planeación y gestión de los recursos naturales (ver capítulo Asignación de municipios).
La agrupación de cuencas se basó en el concepto de región geográfica, entendiéndose ésta como un espacio heterogéneo, dotado de unidad a causa de ciertas características, en este caso físicas, dominantes (George, 2004); bajo esta perspectiva y teniendo siempre en mente la escala y formato de representación cartográfica del presente proyecto (1:8,000,000), se procedió a agrupar a las cuencas a partir de ciertas características geográficas.
CRITERIOS PARA LA AGRUPACIÓN
DE LAS CUENCAS:
• Cuencas contiguas (vecinas) cuya superficie individual es menor a 200 km2 se unen en una sola entidad cuya superficie sume como área mínima 200 km2 (que corresponde al área mínima cartografiable a esta escala).
• Si la suma de las superficies de dichas cuencas no alcanzara los 200 km2, todas se agrupan con la cuenca contigua o circundante de mayor tamaño.
• Las barras costeras unidas o conectadas físicamente al continente quedan integradas a la cuenca con la que se relacionan espacialmente.
• Todas las cuencas agrupadas deben localizarse dentro de la misma región y subregión hidrológica de acuerdo a la delimitación establecida por la CONAGUA en su mapa de Subregiones Hidrológicas escala 1:4,000,000.
• Las cuencas por agruparse deben ubicarse también, en la misma provincia fisiográfica, de acuerdo al mapa de Provincias Fisiográficas de México escala 1:4,000,000 elaborado por la UNAM.
• Además, se agruparon cuencas cuyo tipo de drenaje y dirección preferencial fuese semejante. Para ello, se consultó la Red de Drenaje Superficial Ampliada escala 1:250,000 del INE.
FUENTES: HIDROGRAFIA ARGENTINA
MANEJO INTEGRAL DE CUENCAS EN MEXICO: LECCIONES Y RETOS (INSTITUTO NACIONAL DE ECOLOGIA)
Unidad 2. Precipitación
En meteorología, la precipitación es cualquier forma de hidrometeoro que cae del
cielo y llega a la superficie terrestre. Este fenómeno incluye lluvia, llovizna, nieve,
aguanieve, granizo, pero no virga, neblina ni rocío, que son formas de
condensación y no de precipitación. La cantidad de precipitación sobre un punto
de la superficie terrestre es llamada pluviosidad, o monto pluviométrico.
2.1 Antecedentes
Las mediciones de la lluvia y de la nieve son mucho más costosas de efectuar que
las de las temperaturas, y su corrección, en caso de errores o de lagunas
estadísticas, es mucho más difícil. La variabilidad espacial de la precipitación es
muy grande y en muchas regiones del mundo escasean las mediciones. La
tendencia secular es también desconocida pues apenas el 30 % de la superficie
continental tiene series válidas de precipitación que se inicien antes de 1970.
De todas formas algunos análisis indican que en la segunda mitad del siglo XX,
entre 1950 y el 2000, la media anual de la precipitación global en los continentes
ha rondado los 800 mm. La media mensual global es de unos 65 mm.
Fig. Precipitación media mensual en el conjunto de los continentes desde 1952
hasta 2002 (referencia: proyecto VASClimo)
Cuando más llueve por lo general es en el
verano del hemisferio norte (el clima
mediterráneo es una excepción). Por eso, la
gráfica de la evolución de la precipitación
global sube y baja, con un pico en los meses
de verano de cada año y un mínimo en
invierno. El calor continental veraniego
produce bajas presiones que atraen tierra
adentro al aire húmedo marino. Las lluvias más abundantes llegan con los
monzones, vientos estivales que afectan al sur de Asia, al sur del Sahara y a
Norteamerica. En otras regiones alejadas del mar, de clima continental, el calor
provoca nubes de desarrollo vertical, tormentas y precipitaciones. Como en el
hemisferio norte hay muchas más tierras que en el hemisferio sur, son los meses
de verano del hemisferio norte los que marcan las máximas
globales.Teóricamente los modelos calculan que debería haber un aumento
porcentual de las precipitaciones de un 3% aproximadamente por cada grado de
aumento de la temperatura global media (Hulme,1995), ya que con más calor se
intensifica el ciclo hidrológico evaporación-precipitación. Sin embargo, la
precipitación global no indica hasta ahora ninguna tendencia definida.
Fig. Anomalía anual de la precipitación global (1900-2009) (Australian Bureau of
Meteorology)
En Estados Unidos, la media anual de precipitación, según el National Climatic
Data Center, ha mostrado una tendencia al alza estadísticamente significativa y de
un valor de 58 mm por siglo.
En la India, por el contrario, la precipitación de los monzones, no parece haber
mostrado ninguna tendencia definida (Vinnikov, 2002). Un índice general para toda
la región monzónica tampoco muestra ninguna tendencia desde 1980 al 2005, y sí
una ligera disminución en las décadas anteriores (Wang, 2005). En el norte de
Pakistán, los estudios isotópicos del oxigeno-18 en los anillos de un conjunto de
árboles indican que el siglo XX ha sido el más lluvioso del último milenio (Treydte,
2006).
En Australia, las precipitaciones, en las últimas décadas del siglo XX, parecen haber
aumentado (Hulme, 1996).
En Europa central, estudios sobre los episodios de lluvias torrenciales e inundaciones de
los ríos Elba y Oder, que se remontan a casi mil años, indican que no ha habido cambios
de tendencia, en contra de lo que los medios de comunicación señalan (Mudelsee, 2003)
En el conjunto de España la precipitación media es de unos 650 mm pero, dada la gran
variabilidad interanual, no se puede concluir que exista una tendencia clara, pues los
cálculos dependen mucho del período escogido. En la gráfica de las precipitaciones
anuales en España en los años hidrologicos que van desde 1946 al 2010 se observan
años de "pertinaz sequía", como el del bienio 1948-49, o el reciente 2004-05, y otros
bastante más lluviosos.
ESPIRAL DE FINONACCI
Es una herramienta de análisis que, utilizando las proporciones de Fibonacci, dibuja una
espiral sobre el gráfico de precio de un activo y predice zonas de soporte y resistencia y
tiempo.
Las espirales de Fibonacci conecta precio y tiempo de forma que cada punto de la espiral
representa zonas donde ocurren correcciones y cambios de tendencia. Se basa en la
aplicación de una ley geométrica universal al activo analizado. La espiral de Fibonacci se
construye dibujando arcos concéntricos cuyos radios corresponden a la secuencia de
Fibonacci.
Para elegir el centro de la espiral se debe ir dibujando espirales hasta que encontremos
aquello que mejor se adapta a los puntos de giro del mercado en el pasado. A diferencia
de los otros métodos de análisis de Fibonacci, los métodos exactos para dibujar
las espirales de Fibonacci utilizados por los profesionales es mantenido como una especie
de secreto. La idea más extendida es tomar como centro puntos extremos del mercado y,
desde este punto, se dibujará la espiral basada en la proporción áurea. Ciertos puntos a lo
largo de la espiral se consideran como puntos fuertes donde tendrán lugar eventos
destacados del mercado, como cambios de tendencia, picos de precio o fuertes niveles
de soporte y resistencia. Los apasionados de la espiral de Fibonacci a menudo hablan de
ella como el método más exacto de predecir el comportamiento del mercado en base a
tiempos y niveles de precio críticos y no sólo atendiendo a precios.
INSTALACION DE UN PLUVIOMETRO
1.- Escoger el lugar de instalación. El pluviómetro debe estar instalado en un espacio que
esté libre de obstáculos en un lugar plano que no tenga declive para que capte la mayor
cantidad de lluvia posible.
recomienda que los obstáculos se localicen a una distancia
mayor que 4 veces su altura. Porejemplo, si tenemos un árbol de 10metros, debe
colocarse el pluviómetro a 40 metros. Si tenemos una pared
de2 metros, el pluviómetro debe estar separado 8 metros de esta pared.
A veces el único lugar adecuado para la instalación del pluviómetro esunacerca.
Muchas veces va a ser imposible cumplir con estos requerimientos “ideales”. En estos
casos lo importante es que el pluviómetro se localice lo más lejos posible de obstáculos.
2.-El pluviómetro debe instalarse aproximadamentea 1.5 m de altura. la boca
(parte ancha delpluviómetro) debe estar a esta altura. por logeneral se instala en un poste
de madera ocualquier objeto que permita que el instrumento esté
a esta altura y que nobloquee la partesuperior del pluviómetro, por donde debeingresar el
agua de lluvia. a este poste debe adherirse una estructura demetal o algo que permita
colocar el pluviómetro de una manera sencilla.
La manera mas fácil de pegar este soporte de metal al poste de madera, es utilizando un
alambre y ajustándolo hasta que el soporte quede bien fijo en el poste.
Se debe notar que el soporte debe colocarse lo mas arriba posible, para evitar que el
agua de lluvia salpique del poste a la entrada del pluviómetro. Se recomienda el uso de
una pinzas para ajustar bien el alambre.
3.- PROBLEMAS DURANTE LA INSTALACION
a) El poste de instalación tiene menos de 1.5m; para esta situación el pluviómetro se
puede instalar a menos altura, pero nunca se debe de instalar a menos de 1m del suelo.
b).- Puede suceder que existan es ese lugar varias personas ajenas al trabajo que se está
desarrollando, y algunas de ellas pueden estar cerca de la instalación, y entonces el
pluviómetro se debe instalar a una altura mayor a los 1.5m, llegando incluso a los 2m,
para evitar de esta forma que las personas pueden tumbar el pluviómetro.
c).- No existe un lugar adecuado que este o se encuentre lejos de obstáculos. En esta
situación debemos reconocer que lo importante debe ser la colocación del pluviómetro lo
mas posible alejado de los obstáculos; aunque no sea 4veces la distancia de la altura.
d).- Hay postes, torres altas o cables de alta tensión cerca de la instalación del
pluviómetro: en este tipo de problemas es necesario que el pluviómetro, aunque no este
muy alejado de los postes porque no se puede, si se aleja lo suficiente de ellos, porque
los postes de alta tensión salpican más de 1 ½ m a la redonda la lluvia que rebota en sus
partes altas del poste, es por ello que en este punto final se debe alejar lo mas que se
pueda el pluviómetro tomando una distancia mínima de 1.5 m de cualquier poste eléctrico,
cuidando también que no sea colocado debajo de los cables eléctricos, por que gotean y
puede caer dentro del pluviómetro.
.
NOTA:
Recomiendo todo esto, podemos decir que no debe colocarse el pluviómetro debajo de
los cables o de ningún objeto que pueda gotear, donde no existan obstáculos que
bloqueen la caída de la lluvia dentro del pluviómetro y por ultimo se debe de cuidar que el
pluviómetro no se golpeado ni manipulado por las personas que por ahí caminan o corren.
2.2 Tipos de Precipitación
El ciclo del agua en la atmósfera consta de tres partes diferentes, que son la evaporación,
la condensación y la precipitación. Mientras cualquiera reconoce la diferencia entre
evaporación y condensación, se percibe menos la distinción entre la condensación y la
precipitación. El proceso de condensación es al acumulación de moléculas de vapor de
agua en gotitas muy pequeñas. En cambio, en el proceso de
precipitación se reúnen muchas de tales gotitas para formar
gotas (o cristales de hielo) del tamaño de las de lluvia (o nieve).
Una gota de lluvia típica tiene un radio del orden de 1 mm,
mientras que la gota de agua de una nube tiene un radio
bastante menor que 20 micrómetros.
Clasificación morfológica.
Se llama precipitación a toda el agua
que cae en forma líquida o sólida. Puesto que las condiciones
atmosféricas varían mucho geográfica y estacionalmente, son
posibles diferentes formas de precipitación. Las mas comunes
son la lluvia y nieve. Según la apariencia de los elementos, la
precipitación se clasifica en:
a) Lluvia: se define como una precipitación de agua líquida que
llega al suelo, con gotas de diámetro entre 0.5 y 5 milímetros.
Si la lluvia no llega al suelo, porque se evapora a medio camino
al pasar por una capa de aire seco, se forma una especie de cortina que cuelga de la
base de la nube, llamada virga, que como no llega al suelo, no es lluvia.
Llovizna: Riego tenue de gotitas pequeñas, de diámetro menor que 0.5 milímetros, muy
denso o compacto. Se puede considerar débil, moderada o fuerte dependiendo de la
visibilidad.
Neblina o garúa: llovizna mucho mas tenue aún.
d) Nieve: la nieve se forma de cristales de hielo cuando el vapor de agua se congela en
diminutas partículas sólidas en niveles donde las temperaturas son muy inferiores a 0º C.
Los cristales de hielo se van uniendo para formar los copos de nieve. Cuando los copos
de nieve tienen suficiente peso, caen al suelo. Su tamaño, forma y concentración depende
de la temperatura de donde se formen y por donde pasan y tienen una gran variedad de
formas, pero todos tienen la característica de ser hexagonales, con un motivo único que
no se repite. La nieve es transparente, aunque las reflexiones de los muchos lados de sus
cristales hacen que parezca blanca. Una fotografía ampliada de un cristal de nieve
muestra su simetría y diseño hexagonal (figura 6.16).
e) Aguanieve: Nieve fundente o mezcla de nieve y lluvia.
f) Lluvia helada: Se produce cuando la temperatura en el nivel de las nubes son negativas
y las gotas de lluvia están sobreenfriadas. La lluvia se congela al llegar a la superficie y
chocar con los objetos.
g) Agujas de hielo: Delgadas barritas o pequeñas chapas de hielo muy livianas que flotan.
h) Granizo: se forma cuando las gotas de
agua sobreenfriadas circulan en una zona de
corrientes ascendentes en el interior de un
cumulunimbus. El granizo cae de la nube
como precipitación sólida de terrones de hielo
duro, redondeados o irregulares, cuando
adquiere demasiado peso para que las
corrientes ascendentes lo mantengan en el
aire. Es tal vez la forma más destructiva de
precipitación, pueden provocar daños
materiales por miles de millones de dólares cada año. En el año 1986, una tormenta de
granizo sobre Bangladesh con piedras de mas de un kilo de peso, mató a 92 personas.
Los signos que pueden indicarnos si una tormenta será de granizo pueden ser un tono
verdoso de la base de la nube o el color blanquecino de la lluvia. Si parece probable que
caiga granizo, mejor póngase a cubierto.
Clasificación genética.
La clasificación de la precipitación que se ha descrito
anteriormente, se basa solo en el aspecto de los
elementos de la misma. También se puede clasificar la
precipitación en forma genética, relacionada directamente
con el proceso de formación. El amplio espectro de esta clasificación se puede resumir en
continua, chubascos y llovizna, como sigue:
Precipitación continua: sin variaciones bruscas en su intensidad, tal como la lluvia o nieve
que cae suavemente de una capa de altostratus y nimbustratus. Esta precipitación es
debida a movimientos de gran des masas de aire que
ascienden lentamente en una amplia extensión
horizontal. Estos son los sistemas asociados
corrientemente con los frentes y los ciclones.
b) Chubascos: precipitación de corta duración y con
intervalos en claro. Esta clase de precipitación procede
de los Cumulonimbus y es señal de una estratificación
inestable en la que tienen lugar rápidos movimientos
verticales del aire.
c) Llovizna: gotas pequeñas y numerosas cayendo de una niebla o de una capa baja de
stratus. Son indicios de estratificación estable, sin ningún movimiento vertical de
consideración. En buena parte, las pequeñas gotas pueden caer por la ausencia de
movimiento vertical del aire hacia arriba.
ESTRATIFICACION
La estratificación del aire es un factor meteorológico determinante en lo que respecta a la
contaminación atmosférica porque puede favorecer la dispersión de los residuos
contaminantes en las capas altas. El aire frío, más denso que el aire caliente, ocupa las
capas más cercanas a la superficie, y el aire caliente tiende a ascender. A medida que
una masa de aire cálido asciende también se enfría, y dejará de subir en cuanto la
temperatura del aire a su alrededor sea igual a la suya.
Por ello, dependiendo de la distribución de los estratos de aire se logrará que una masa
de aire llegue o no a capas altas de la atmósfera. Existen tres tipos básicos de
estratificación. Supongamos una masa de aire ascendente: Si la estratificación es estable,
la temperatura de la masa de aire es baja, e inferior a la del aire a su alrededor.
En estas condiciones, la masa de aire no podrá ascender, a no ser que algún obstáculo
del relieve (una montaña, por ejemplo) la fuerce. Por tanto, la estratificación estable no
propicia la dispersión de los contaminantes. La estratificación es inestable cuando la masa
de aire está más caliente que el aire adyacente. En este caso, la masa ascenderá a capas
más altas, lo que favorece la difusión de los contaminantes.
Por último tenemos la estratificación indiferente, en la que las condiciones no propician ni
impiden los movimientos de ascenso de la masa de aire, es decir, la temperatura de la
masa de aire y el aire circundante es la misma.
2.3 Registros Pluviometricos y pluviograficos
Se denomina pluviometría al estudio y tratamiento de los datos de precipitación que se
obtienen en los pluviómetros ubicados a lo largo y ancho del territorio, obteniendo así
unos datos de gran interés para las zonas agrícolas y regulación de las cuencas fluviales
a fin de evitar inundaciones por exceso de lluvia.
Además de la cantidad precipitada, es importante anotar qué tipo de fenómeno se
produce (lluvia, llovizna, chubasco, con o sin tormenta) el que ha dado lugar a la
precipitación. Los datos se anotan siguiendo el horario del día pluviométrico. La finalidad
principal de una estación pluviométrica es la elaboración de la climatología de la zona en
la que se encuentra.
Pluviómetro
Un pluviómetro es un instrumento que mide la cantidad de agua precipitada de un
determinado lugar. La unidad de media es en milímetros (mm). Una precipitación de 5mm
indica que si toda el agua de la lluvia se acumulará en un terreno plano sin escurrirse ni
evaporarse, la altura de la capa de agua seria de 5mm. Los milímetros (mm) son
equivalentes a los litros por metros cuadrados.
El pluviómetro recoge el agua atmosférica en sus diversos estados. El total se denomina
Precipitación.
El agua recogida en el depósito se introduce en una probeta graduada, y se determina
entonces la cantidad de lluvia caída, es decir, la altura en mm de la capa de agua que se
habría podido formar sobre la superficie horizontal e impermeable, de no evaporarse
nada.
Tipos de pluviómetros
Pluviómetro estándar
El pluviómetro más común, que actualmente usan los aeropuertos y los meteorólogos
oficiales, se invento hace más de 100 años.
Es un cilindro de 50cm de alto con un embudo de 20cm de diámetro. La altura del agua
que se junta en el tubo de medición es precisamente diez veces lo que seria si se hubiera
juntado en el cilindro solo. Esta exageración de la altura del agua en el tubo permite a los
meteorólogos realizado mediciones más precisas de las precipitaciones.
En el tubo de mediciones se coloca una vara de medición especial con una escala que
tiene en cuenta la exageneración.
PLUVIÓMETRO CON TUBO DE DESCARGA
En el año 1622, el arquitecto británico Sir Christopher Wren diseñó el primer pluviómetro
con tubo de descarga .El pluviómetro con tubo
de descarga aún se usa mucho, pero utiliza dispositivos de medición electrónicos en vez
de cinta de papel para registrar el volumen y el tiempo de las precipitaciones.
El pluviómetro con tubo de descarga registra el tiempo cuando uno de los dos cubos
esencialmente diseñados se inclina, lo que sucede cuando un volumen de agua en
particular cae en él (generalmente 0,1cm o 0,1pulgadas) .
Cuando uno de los cubos se inclina, el otro se mueve a su lugar para atrapar la siguiente
unidad de precipitación.
Cada vez que un bulbo se inclina, se envía una señal electrónica al registrador conectado
con un reloj.
Las mediciones pluviométricas se expresan en milímetros, 1 mm. de agua de lluvia
equivale a un litro de agua por metro cuadrado.
El cálculo se efectúa sobre una superficie horizontal e impermeable de 1 metro cuadrado,
durante el tiempo que dure la precipitación.
La variación estacional de las precipitaciones define el año hidrológico, este da inicio en el
mes siguiente al de menor precipitación media de largo periodo.
Para poder evaluar correctamente las precipitaciones, es importante contar con registros
mensuales, que a su vez deben haber sido observados por periodos de 20 y 30 años.
Las regiones deben adaptarse a la evolución de las condiciones existentes en materia de
recursos hídricos y a sus manifestaciones potencialmente capaces de desencadenar
catástrofes, como las modificaciones de los ciclos hidrológicos y las precipitaciones, por
ello es importante disponer de productos estadísticos en materia.
Los responsables de gestiones en recursos hídricos deberían expresar sus necesidades
concretas en materia de información climatológica, datos estadísticos, proyecciones,
conjuntos de datos y variables hidrológicas.
Diversas obras de ingeniería civil son profundamente influenciadas por el factor clima
entre los que, por su importancia se destaca la precipitación pluvial, el conocimiento de
las lluvias extremas y de las intensas de corta duración, son importantes por ejemplo en
una ciudad, para dimensionar el drenaje urbano, y para garantizar la vida útil de rutas,
calles y autopistas.
Ofrecemos en este capítulo una serie de mediciones pluviales mensuales con sus totales
y promedios anuales desde el año 1973 al 2004, para la ciudad de San Luis.
lluvias, ya que permite conocer la hora de comienzo y finalización de las precipitaciones
así como su intensidad en litros por metro cuadrado caídos en una hora, hay que tener
mucho cuidado con este término, porque cuando oímos que la precipitación recogida en
una hora ha tenido una intensidad determinada, no quiere decir que haya caído toda esa
cantidad; significa solamente que, si la precipitación hubiera continuado con esa
intensidad durante una hora, se hubieran recogido los litros indicados.
Tipos de Pluviógrafos
Pluviógrafo de balanza:
Consiste en un instrumento que permite recoger y registrar una cantidad representativa de
lluvia, para eso el agua se colecta en un recipiente similar al pluviómetro cuyo peso
accione un mecanismo acoplado al dispositivo registrador.
Pluviógrafo de flotador
En este tipo la lluvia captada por una boca de sección normalizada igual a la del
pluviómetro cae dentro de un recipiente que contiene un flotador. A medida que el nivel de
agua en el depósito sube, lo hace también el flotador, el que se halla vinculado al sistema
registrador.
La capacidad del recipiente es igual al volumen de agua correspondiente a 10mm de
lluvia, de modo que al llenarse se accione un sifón que desahogue el recipiente a un
depósito y el flotante retorna a su posición inicial, para luego volver a subir si la lluvia
continua.
Pluviógrafo a cubeta basculante
Este tipo de pluviografo cuenta, bajo la boca del embudo, con un compartimiento en el
que hay dos cubetas, una de las cuales recibe el agua precipitada y al llenarse, se
produce un desequilibrio que hace que la cubeta vuelque la cantidad de agua que
contiene, moviendo a la segunda cubeta al lugar de recolección del agua. En ese
momento se acciona un circuito eléctrico que marca o produce el registro
correspondiente.
Calculo de Aforo o Gasto en Sección Circular
Caso I (Completamente lleno)
A=T D2
4=T r2
D d
P= TD r=AP
A= Área hidráulica (m²) D= Diámetro de la tubería
P= Perímetro mojado d= Tirante
r = Radio hidráulico
Caso II (A la mitad)
A=T D2
42
=TD ² /8
d P=TD2
r= AP
Caso III (Parcialmente lleno)
D d
1.- Calcular el area hidráulica, perímetro mojado y radio hidráulico de un canal circular de
concreto que tiene un diámetro de 1.5 m y un tirante de 0.75 m, n=0.017
V= velocidad
n= coeficiente de rugosidad
s= pendiente longitudinal
Q= V X A
V= 1nr2 /3 s1 /2
A=TD²/8 = T(1.5)²/8 =0.88 m²
P= TD/2 = T(1.5)/2 = 2.36 m
r = A/P = 0.3722 m.
V= 1
0.017(0.3744)2 /3(0.035)1 /2 =5.72 m/seg
Q= 5.72 m/seg x (0.8836)m² = 5.05 m³/seg
5m
c.o
Ɵ tan c .o /hip 7m
Ɵ = 35.54 °
S = 0.035
2.4.- PRECIPITACION EN UNA ZONA
La cantidad de agua anual que cae sobre la tierra alcanzaría un valor medio de 900 mm
de altura, pero el reparto se produce de forma desigual según las zonas y las estaciones.
EL REPARTO DESIGUAL SOBRE LA SUPERFICIE – EL MAPA DE ISOYETAS
Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la superficie terrestre se
trazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el
mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar
las variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un periodo
suficiente de años.
FACTORES QUE DETERMINAN LA DESIGUAL DISTRIBUCION ANUAL DE LAS
PRECIPITACIONES
Los factores geográficos inciden en las diversas etapas del proceso – evaporación –
condensación – precipitación
Hay factores que favorecen un elevado volumen de precipitación: proximidad a océanos
calidos; factores que favorecen el enfriamiento adiabático del aire, como la existencia de
gradientes térmicos inestables, areas afectadas por las perturbaciones o la orogafia.
Otros factores influyen en que los volúmenes de precipitación sean bajos: distancia de los
centros suministradores de humedad; altas presiones subtropicales; gradientes térmicos
estables; situación alejada de la trayectoria de las tormentas; condición de sombra
pluviométrica a sotavento de las montañas; bajo temperaturas del aire; corrientes marinas
frias.
Aunque en general la distribución global de precipitación es complicada por ser una
variable no continua, se puede explicar en términos de la circulación general de la
atmósfera y de los sistemas de presión y de viento globales. En las regiones de altas
presiones se tiene subsidencia por efecto de la convergencia en altura, que produce
compresión, calentamiento, secamiento y viento divergente en superficie, por lo que son
regiones secas. Por el contrario e n las áreas de bajas presiones se tiene convección por
efecto de la divergencia en niveles superiores, que produce expansión, enfriamiento,
condensación y viento convergente en superficie, por lo que en estas áreas se produce
abundante precipitación. Pero estos factores de latitud no son los únicos que regulan el
régimen de precipitación, influyen también la ubicación geográfica, distribución de
océanos y continentes, topografía, tipo de superficie. Como el aire cálido tiene una mayor
capacidad para aceptar humedad comparada con el aire frío, en las latitudes más bajas
se produce una mayor cantidad de precipitación, y en las latitudes altas menor
precipitación.
En la figura se muestra la distribución mundial de precipitación media anual sobre las
áreas continentales, se observa abundante precipitación en zonas tropicales y muy poca
en latitudes altas y en las zonas polares. En latitudes subtropicales se observan regiones
con alta precipitación, pero también regiones muy secas, los desiertos, lo que se explica
por la distribución de los regímenes de presión y viento global.
La distribución de océanos y continentes también influye en los patrones de precipitación.
Las grandes masas de tierras en latitudes medias experimentan un aumento de la
precipitación desde la costa oeste hacia el interior, a la misma latitud, como se puede
apreciar en la figura.
Las cadenas montañosas también alteran el régimen de precipitaciones respecto a lo
esperado sólo con la distribución de vientos. A barlovento (desde donde sopla el viento)
de las montañas se produce abundante precipitación y a sotavento escasa precipitación.
Por ejemplo, como se aprecia en la figura, en la región de los vientos del oeste, la
Patagonia Argentina es una zona desértica, que se encuentra a sotavento de los Andes,
en cambio en el Sur de Chile se produce intensa precipitación al oeste de los Andes.
En las regiones subtropicales de los continentes se observa la mayor dispersión en el
régimen de precipitación, aquí se encuentran los principales desiertos del mundo, pero
también regiones con abundante precipitación. Esto es debido a la influencia de los
anticiclones subtropicales, que producen efectos diferentes en sus bordes orientales
respecto a los occidentales. La subsidencia es más pronunciada en los bordes orientales
de los centros de los anticiclones, generándose una fuerte inversión de temperatura cerca
de superficie, que produce una atmósfera muy estable en ese sector. Las corrientes frías
de los océanos adyacentes a las costas oestes de los continentes, ayudan a la estabilidad
y a crear condiciones secas en las áreas occidentales de los continentes.
Debido a que los anticiclones tienden a ubicarse en los lados orientales de los océanos,
los bordes occidentales de los continentes adyacentes a los anticiclones subtropicales son
muy áridos. No es sorprendente que en estas regiones de subsidencia centradas en 25º
de latitud, en los sectores occidentales de los respectivos continentes, se encuentren los
grandes desiertos subtropicales del mundo: el desierto de Atacama en Chile, el desierto
del Sahara del norte de Africa, el Kalahari o de Namibia del suroeste de Africa, el gran
desierto Australiano, el de Baja California del suroeste de Estados Unidos adyacente a
México.
En estas áreas se
encuentran los lugares mas
calurosos y soleados del
mundo. Pero no siempre
son cálidos, ya que en las
noches de invierno las
temperaturas descienden a valores menores que las de congelación, por la enorme
pérdida de calor por radiación durante las noches siempre muy despejadas.
Tampoco no siempre son claros y soleados, por ejemplo en el mas seco de todos, la zona
costera del desierto de Atacama, con frecuencia es frío y cubierto de nubes.
La fría corriente de Humboldt hace que las temperaturas en superficie sean bajas y la
fuerte subsidencia del anticiclón, producen una marcada y persistente inversión de
temperatura, formándose una delgada capa de niebla y estratos debajo de la inversión.
Esto puede ocasionalmente producir una muy débil llovizna pero nunca precipitación, lo
mas común es la formación de la niebla conocida como camanchaca.
Los lados occidentales de los anticiclones tienen subsidencia menos importante y es más
frecuente encontrar zonas de convergencia con movimientos ascendente.
El aire que se mueve grandes distancias sobre los océanos de aguas más cálidas, se
carga de humedad y se favorece la inestabilidad. Por lo tanto los bordes orientales de los
continentes reciben abundante precipitación todo el año, como se observa por ejemplo en
Uruguay y Sur de Brasil, en la figura.
2.5 ANALISIS DE REGISTROS DE LLUVIAS
Oficialmente se clasifica la intensidad de la lluvia según la cantidad registrada en una hora, de tal
modo que podemos oír hablar de lluvia débil, moderada o fuerte, e incluso lluvia inapreciable, muy
débil, muy fuerte o torrencial. Por ejemplo, la lluvia muy fuerte sería entre 30.1 mm hasta 60 mm,
registrados en una hora. Sin embargo, siguiendo el ejemplo podríamos encontrar dos registros de
lluvia muy fuerte (p.e. 40 mm en una hora), pero uno podría ser constante (40 mm caídos
regularmente durante una hora) y el otro podría ser muy variable (35 mm caídos en 5 minutos, y el
resto, repartido hasta completar la hora).
Por tanto, la importancia no estaría sólo en que hayan caído 40 mm en una hora, sino que
también sería importante cómo habrían caído esos 40 mm, si de forma regular o de forma
muy irregular. El siguiente trabajo pretende cuantificar la regularidad o irregularidad de la
distribución de la precipitación respecto al tiempo.
Hipótesis de partida y concepto de Intensidades Medias Máximas
El criterio empleado consiste en analizar las Intensidades Medias Máximas (IMM)
correspondientes a cualquier intervalo de tiempo inscrito en un registro de precipitación.
La hipótesis de partida viene dada por esta idea: la intensidad media se atenúa en función
del tiempo de promedio.
El concepto de la IMM
Recordemos que la Intensidad Media Máxima en t minutos, , de un episodio de
precipitación para una estación dada, se define como el valor más alto de todos los datos
t-minutales de precipitación, , dividido entre t minutos, es decir:
Sea por ejemplo una precipitación de duración mayor a una 1 hora, con datos cada 5
minutos, y representamos las intensidades medias máximas de t = {5, 10, 15, 20, 25, …}
minutos en función de dichos tiempos, obtendremos una curva cuyo mejor ajuste se
corresponderá, de acuerdo con la hipótesis de partida, con la expresión que proponemos
a continuación:
Donde es la IMM en t minutos y es la IMM en to minutos, y n es un parámetro
ajustable a los datos, que estudiaremos más adelante.
De este modo, si la lluvia es perfectamente constante, la “intensidad media máxima” no
dependerá del tiempo t, y por tanto n = 0, con lo que la expresión quedaría como
Curva de Intensidad Instantánea
Como se comentaba anteriormente la lluvia no tiene porqué presentar continuidad, es
decir, es posible que la Intensidad Media Máxima en 10 minutos no sea exactamente la
que se obtiene al juntar la Intensidad media Máxima en 5 minutos con la intensidad más
alta entre los 5 minutos anteriores y los posteriores, sino que tal vez, existen unos 10
minutos diferentes de los que rodean al máximo 5-minutal que presentan un máximo 10-
minutal independiente. Pero en este último caso se trataría probablemente de diferentes
máximos relativos y por tanto de “ruido” respecto al intervalo de tiempo mayor escogido.
Por otro lado, los fenómenos que tienen más interés son los que sí presentan una
distribución “centrada” en un único máximo, de forma similar a una distribución
gaussiana.
Figura 2. Distribución de la intensidad instantánea a lo largo del tiempo y distribución de la
intensidad media máxima respecto al tiempo de promedio. 2.jpg
Ajuste de una curva de IMM a datos de intensidad real
Como ejemplo, vamos a usar los datos de intensidad 5-minutal de una estación del SAIH,
de un episodio determinado de lluvias, y les ajustaremos una curva de IMM.
La intensidad media 5-minutal es la mínima resolución de las estaciones, por lo que lo
podemos considerar como “intensidades instantáneas”.
Tabla 1. Intensidades medias reales en función del tiempo. Tabla1.jpg
Figura 3. Distribución de la intensidad media 5-minutal a lo largo del tiempo para las
estaciones de Loriguilla y Zagra de la red del SAIH-CHJ. 3.jpg
Registro y análisis de las últimas precipitaciones en la región
Los pronósticos climáticos a largo plazo mencionaban que este año iba a ser muy
lluvioso. Es decir, se iba a comportar de “Normal” a “Niño”, ya que había aumentado un
grado la temperatura del océano Pacífico ecuatorial.
Los pronósticos climáticos a largo plazo mencionaban que este año iba a ser muy
lluvioso. Es decir, se iba a comportar de “Normal” a “Niño”, ya que había aumentado un
grado la temperatura del océano Pacífico ecuatorial. Recordemos que se considera año
“Niño”, aquel donde se producen precipitaciones por encima de los valores promedios
para un período o año. Sin embargo, se ha presentado una anomalía climática adelantada
en el último mes del invierno y el primero de la primavera. Dicha variable, supera a la
característica de “Niño” pronosticada ya que, normalmente, estos meses suelen ser secos
y marcan el comienzo de las lluvias estivales.
En el siguiente cuadro figuran los registros pluviométricos de los meses de agosto,
septiembre y octubre del 2012, junto a los valores promedios de una serie de 57 años
para esos meses, en los departamentos de Iriondo, San Lorenzo y Rosario. Similares
características se presentaron en el resto del sur de Santa Fe. Como se puede observar,
en estos tres últimos meses de 2012 se produjeron lluvias que triplicaron los registros
promedios para esos meses y elevaron el valor acumulado en lo que va del año a 1.185
mm, superando ya la media histórica (1.049 mm).
Figura 4. Curva instantánea aproximada a la distribución de la intensidad media 5-minutal
a lo largo del tiempo para las estaciones de Loriguilla y Zagra de la red del SAIH-CHJ.
4.jpg
Para explicar los fenómenos ocurridos, tenemos que pensar que al llegar a la superficie
del suelo, el agua de lluvia puede ingresar al mismo o escurrir por su superficie. La
proporción que ingrese o escurra dependerá del agua anteriormente almacenada en el
suelo, además de otros factores. Las precipitaciones de agosto y septiembre llenaron
completamente el suelo de agua, aumentando la probabilidad de un mayor escurrimiento
superficial. Por eso, bajo estas condiciones, casi toda la lluvia acaecida en octubre
escurrió superficialmente colapsando los canales, arroyos y ríos, y acumulándose en las
zonas bajas. La intensidad de alguna de estas lluvias provocó los desbordes e
inundaciones, tanto de campos como de sectores urbanos, que son de público
conocimiento. Si consideramos que noviembre suele ser un mes de altas precipitaciones y
más aún en un año “Niño”, las perspectivas no son muy halagüeñas para los sectores
mencionados, si se producen lluvias de mediana a alta intensidad.
Desde el punto de vista agrícola hemos detectado una gran variabilidad de casos
dependiendo de la altura de los lotes en el relieve y del estado de uso del suelo. De los
cultivos de invierno, sin duda los más afectados fueron las legumbres, especialmente el
garbanzo, por la gran expansión del área de siembra y las propias enfermedades que se
vieron favorecidas por las condiciones de humedad.
Por ahora, el panorama es distinto para los cultivos de verano, ya que la soja aún no se
ha comenzado a sembrar y dependerá de las próximas condiciones climáticas. En el caso
del maíz, no se pudo terminar de sembrar la superficie prevista para esta campaña, y lo
que está nacido o naciendo fue afectado considerablemente en los sectores bajos, donde
permaneció el agua por muchos días. En el resto se observa un buen crecimiento de las
plantas.
Registro de lluvias mensuales del 2012 (en mm), comparadas con el valor promedio de
una serie de los últimos 57 años, en la EEA Oliveros. * promedio anual.
Meses 2012 Serie 57 años
Agosto 93.5 35.2
Septiembre 150.8 49.9
Octubre 334.5 105.6
Total 578.8 190.7
Acumulado anual 1185.4 1048.8*
Unidad 3 Escurrimiento E Infiltración
Escurrimiento
De acuerdo con el ciclo hidrológico, el escurrimiento se puede definir como la porción de la precipitación pluvial que ocurre en una zona o cuenca hidrológica y que circula sobre o debajo de la superficie terrestre y que llega a una corriente para ser drenada hasta la salida de una cuenca o bien alimentar un lago, si se trata de cuencas abiertas o cerradas, respectivamente.
Fuentes del escurrimiento
El escurrimiento se inicia sobre el terreno una vez que en la superficie se alcanza un valor de contenido de humedad cercano a la condición de saturación. Posteriormente se iniciará un flujo tanto sobre las laderas, como a través de la matriz de los suelos, de las fracturas de las rocas o por las fronteras entre materiales de distintas características, esto es, un flujo subsuperficial.
En el primer caso, el flujo se incorporará a algún tributario del sistema de drenaje de la cuenca. En el segundo caso, parte del agua subsuperficial podrá percolar a sistemas más profundos, otra parte permanecerá como un almacenamiento temporal, y otra regresará a la superficie, donde eventualmente formará parte de los volúmenes que conducirán los diferentes cauces a zonas de menor altitud.
Las fuentes principales del escurrimiento en cauces se pueden clasificar en cuatro tipos: precipitación directa sobre el cauce; flujo subsuperficial; flujo base; y escurrimiento directo.
Precipitación directa sobre el cauce. Es un aporte modesto comparado con los volúmenes asociados a las otras fuentes; esto se debe principal mente a la pequeña superficie que generalmente abarcan los ríos y corrientes.
Flujo subsuperficial. Los volúmenes asociados a este escurrimiento varían en el tiempo y en el espacio. En la época de estiaje podrán descargar a un ritmo casi constante, formando corrientes perennes. En otros casos sólo a portarán cantidades suficientes para mantener por algunas semanas más, después de las últimas lluvias, el gasto en un cauce, formando así las corrientes intermitentes.
Cuando el aporte es tan reducido que sólo se mantiene un contenido de humedad elevado en el cauce y en sus zonas adyacentes, el flujo superficial es prácticamente nulo; sin embargo, si se presenta algún evento tal como lluvia, deshielo, etc., el posible escurrimiento superficial será del tipo efímero.
Si un tramo del cauce presenta condiciones de contenido de humedad relativamente bajas, o si el material es fracturado o muestra canalizaciones por disolución o génesis, el escurrimiento se verá afectado, ya que una parte será aportada a las riberas y/o a través de la plantilla.
Flujo base. Es el aporte de un sistema acuífero somero a un cauce determinado. En el caso en que una parte de la cuenca se encuentre perturbada por alguna obra hidráulica tal como una presa, un sistema de riego, etc., entonces el gasto base corresponderá a los volúmenes asociados con la operación de dichas obras.
Escurrimiento directo. Es aquel volumen asociado a la precipitación, es decir, el flujo remanente una vez que quedan definidas las primeras tres fuentes.
3.1. Procesos del escurrimiento
Para el análisis básico del escurrimiento, se deben de considerar las variables siguientes: la intensidad de la precipitación; la capacidad de infiltración de una superficie particular; la condición hidráulica a la que se encuentra el suelo o la roca; y la característica hidráulica del suelo o roca.
La comparación entre estas variables permite obtener información sobre los procesos que se pueden presentar bajo diferentes situaciones.
A continuación se comentan cuatro condiciones que se pueden presentar, con sus respectivas consecuencias.
a) Cuando la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración y el contenido de humedad del suelo o roca es menor a su capacidad de campo.
En este caso, el escurrimiento sobre la superficie del terreno será reducido, ya que el suelo o roca será capaz de captar la mayor parte del volumen de agua que entra como precipitación. El flujo
subsuperficial será muy reducido, ya que el agua captada se utilizará para aumentar el contenido de humedad inicial.
b) Cuando la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración y el contenido de humedad del suelo o roca es mayor o igual a su capacidad de campo.
Como el suelo o roca se encuentra en una condición cercana a la capacidad de campo, parte de la precipitación se convertirá eventualmente en escurrimiento sobre el terreno; sin embargo, los volúmenes seguirán siendo de poca cuantía. El flujo subsuperficial será importante.
c) Cuando la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración y el contenido de humedad del suelo o roca es menor a su capacidad de campo. El suelo o roca presenta una deficiencia de humedad importante, de modo que el agua que precipite, a pesar de que la capacidad de infiltración es reducida, se utilizará en abastecer de humedad al suelo, escurriendo sólo una porción relativamente pequeña.
d) Cuando la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración y el contenido de humedad del suelo o roca es mayor o igual a su capacidad de campo. En este caso, al encontrarse el suelo o roca en una condición cercana a la saturación, no permitirá una infiltración importante, de modo que la mayor parte se convertirá en escurrimiento sobre el terreno. El flujo subsuperficial también será
importante. Cuando la parte somera de un suelo no permite una infiltración importante, se forma el denominado flujo Hortoniano, es decir, la saturación en un suelo o roca tendrá lugar sólo en una porción cercana a la superficie, siendo incapaz el frente de humedad de avanzar a mayor profundidad, favoreciendo de esta manera al escurrimiento sobre el terreno.
3.2 TIPOS DE ESCURRIMIENTO
La expresión escurrimiento superficial suele referirse al volumen de las precipitaciones que caen sobre una cuenca, menos la retención superficial y la infiltración. El escurrimiento superficial o directo es función de la intensidad de la precipitación y de la permeabilidad de la superficie del suelo, de la duración de la precipitación, del tipo de vegetación, de la extensión de la cuenca hidrográfica considerada, de la profundidad del nivel freático y de la pendiente de la superficie del suelo.
La aportación de una cuenca se representa comúnmente en una gráfica llamada "hidrograma", que consiste en una curva que representa las oscilaciones, respecto el tiempo, del nivel del agua de un río en una sección dada del mismo. En el caso de un río con un tiempo de descarga muy largo, los caudales que por él circulan al cabo de un tiempo, son el resultado de la acumulación del escurrimiento superficial con la aportación subterránea.
Ciclo del escurrimiento
El estudio del escurrimiento de los ríos como parte del ciclo hidrológico, incluye la distribución del agua y su trayectoria desde que se precipita sobre la tierra hasta que alcanza la red hidrográfica o vuelve directamente a la atmósfera a través de la evapotranspiración. La distribución del volumen total de agua caída durante una precipitación dada, depende tanto de las características y condiciones físicas -naturales o artificiales- de la cuenca, como de las características de la propia precipitación.
Al comienzo de una precipitación fuerte, una gran cantidad de agua es interceptada por la vegetación; el agua así almacenada sobre la superficie de la capa vegetal se encuentra muy expuesta al viento y ofrece una enorme área de evaporación, de tal forma que las precipitaciones de corta duración y poca intensidad pueden llegar a ser completamente consumidas por la intercepción de las plantas, por la pequeña cantidad de agua que se infiltra a través del suelo y por el agua que llena los charcos y pequeñas depresiones de la superficie del suelo.
Para que el agua llegue a infiltrarse, la superficie del suelo debe presentar una serie de condiciones adecuadas. Cuando a lo largo de una precipitación, el poder de intercepción y de almacenamiento en la superficie del suelohan sido ya agotados, y cuando la precipitación es tal que su intensidad excede la capacidad de infiltración del suelo, comienza ya el escurrimiento superficial propiamente dicho. La superficie del suelo se cubre en ese momento con una fina película de agua llamada película de retención superficial. Una vez que el agua corre sobre la superficie del suelo y alcanza los cauces de la red hidrográfica, comienza a aparecer el escurrimiento superficial en los cauces (Figura 1).
TIPOS DE ESCURRIMIENTO O ESCORRENTIA
Efluente.- Nivel freático muy cerca de la superficie
Influente.- Nivel freático normal
Efluente.- en periodo de lluvia
Parte del agua que se infiltra en el suelo continúa fluyendo lateralmente como un flujo hipodérmico, que tiene lugar a pequeñas profundidades debido a la presencia de horizontes relativamente impermeables situados muy cerca de la superficie del suelo, avanzando de este modo los cauces de la red sin haber sufrido una percolación profunda. Otra parte de esta agua se percola hacia la zona de saturación de las aguas subterráneas y eventualmente, alcanza la red hidrográfica para suministrar el escurrimiento base de los ríos.
Existe todavía otra porción del agua infiltrada, que no llega a alcanzar el nivel de saturación de las aguas subterráneas y queda retenida encima del nivel freático, ésta es la llamada zona de saturación incompleta.
Cuando comienza una precipitación, casi toda el agua de la lluvia es recogida por la tierra en forma de retención superficial (intercepción + almacenamiento superficie suelo + evaporación); a medida que el tiempo transcurre, el almacenamiento que tiene lugar sobre la capa vegetal y la superficie del suelo se va saturando progresivamente y el agua comienza a infiltrarse a través del suelo; finalmente, aparece el flujo superficial que corre sobre la superficie del terreno, comenzando con ello a hacer presencia el escurrimiento puramente superficialen
el caudal de los ríos. Existe además una porción de lluvia que desde el primer momento cae directamente sobre los cauces de los ríos
3.3 Medicion de escurrimiento y registros de aforo
Aforo
Para determinar el volumen que escurre por una cuenca, se deben aforar o medir las corrientes. Los aforos se realizan en estaciones hidrométricas (en puentes de aforo y usando molinete) o se puede medir la corriente de cualquier río de manera individual. Estos aforos se hacen a través de cierto intervalo de tiempo (horas, días, etc), con cuyos datos se construyen gráficas de gasto (m3/s) contra tiempo (h), llamadas hidrogramas.
En México se usan básicamente tres tipos de métodos para aforar corrientes, a saber:
Secciones de control. Una sección de control de una corriente se define como aquélla en la que existe una relación entre el tirante y el gasto. Consiste de una obra hidráulica o vertedor construido especialmente para aforar una corriente. Este método es el más preciso de todos para el aforo, pero es relativamente costoso y en general, sólo se puede usar cuando los gastos no son muy altos. En el caso de estrechamientos en el cauce, deberá restringirse el transporte de objetos arrastrados por la corriente ya que la sección puede obstruirse. Un inconveniente de los vertedores es que generan un remanso aguas arriba de la sección. Por ello, este método es adecuado en ríos pequeños, cauces artificiales (como canales de riego) o cuencas experimentales.
Relación sección-pendiente. Este método se utiliza para estimar el gasto máximo que se presenta durante una avenida reciente en un río donde no se cuenta con ningún otro tipo de aforo. Para su aplicación se requiere solamente contar con la topografía de un tramo del cauce y las marcas del nivel máximo del agua durante el paso de la avenida (obtenidas con estadal o de escalas dibujadas en las orillas del canal).
Relación sección-velocidad. Este es el método más usado en México para aforar corrientes. Consiste básicamente en medir la velocidad en varios puntos de la sección transversal y después calcular el gasto por medio de la ecuación de continuidad Q = v A (A = área hidráulica). Dentro de este método, existen varias maneras para obtener la velocidad del agua:
a) Flotador. Se escoge un tramo recto del río, libre de vegetación o cualquier otro obstáculo que pueda interrumpir el flujo. Se coloca un objeto que flote sobre el agua, a la mitad del tramo. Se mide el tiempo (s) que tarda en recorrer una distancia determinada (m). La velocidad (m/s) estará dada por el cociente entre distancia y tiempo. Este método aunque barato y fácil de usar, es inexacto porque se está midiendo la velocidad en la superficie de la corriente y de acuerdo a la
parábola de velocidades del agua, ésta es la más grande y no corresponde a la velocidad media del río o canal.
b) Molinete. Este método es más exacto para medir la velocidad media de un río. Consiste en introducir un aparato especialmente diseñado, que se llama molinete(Figura 4), el cual tiene una hélice o rueda de aspas o copas que gira impulsada por la corriente y mediante un mecanismo eléctrico, transmite por un cable el número de revoluciones por minuto o por segundo con que gira la hélice. Esta velocidad angular se traduce después a velocidad del agua usando una fórmula de calibración que previamente se determina para cada aparato en particular.
Figura 6. Partes de un hidrograma
Aunque la forma de los hidrogramas producidos por tormentas particulares varía no solo de cuenca a cuenca, sino también de tormenta a tormenta, es posible, en general distinguir las siguientes partes en cada hidrograma (Figura 6):
Para obtener la velocidad media de un río o canal utilizando el molinete, se escoge una sección transversal al flujo, la cual se divide en secciones o tramos iguales (m). Se introduce el molinete en cada tramo, a los 6/10 de la profundidad media del tramo, que de acuerdo a la parábola de velocidades, es donde se ubica la
velocidad media (m/s). Se obtiene la velocidad en cada sección. Es necesario también, conocer el área de cada tramo o sección, por lo que se introduce un estadal en el punto medio de cada sección, obteniéndose la profundidad media (m). Esta se multiplica por el ancho de cada sección (m), dando el área (m2) del rectángulo o tramo. Finalmente, se obtiene el producto de la velocidad (m/s) por el área (m2) dando el gasto (m3/s) de cada sección. La velocidad media se obtiene del cociente entre la sumatoria de todos los gastos y las áreas unitarias de cada sección.
c) Trazador químico o radioactivo. Este es un método indirecto para obtener la velocidad de una corriente y utiliza trazadores radioactivos (fluoricerinas) o químicos (sales de sodio, cromo o potasio). El procedimiento consiste en soltar una cantidad conocida de partículas fluorescentes, radiactivas, etc, al inicio de una sección recta del río previamente seleccionada, para medir el tiempo que tarda en llegar al final de dicha sección. Esto se puede hacer visualmente, con contadores de radioactividad, salinidad o cualquier otro aparato, dependiendo del tipo de partículas usadas. Este y otros métodos aún se encuentran en la etapa de experimentación y su uso todavía está limitado en la práctica.
La fórmula usada en el tramo de un río es:
Q = [ ( K - K' ) / K' ] q
Donde:
Q = gasto del río (m3/s)
q = gasto de la solución que se inyecta (m3/s)
K = concentración de la solución inyectada
K' = concentración de la solución observada al final del tramo del río
Es una gráfica que nos muestra la descarga, caudal o gasto de un río en función del tiempo.
Durante un período de sequía la descarga estará compuesta enteramente de contribuciones subterráneas, como se observa en la Figura 5. A medida que el río o arroyo drena agua de la reserva subterránea, el nivel freático decae, dejando
cada vez menos agua para alimentarlo. Si no hay una recarga del agua subterránea, el escurrimiento será cero.
Figura 5. Hidrograma mostrando la recesión del flujo base en estación de verano seco
El escurrimiento va a depender de la topografía, el clima, la geología y el tipo de suelo. El flujo base del escurrimiento decrece en un período de sequía debido a que el agua subterránea se drena hacia el río o arroyo, y así el nivel freático desciende (Figura 5).
Partes de un hidrograma
Si se mide el gasto (volumen de escurrimiento por unidad de tiempo; m3/s) que pasa de manera contínua durante todo un año por una determinada sección transversal de un río y se grafican los valores obtenidos contra el tiempo, se obtendría una gráfica como la de la Figura 6.
a) Punto de levantamiento. En este punto, el agua proveniente de la tormenta bajo análisis comienza a llegar a la salida de la cuenca y se produce inmediatamente después de iniciada la tormenta, durante la misma o incluso cuando ha transcurrido ya algún tiempo después de que cesó de llover. Su forma depende de varios factores, entre los que se pueden mencionar el tamaño de la cuenca, su sistema de drenaje, tipo de suelo, la intensidad y duración de la lluvia, etc.
b) Gasto pico. Es el gasto máximo que se produce por la tormenta. Con frecuencia es el punto más importante de un hidrograma para fines de diseño.
c) Punto de inflexión. En este punto es aproximadamente cuando termina el flujo sobre el terreno y de aquí en adelante, lo que queda de agua en la cuenca escurre por los canales y subterráneamente como escurrimiento base.
d) Final del escurrimiento directo. De este punto en adelante el escurrimiento es sólo de origen subterráneo. Normalmente se acepta como el punto de mayor curvatura de la curva de recesión, aunque pocas veces se distingue de fácil manera.
e) Tiempo de pico (Tp). Es el tiempo que transcurre desde el punto de levantamiento hasta el pico del hidrograma.
f) Tiempo base (Tb). Es el tiempo que transcurre desde el punto de levantamiento hasta el final del escurrimiento directo. Es, entonces el tiempo que dura el escurrimiento directo.
g) Rama ascendente. Es la parte del hidrograma que va desde el punto de levantamiento hasta el pico.
h) Rama descendente o curva de recesión. Es la parte del hidrograma que va desde el pico hasta el final del escurrimiento directo. Tomada a partir del punto de inflexión, es una curva de vaciado de la cuenca.
El tiempo de un hidrograma aislado puede ser desde algunos minutos hasta varios días, y el pico puede tener valores del orden de unos cuantos litros por segundo hasta miles de metros cúbicos por segundo.
El área bajo el hidrograma, es el volumen total escurrido; el área bajo el hidrograma y arriba de la línea de separación entre el gasto base y
directo, ,es el volumen de escurrimiento directo.
Debido a que el escurrimiento directo proviene de la precipitación, casi siempre aporta un componente del gasto total en un hidrograma mucho mayor que el que genera el escurrimiento base.
Análisis de hidrogramas
A pesar de que el flujo base de un arroyo o río es relativamente constante, la descarga total del escurrimiento fluctúa grandemente en el año. Esto se debe a los períodos de precipitación que contribuyen al flujo, interflujo y la precipitación directa sobre el cauce del río o arroyo. Para la mayoría de las cuencas de drenaje, la precipitación directa contribuye muy poco al cauce. El interflujo es un factor que puede ser altamente variable, dependiendo de la geología de la cuenca de drenaje. El factor principal en un hidrograma de tormenta es el flujo superficial, que se asume termina aproximadamente poco después del pico de la tormenta. Puede calcularse aproximadamente con la fórmula:
D = A0.2
Donde:
D = número de días entre el pico de la tormenta y el fin del flujo superficial
A = cuenca de drenaje (km2)
O:
D = 0.827 A0.2
Note que estas ecuaciones son empíricas y son dimensionalmente incorrectas. El valor exponencial de 0.2 es arbitrario. La cantidad obtenida con D va a depender de muchas características, como la pendiente, vegetación, densidad de drenaje, etc.
Ejemplo: Calcular la velocidad media de un río
Se tiene una sección transversal de un río, cuyo ancho es de 28 m. La sección se subdividió en 14 secciones y en cada una de ellas se midió en el campo, la velocidad del agua con un molinete. Los datos se consigan en la tabla siguiente. Calcule la velocidad media de toda la sección.
Coeficiente de escurrimiento
Otra manera de conocer el volumen de escurrimiento superficial que entra a una cuenca, es calcular el coeficiente de escurrimiento. Para ello, el INEGI (1993) proponeuna método que toma en cuenta la permeabilidad de rocas y suelos, la densidad de la cubierta vegetal y la variación espacial de la lluvia.
Figura 7. Relación Permeabilidad-Densidad de vegetación
Figura 8. Gráfica para determinar el coeficiente de escurrimiento
Estudio de caso: Cuenca del Río Mátape
La precipitación media para la Cuenca del Río Mátape, ubicada en la porción costera del Estado de Sonora, México, fue calculada en 250 mm anuales. Obtener el coeficiente de escurrimiento y el volumen de escurrimiento anual.
Procedimiento:
Dividir la cuenca en tres áreas, siendo la A1 y A3 los límites de la cuenca con zona montañosa y correspondiendo a la A2 la zona baja o del valle (Figura 9)
Considerando para la zona montañosa una permeabilidad baja y una cubierta vegetal moderada, obtener de la Figura 7 un factor de 0.29
En la Figura 8, buscar la intersección del factor 0.29 con la precipitación media de 250 mm, para obtener en las zonas A1 y A3 un coeficiente de escurrimiento de 9.2%
Para la zona de valles o A2, seguir el mismo procedimiento, considerando una permeabilidad alta y una cubierta vegetal moderada, para obtener un coeficiente de escurrimiento de 1.3%
Estos valores se sustituyen en la ecuación del coeficiente de escurrimiento promedio, elaborándose la tabla siguiente a partir del mapa de la Figura 9.
Figura 9. Zonas de escurrimiento para la Cuenca del Río Mátape
CALCULO DEL COEFICIENTE DE ESCURRIMIENTO
TIPO AREA A (km2) Cs Cv
As (A1) 1,817.60 0.092
Av (A2) 4,347.50 0.013
As (A3) 2,762.40 0.092
TOTAL 8,927.50
C = [(As*Cs)+(Av*Cv)]/Ac = [(4,580*0.092)+(4,347.50*0.013)]/8,927.50
C = 0.053 = 5.3%
CALCULO DEL VOLUMEN DE ESCURRIMIENTO
Ve = [(Pp)(Ac)(C)] = [(2.5 X 10-4 km)(8,927.50 km2)(0.053)]
Ve = 118.289 Mm3
3.4. Análisis de registros de escurrimiento
Para el análisis básico del escurrimiento, se deben de considerar las variables siguientes: laintensidad de la precipitación; la capacidad de infiltración de una superficie particular; la condiciónhidráulica a la que se encuentra el suelo o la roca; y la característica hidráulica del suelo o roca.La comparación entre estas variables
permite obtener información sobre los procesos que sepueden presentar bajo diferentes situaciones. A continuación se comentan cuatro condiciones quese pueden presentar, con sus respectivas consecuencias.a) Cuando la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración y el contenidode humedad del suelo o roca es menor a su capacidad de campo. En este caso, el escurrimientosobre la superficie del terreno será reducido, ya que el suelo o roca será capaz de captar la mayorparte del volumen de agua que entra como precipitación. El flujo subsuperficial será muyreducido, ya que el agua captada se utilizará para aumentar el contenido de humedad inicial.b) Cuando la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración y el contenidode humedad del suelo o roca es mayor o igual a su capacidad de campo. Como el suelo o roca seencuentra en una condición cercana a la capacidad de campo, parte de la precipitación seconvertirá eventualmente en escurrimiento sobre el terreno; sin embargo, los volúmenes seguiránsiendo de poca cuantía. El flujo subsuperficial será importante.c) Cuando la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración y el contenidode humedad del suelo o roca es menor a su capacidad de campo. El suelo o roca presenta unadeficiencia de humedad importante, de modo que el agua que precipite, a pesar de que lacapacidad de infiltración es reducida, se utilizará en abastecer de humedad al suelo, escurriendosólo una porción relativamente pequeña.d) Cuando la intensidad de precipitación es mayor que la capacidad de infiltración y el contenidode humedad del suelo o roca es mayor o igual a su capacidad de campo. En este caso, alencontrarse el suelo o roca en una condición cercana a la saturación, no permitirá una infiltraciónimportante, de modo que la mayor parte se convertirá en escurrimiento sobre el terreno. El flujosubsuperficial también será importante. Cuando la parte somera de un suelo no permite unainfiltración importante, se forma el denominado flujo Hortoniano, es decir, la saturación en unsuelo o roca tendrá lugar sólo en una porción cercana a la superficie, siendo incapaz el frente dehumedad de avanzar a mayor profundidad, favoreciendo de esta manera al escurrimiento sobre elterreno.
Hidrogramas El hidrograma es una representación gráfica o tabular de la variación en el tiempo de los gastos que escurren por un cauce. El gasto (Q) se define como el volumen de escurrimiento por unidad de tiempo (m3/s) que escurre por un cauce.El hidrograma se define para una sección transversal de un río y si los valores obtenidos segrafican contra el tiempo se obtendrá una representación gráficaLa figura 4.1 representa un hidrograma anual y si la escala se amplia de tal manera que se puedaobservar el escurrimiento producido por una sola tormenta, se obtendrá una gráfica como la quese muestra en la figura 4.2
t0: es el tiempo de inicio del escurrimiento directo;tp: es el tiempo pico y se define como el tiempo que transcurre entre el inicio del escurrimiento yel gasto máximo o pico;tb: es el tiempo base y equivale al lapso de tiempo durante el cual ocurre el escurrimiento directo;Qb: es el gasto base
En este caso el significado de las variables es:
PROBLEMA 1
En un curso de agua está colocado un vertedor con 2 contracciones con una long. De cresta de 1.20 m y una cresta de .40m.
Calcular el gasto.
SOLUCION Sustituir en formula de Francis
Datos: Q= 1.84 (L -.1nh) h3 /2
L=1.20 m Q= 1.84 (1.20 -.1 (2)) (.4)
h= .40m Q= .521 m³/seg
n=2
Problema 2
Dado un canal trapecial con un ancho de la plantilla de 3m con talud 1.5:1, s=0.0016 y un coef. De rugosidad (n=0.013). Calcular gasto si el tirante normal = 2.60m.
Datos:
dn= 2.6
L= 3m.
S=0.0016
n=0.0013
m= 1.5:1
v= 3.94 m/seg
SOLUCION
*Calcular el área hidráulica
A = Bd+md²
A = (3)(2.6)+(1.5)(2.6)²= 17.94 m²
Perímetro mojado
P=B+2d√1+m ²
P=(3)+2(2.6) √1+(1.5) ²=12.37m
r= A/P = 17.94/12.37= 1.45
Q= A X V= 17.94 m³ (1n
r23 s
12) m/s
=17.94 (1
0.013 (1.45¿¿
23 ¿)
=17.94 x 76.92 x 1.27 x 0.04
=76.69
SUST. La v en la formula de la continuidad
Q= (17.94) (2.94 m/seg) =76.6836 = 76.69
PROBLEMA 3
Dado un canal trapecial con un ancho de plantilla de 5 m, s= 0.0015, n=0.011. Calcular el gasto del tirante normal =3.2.
Datos
Dn= 3.20
B= 5m
S=0.0015
n=0.011
v= 4.4136 m/seg
SOLUCION:
CALCULO DEL AREA HIDRAULICA
A=Bd
A=(5)(3.2) = 16m²
PERIMETRO MOJADO
P= (5)+2(3.2)= 11.4m.
RADIO HIDRAULICO
r= A/P = 16/11.4 m.
SUS. EN FORMULA DE CONTINUIDAD
Q = A X V
Q= (16m²) (4.4136 m/seg) = 270.67 m³/seg
A través de un canal semicircular con acabado en concreto pulido fluye agua a 60°F, como se muestra en la fig. El caudal tiene una pendiente s=0.0016 ¿ Cual es el caudal Q si el flujo es normal?
* Flujo uniforme en el canal
Primero se calculo el radio hiraculico para el flujo
r= A/P =
12T (102 )+3 (20 )
12T (20 )+2(3)
= 5.80 pies
Utilizando la ecuación v= r23 s
12 para un valor “n” de 0.012, se obtiene el siguiente
valor para la velocidad media.
V= ¿¿ = 10.76 pies/seg
Por consiguiente: el caudal Q es:
Q= AV[1/2T(10Q= AV[1/2T(10²) + (3)(20)] (10.76)
Q= 2335.78 pies³/seg
En un curso de agua esta colocado un vertedor con dos contracciones laterales, con una longitud de cresta de 1.20 m y una carga de 0.40 m. Calcule el gasto.
Datos
L= 1.20m
h= 0.40mh23=0.253
n=2
n=num. de contracciones
h=carga del vertedor.
Sustituyendo en la formula de francis
Q¿1.84 (L−0.1nh )h2/3
Q=1.84 [1.20-0.1 (2) (0.40)] 0.253
Q=1.84 ((.20)-0-08)0.253
Q= 0.521 m³/seg
3.5 Proceso de Infiltración
El agua precipitada sobre la superficie de la Tierra, queda detenida, escurre por ella, o bien penetra hacia el interior. De esta última fracción se dice que se ha filtrado. El interés económico del fenómeno, es evidente si se considera que la mayor parte de los vegetales utilizan para su desarrollo agua infiltrada y que el agua subterránea de una región tiene como presupuesto previo para su existencia, que se haya producido 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 ella o alcanza un nivel acuífero incrementando el volumen acumulado anteriormente. Superada por la capacidad de campo del suelo, el agua desciende por la acción conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad. Esta parte del proceso recibe distintas denominaciones: percolación, infiltración eficaz, infiltración profunda, etc.
Considérese un área de suelo suficientemente pequeña, de modo que sus características (tipo de suelo, cobertura vegetal, etc), así como la intensidad de la lluvia en el espacio puedan considerarse uniformes, aunque la última cambie en el tiempo.
Supóngase que, al inicio de una tormenta, el suelo está de tal manera seco que la cantidad de agua que puede absorber en la unidad de tiempo, es decir, su capacidad de infiltración es mayor que la intensidad de la lluvia en esos primeros instantes de la tormenta. Bajo estas condiciones, se infiltraría toda la lluvia, es decir (Aparicio, 1999):
Si i < fp , f = i
Donde:
f = infiltración, expresada como lámina por unidad de tiempo (mm/h)
fp = capacidad de infiltración (mm/h)
i = intensidad de la lluvia
En esta parte del proceso la fuerza producida por la capilaridad predominan sobre las gravitatorias. Al avanzar el tiempo, si la lluvia es suficientemente intensa, el contenido de humedad del suelo aumenta hasta que su superficie alcanza la saturación. En este momento se empiezan a llenar las depresiones del terreno, es decir, se originan charcos y comienza a producir flujo sobre la superficie. A este instante se le llama tiempo de encharcamiento y se denota como tp.
Después del tiempo de encharcamiento, si la lluvia sigue siendo intensa, las fuerzas capilares pierden importancia frente a las gravitatorias pues el contenido de humedad en el suelo aumenta y la capacidad de infiltración disminuye con el tiempo. Además, bajo estas condiciones, la infiltración se hace independiente de la variación en el tiempo de la intensidad de la lluvia en tanto que ésta sea mayor que la capacidad de transmisión del suelo, de manera que:
Si i > fp , t > tp, f = fp
Donde fp decrece con el tiempo.
Si después del tiempo de encharcamiento la tormenta entra en un periodo de calma, es decir, su intensidad disminuye hasta hacerse menor que la capacidad de infiltración, el tirante de agua existente sobre la superficie del suelo, de haberlo, disminuye hasta desaparecer y el agua contenida en los charcos también se infiltra, y en menor grado se evapora.
Cuando ya no hay agua sobre la superficie del terreno, el contenido de humedad de las capas de suelo cercanas al frente húmedo se difunde, haciendo que dicho frente avance hacia arriba hasta que la superficie deja de estar saturada.
Posteriormente, la lluvia puede volver a intensificarse y alcanzar otro tiempo de encharcamiento repitiéndose todo el ciclo descrito.
Factores que afectan la infiltración
El agua, para infiltrarse, debe penetrar a través de la superficie del terreno y circular a través de éste. Hay dos grupos de factores que influyen en el proceso:
a) Factores que definen las características del terreno o medio permeable
b) 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 infiltrado, pero tal consideración se desprende, intuitivamente, de la descripción que a continuación se hace de ellos:
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 la compactación, lo que también disminuye la infiltración.
Cuando un suelo está cubierto de vegetación, las plantas protegen de la compactación por impacto de 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 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.
b) Características del terreno. La textura del terreno influye por sí y por la influencia en la estabilidad de la estructura, tanto menor cuanto mayor sea la proporción de materiales finos que contenga. 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.
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, las arcillas y coloides y cierran las fracturas y grietas 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.
Características del fluido que se infiltra
La turbidez del agua afecta la intensidad de la infiltración, especialmente por los materiales finos en suspensión que contiene, que penetran en el suelo y reducen por colmatación la permeabilidad.
El contenido en sales, a veces, favorece la formación de flóculos con los coloides del suelo y reduce por el mismo motivo, la intensidad de infiltración. En otras ocasiones, puede ocurrir lo contrario, al producirse defloculación.
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 los mismos terrenos, intensidades de infiltraciones menores en invierno que en verano.
3.6 Medición de la Infiltración.
Para medir la velocidad de infiltración se utilizan varios métodos; se trata siempre de usar alguno aproximado al método de riego que se ha de emplear en la zona o cultivo que se está trabajando. El grado de confianza de estas mediciones con respecto a la velocidad de infiltración real se relaciona con la superficie que se pretende representar y la variabilidad del perfil, dado que la heterogeneidad de los suelos, incluso dentro de un área comparativamente pequeña, origina un rango de resultados en las mediciones experimentales. La variabilidad de los resultados de campo, resultante de la heterogeneidad del suelo y de las condiciones iniciales de contenido de agua y gradiente, hace que estos resultados sean sólo aplicables para superficies pequeñas y para esas condiciones iniciales. Por esta razón se ha intentado utilizar parámetros físicos del suelo y enfocar el problema a través del uso de modelos matemáticos (empíricos, semianalíticos y analíticos) que representan de algún modo un proceso físico de la infiltración. Los enfoques empíricos desarrollados son en general sencillos y se adaptan a condiciones comunes de suelo, pero no proporcionan ninguna interpretación física del fenómeno. Los enfoques semianalíticos y analíticos, en cambio, permiten describir e interpretar cuantitativamente las pruebas experimentales de infiltración con limitaciones en algunos enfoques, en las suposiciones de homogeneidad e isotropismo del perfil, o en lo elaborado de las resoluciones numéricas. Estas últimas permiten interpolar o pronosticar resultados respecto a otras situaciones diferentes a las experimentales.
Se han presentado modelos físico-matemáticos para simular el proceso de infiltración de agua en el suelo con el objetivo de diseñar sistemas de riego; se compararon satisfactoriamente resultados experimentales de campo, modelos matemáticos empíricos, semianalíticos y analíticos del proceso y su modelo de simulación, determinándose que los enfoques semianalíticos y de simulación son los medios más adecuados para describir este proceso y usar los resultados obtenidos en el diseño de sistemas de riego.
Existe un sinnúmero de métodos que se utilizan para medir la infiltración en el campo; la decisión del método a usar depende de las condiciones físicas del suelo y de la disponibilidad de equipo, materiales y servicios adecuados; por tal causa no existe un procedimiento estándar, aplicable en todos los casos. Todos los métodos para medir la infiltración en condiciones de campo se basan en la
inundación y estancamiento de agua en la superficie, aplicación de agua por aspersión, y medidas de entrada y salida de agua por surcos y zanjas.
Infiltrómetros de carga constante. Permiten conocer la cantidad de agua que penetra en el suelo en un área cerrada a partir del agua que debe agregarse a dicha área para mantener un tirante constante, que generalmente es de medio centímetro.
Figura 1: Infiltrómetro de carga constante
Los infiltrómetros de carga constante (Figura 1) más comunes consisten en dos aros concéntricos, o bien en un solo tubo; en el primer tipo, se usan dos aros concéntricos de 23 y 92 cm de diámetro respectivamente, los cuales se hincan en el suelo varios centímetros.
El agua se introduce en ambos compartimentos, los cuales deben conservar el mismo tirante. El objeto del aro exterior es evitar que el agua dentro del aro interior se expanda en una zona de penetración mayor que el área correspondiente; la capacidad de infiltración del suelo se determina a partir de la cantidad de agua que hay que agregar al aro interior para mantener su tirante constante.
El segundo tipo consiste en un tubo que se introduce en el suelo hasta una profundidad igual a la que penetra el agua durante la medición lo que evita que el agua se expanda, en este caso se mide el agua que se le agrega para mantener el nivel constante.
Aunque estos aparatos proporcionan un método simple y directo para determinar la cantidad de agua que absorbe el suelo con estas condiciones, sólo se considera la influencia del uso del suelo, vegetación y algunas variables físicas. Esta forma de medir la infiltración puede cambiar con respecto a la real porque no toma en cuenta el efecto que producen las gotas de lluvia sobre el suelo, como son la compactación y el lavado de finos. Por otra parte, tampoco considera el efecto del aire entrampado, el cual se escapa lateralmente; además, es imposible hincar los aros o el tubo sin alterar las condiciones del suelo cerca de su frontera, pudiendo ser afectado un porcentaje apreciable del área de prueba ya que ésta es muy pequeña.
Simuladores de lluvia. Con el objeto de evitar en lo posible las fallas de los infiltrómetros de carga constante, se usan los infiltrómetros que simulan la lluvia, aplicando el agua en forma constante al suelo mediante regaderas.
El área que estos simuladores cubre varía generalmente entre 0.1 y 40 m2. En estos aparatos la capacidad de infiltración se deduce midiendo el escurrimiento superficial resultante de una lluvia uniforme. Existen diversos tipos deinfiltrómetros de esta clase, dependiendo del sistema generador de lluvia y la forma de recoger el escurrimiento superficial del área en estudio.
La capacidad de infiltración media en la cuenca Æ, se puede obtener con las mediciones de infiltrómetros en puntos representativos de las diferentes características del suelo de la cuenca.
Æ = (1 / Ac) Vi Ai
Donde:
Æ = capacidad de infiltración media de la cuenca (m/s)
Ac = área total de la cuenca (m2)
Vi = velocidad de infiltración obtenida con el infiltrómetro (m/s)
Ai = área con características similares a las del punto donde se midió Vi (m2)
Indice de infiltración media
El índice de infiltración media (Figura 2) está basado en la hipótesis de que para una tormenta con determinadas condiciones iniciales la cantidad de recarga en la cuenca permanece constante a través de toda la duración de la tormenta. Así, si se conoce el hietograma y el hidrograma de la tormenta, el índice de la infiltración media, ø, es la intensidad de lluvia sobre la cual, el volumen de lluvia es igual al del escurrimiento directo observado o lluvia en exceso.
Figura 2: Indice de infiltración media (ø )
Para obtener el índice ø se procede por tanteos suponiendo valores de él y deduciendo la lluvia en exceso del hietograma de la tormenta. Cuando esta lluvia en exceso sea igual a la registrada por el hidrograma, se conocerá el valor de ø.
Según la Figura 2, el valor correcto de ø se tendrá cuando:
= he
Donde:
= lluvia en exceso en el intervalo de tiempo deducido del hietograma ø de la tormenta
he = lluvia en exceso deducida del volumen de escurrimiento directo (Ved) entre el área de la cuenca (A).
Debe señalarse que como la lluvia varía con respecto al tiempo y el índice es
constante, cuando la variación de la lluvia en un cierto intervalo de tiempo sea menor que ø, se acepta que todo lo llovido se infiltró. El problema se presenta cuando se desea evaluar el volumen de infiltración, ya que si se evalúa a partir del índice ø se obtendrá por este hecho un volumen mayor que el real. Para calcular el volumen de infiltración real, se aplica la siguiente ecuación:
F = ( hp - he ) A
Donde:
F = volumen de infiltración (m3)
hp = altura de lluvia debida a la tormenta, la cual es la suma de los (mm)
he = altura de la lluvia en exceso (mm)
A = área de la cuenca (m2)
Obtención de la curva de capacidad de infiltración media
Si se tiene una serie de tormentas sucesivas en una cuenca pequeña y se dispone del hietograma e hidrograma correspondientes, es posible obtener la curva de la capacidad de infiltración aplicando el criterio de Horner y Lloys.
Del hietograma para cada tormenta, se obtiene la altura de lluvia hp y según el hidrograma, la lluvia en exceso, he, a que dio lugar. A continuación se calcula el volumen de infiltración F, expresado en lámina de agua, que es:
En la ecuación anterior hf debe dividirse entre el tiempo promedio en que ocurre la infiltración en toda la cuenca.
En este criterio se acepta que la infiltración media se inicia cuando empieza la lluvia en exceso y continúa durante un lapso después de que ésta termina. En este momento, si la tormenta cubre toda el área, la infiltración continúa en forma de capacidad e irá disminuyendo conforme el área de detección del escurrimiento disminuye. Horton considera que el periodo equivalente durante el cual el mismo
volumen de infiltración pasa, desde que la lluvia en exceso finaliza hasta que cesa el flujo sobre tierra, se puede detectar al analizar el hidrograma correspondiente.
Según lo anterior, el tiempo promedio en el que ocurre la capacidad de infiltración se expresa como:
Donde:
t = duración de la infiltración (h)
de = duración de la lluvia en exceso (h)
Δ t = periodo desde que termina la lluvia en exceso hasta que seca el flujo sobre tierra (h)
Por lo tanto, la capacidad de infiltración media será:
f = hf / t
Donde:
hf = altura de infiltración media (mm)
t = duración de la infiltración (h)
Una vez conocido el valor de f para cada tormenta, se lleva a una gráfica en el punto de cada periodo t. Al unir los puntos resultantes se obtiene la curva de capacidad de infiltración media.
Capacidad de infiltración en cuencas grandes
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, fa, que se tiene para una tormenta cualquiera.
Este criterio supone la disponibilidad de registros de lluvia suficientes 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 fa 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.
La estación pluviográfica recibe el nombre de estación base y las pluviométricas se llaman subestaciones. Con el fin de tener un criterio de cálculo general para la cuenca en estudio, conviene transformar a porcentajes la curva masa de la estación base. Una vez hecho estos cálculos, se suponen alturas de lluvia y a partir de la curva masa en porcentaje, se obtiene la variación respecto al tiempo. A continuación se proponen capacidades de infiltración media y se deduce cada altura de lluvia correspondiente a su lluvia en exceso.
Lo anterior permite obtener gráficas de alturas de lluvias totales contra alturas de lluvia en exceso para diferentes capacidades de infiltración media. Así, conocida la altura de precipitación media en la cuenca para la tormenta en estudio, y su correspondiente altura de lluvia en exceso a partir del hidrograma del escurrimiento directo es posible obtener su capacidad de infiltración media.
Este criterio es similar al del índice de infiltración media, sólo que ahora los tanteos se llevan a gráficas que en el caso de tener una tormenta con una duración grande es muy conveniente, ya que disminuye el tiempo de cálculo. Por otra parte, permite disponer de una gráfica que relaciona para cualquier tormenta
su lluvia en exceso, su lluvia total y su correspondiente capacidad de infiltración media.
Coeficiente de escurrimiento
Como sólo una parte del volumen llovido en una cuenca escurre hasta su salida, al considerar la expresión:
Q = Ce P
Donde:
Q = volumen de escurrimiento directo (m3)
Ce = coeficiente de escurrimiento (%)
P = volumen de lluvia (m3)
Se tiene en dicho coeficiente el valor representativo de aquellos factores. Si se conocen los volúmenes de escurrimiento y de lluvia, puede determinarse el volumen de infiltración, F, de la ecuación:
F = P - Q
Conviene recordar que en F están comprendidos desde pérdidas por retención superficial o intercepción de la vegetación y su evaporación, hasta los volúmenes que constituyen recarga de acuíferos una vez que se satisfizo la deficiencia de humedad del suelo.
Criterios en cuencas aforadas
Al tomar la lluvia como principal variable en cuencas aforadas y debido a que ni la capacidad de infiltración ni el coeficiente de escurrimiento pueden considerarse constantes, se busca una relación entre la lluvia y la infiltración de acuerdo con el
criterio del U.S. Soil Conservation Service (USSCS) según el cual la relación entre el coeficiente de escurrimiento Ce y la altura de precipitación total hp es:
donde S es un parámetro dado en las mismas unidades que hp (mm). De S se prueban distintos valores hasta encontrar el que hace mínima la variancia del error en el cálculo de Ce. Conocido el volumen de escurrimiento, por diferencia con el de precipitación se calcula el de infiltración.
3.7 Análisis de la Infiltración.
Cuando se realizan análisis areales, uno de los inconvenientes que se presentan es la determinación del estado de humedad del suelo, en el instante en que se produce la tormenta o precipitación, es por ello que se desconoce en que punto de la curva f-t, se encuentra nuestro suelo.
En el caso extremo de que la intensidad de la precipitación fuese siempre mayor que la capacidad de infiltración, se puede suponer que la curva es la capacidad de infiltración y descontarle a la intensidad de precipitación ese valor.
En el extremo opuesto, de que la intensidad de precipitación es menor que la capacidad de infiltración, toda la lluvia se transformará en infiltración y la curva tendrá un descenso más lento.
El trabajar con la curva de capacidad de infiltración es complicado, se toma un valor medio de infiltración y se supone que es un valor constante. Esto es válido cuando el objetivo es determinar la precipitación en exceso para la determinación de crecidas, donde la magnitud de la intensidad de precipitación normalmente es muy superior a la capacidad de infiltración, y donde la distribución de los excesos se afectan levemente al considerarla constante en el período.
Esta aproximación comienza a producir errores mayores, a medida que aumentan las pérdidas con respecto a las precipitaciones.
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 mediante 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.
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. 4
Lluvia neta o en exceso: Es la parte de la lluvia eficaz que efectivamente produce escurrimiento en forma directa.
UNIDAD 4. EVAPORACIÓN Y USO CONSUNTIVO
Desde el punto de vista de la ingeniería hidrológica es importante conocer:La cantidad de agua que se pierde en grandes depósitos (presas, lagos) o ensistemas de conducción.La cantidad de agua con que es necesario dotar a los distritos de riego, paradeterminar las fuentes y dimensiones de los sistemas de abastecimiento.
4.1 EVAPORACIÓN
Es el proceso por el cual el agua pasa del estado líquido en que se encuentra en los almacenamientos, conducciones y en el suelo (en las capas cercanas a su superficie), al estado gaseoso, y se transfiere a la atmósfera.
4.1.1 DESCRIPCIÓN DEL FENÓMENO
La evaporación se produce básicamente por el aumento de energía cinética queexperimentan las moléculas de agua cercanas a la superficie de un suelo húmedo o una masa de agua, producido por la radiación solar, el viento y las diferencias en presión de vapor.Este aumento de energía cinética provoca que algunas moléculas de agua “brinquen” de manera continua a la atmósfera. Al mismo tiempo, algunas de las moléculas, que ya se encuentran en la atmósfera, se condensan y regresan al cuerpo de agua. Lo que interesa en la ingeniería hidrológica es el flujo neto de partículas a la atmósfera, al cual se le denomina evaporación.
El intercambio de moléculas descrito se forma en una pequeña zona situada junto a la superficie del agua
La evaporación será igual a la cantidad de agua que logresalir de la zona de intercambio. Si ew es la presión de vapor existente en la zona de intercambio, ea es la presión de vapor del aire que se tiene en un momento dado y es la presión de vapor de saturación; se pueden presentar dos situaciones:
a) es > ew En este caso se produce evaporación mientras ea sea menor que ew.Cuando la presión de vapor del aire alcanza el valor de ew, deja de haber paso demoléculas de la zona de intercambio a la atmósfera, cesando la evaporación.
b) es < ew En este caso la evaporación cesa cuando ea alcanza el valor de es a pesarde aún existir un gradiente de presión de vapor entre la zona de intercambio y laatmósfera. A partir de ese momento comienza a invertirse el proceso y se producecondensación, dado que ea > es.
Zona de intercambio
En cualquier caso, la evaporación es proporcional al gradiente de presión de vapor entre la zona de intercambio y la atmósfera. Esto se conoce como Ley de Dalton.
4.1.2 Medición
La evaporación puede medirse por medio de un evaporímetro quebásicamente está formado por un recipiente en el que se coloca cierta cantidad de agua, y se mide, por lo general, diariamente, el cambio en el tirante.La altura de evaporación se mide mediante una regla graduada, colocada dentro
de un tubo aquietador. Los valores medidos deben corregirse sumándoles la altura de precipitación registrada (en el intervalo de tiempo), en la estación pluviométrica más cercana, generalmente situada en el mismo lugar que el evaporímetro.
Evaporímetro piche
Evaporímetro (clase A)
Aparato para medir la cantidad de agua que se evapora en la atmosfera en un intervalo detiempo dado. Se denomina también como atmómetro y es el término general paradenominar cualquier aparato que sirva para medir la evaporación.Las unidades son el ml o en ml de agua evaporada.
Evaporímetro de tanque
4.1.3 Determinación de la evaporación
La evaporación en los embalses, lagos, etc. No se puede medir directamente, como ocurre con la precipitación o el escurrimiento de un cauce, sino que es necesario estimarla aplicando uno o más de los métodos de acuerdo con los datos disponibles en cada caso.
Ecuaciones empíricas:
Existe una gran cantidad de ecuaciones empíricas, entre las cuales se pueden citar lasecuaciones de: Meyer, Horton, Lugeon, Rohwer, etc. La mayoría basadas en elplanteamiento aproximado de la Ley de Dalton.
4.2 MEDICION DE LA EVAPORCIÓN
Evaporación de superficies de agua libre. Se mide con los evaporímetros, también conocidos como atmómetros o atmidómetros. Son de 4 tipos:
Tanques de evaporación:
Tienen como principio común la medida del agua perdida por evaporación de un depósito de regulares dimensiones. Los distintos modelos se diferencian entre sí en tamaño, forma y ubicación en el terreno. Están concebidos para medir la evaporación en embalses o grandes lagos y en general se sitúan próximos a ellos. Generalmente con ellos se obtienen medidas superiores a la evaporación real por lo que precisan de correctores que dependen del modelo.
Hay varios tipos:
- Tanque clase A: Usado por el U.S. Weather Bureau. Depósito cilíndrico de chapa galvanizada con un diámetro de 120 cm y 25,4 cm de altura, instalado sobre un enrejado de madera, a unos 15 cm del suelo. El agua, previamente medida, debe mantenerse en días sucesivos entre dos señales a 20 y 17,5 cm del fondo del recipiente. La medición se realiza apoyando en un tubo de nivelación un tornillo micrométrico que tiene un extremo en forma de gancho cuya punta se enrasa con el nivel del agua.
El coeficiente de reducción aconsejado para pasar de las medidas del estanque a la evaporación real anual es 0,7, variando mensualmente el valor entre 0,6-0,8 (para regiones de EEUU).
Tanque enterrado: Hay varios tipos. El más extendido en EEUU es el tipo "Colorado". Tiene forma paralelepipédica con sección recta cuadrada de lado 0,91 m. La altura es de 0,46 m. Para instalarlo se hunde en el terreno, hasta que la boca queda 10 cm sobre él. Se procura que el agua de llenado enrase el terreno.
Los coeficientes de paso a evaporación real, en EEUU varían entre 0,75 y 0,85 con un valor medio anual ligeramente inferior a 0,8. Es decir reproduce algo mejor el fenómeno, pero tiene el inconveniente de recoger rebotes de gotas de lluvia que falsean las medidas.
- Tanque flotante: Este tipo de evaporímetro pretende acercarse más a las condiciones de la superficie evaporante real. El de uso más corriente en EEUU es el de tipo "Colorado". Se sitúa flotando sobre el embalse o río en observación, con los consiguientes problemas de amarraje y estabilidad.
Como coeficiente medio anual de paso a evaporación real, se emplea 0,8 (en EEUU). También en este tipo, puede haber falseo en las medidas debido al salpicado de gotas al interior por el oleaje de la superficie líquida real, especialmente en río y grandes lagos.
Evaporímetro “Clase A”
Evaporímetros de balanza
Es un pequeño depósito de 250 cm2 de sección y 35 mm de profundidad, lleno de agua e instalado sobre una balanza de tipo pesa-cartas, en la que se hacen lecturas sucesivas para medir la pérdida de peso. La pequeña dimensión del depósito hace que sus paredes influyan demasiado en la evaporación. Como ventaja principal tiene el hecho de que se puede usar como evaporígrafo, que permite llevar un registro continuo de la variación de la evaporación, si se le adaptan los adecuados elementos registradores.
Porcelanas porosas
Presentan al aire una esfera (Livingston) o un disco (Bellani) de porcelana porosa, en contacto con un depósito de agua que las alimenta ayudado por la presión atmosférica. Se utilizan fundamentalmente como aparatos de investigación, empleándose frecuentemente en estudios de transpiración.
Superficies de papel húmedo
Juegan un papel similar a las porcelanas porosas. El modelo más usado es elevaporímetro de Piché que se basa en la idea de humedecer permanentemente un papel expuesto al aire. El depósito humedecedor es un tubo graduado, que se coloca invertido con la boca libre hacia abajo. Esta se tapa con un papel secante sujeto por medio de una arandela metálica. La evaporación produce el secado del papel y una succión de agua del depósito. Se medie el descenso de agua en el tubo.
Evaporímetro de Piché.
Normalmente, el evaporímetro Piché se coloca en el interior de la garita meteorológica. Algunas correlaciones entre medidas en un evaporímetro Piché y en un estanque flotante, obligan a multiplicar las medidas Piché por 0,8 para
igualar las del estanque. Otros autores dan valores entre 0,45 y 0,60 para el mismo coeficiente. Realmente, este tipo de evaporímetro da grandes errores.
Medida de la evaporación desde suelos sin vegetación
-Estanques lisimétricos y lisímetros
-Parcelas experimentales
Ambos tipos se utilizan también para medir evapotranspiración cuando el suelo esté cubierto por vegetación.
4.3 USO CONSUNTIVO
Transpiración Es el agua que se despide en forma de vapor de las hojas de las plantas. Esta agua estomada por las plantas del suelo.EvapotranspiraciónEs la combinación de evaporación y transpiración.Uso consuntivoEs la combinación de la evapotranspiración y el agua que las plantas retienen para sunutrición. Esta última cantidad es pequeña en comparación con la evapotranspiración(aproximadamente representa sólo el 1 %), por lo que los términos evapotranspiración yuso consuntivo se usan como sinónimos.El conocimiento de la evapotranspiración o uso consuntivo es un factor determinante en eldiseño de sistemas de riego, incluyendo las obras de almacenamiento, conducción,distribución y drenaje. Especialmente, el volumen útil de una presa para abastecer unazona de riego, depende en gran medida del uso consuntivo.
Diagrama de zonas ecológicas considerando las magnitudes de precipitación y evapotranspiración
4.2.1 Factores que afectan el uso consuntivo
Temperatura.
Horas de sol.Tipo de cultivo.Duración del ciclo vegetativo.Temporada de siembra.Zona.
4.2.2 Determinación del uso consuntivo
En México se usan fundamentalmente dos métodos para el cálculo del uso consuntivo:
1. El método de Thorntwaite.2. El método de Blaney-Criddle.
Método de Thorntwaite
Este método, desarrollado en 1944, calcula el uso consuntivo mensual como una función de las temperaturas medias mensuales.
Método de Blaney-Criddle
En este método se toma en cuenta (además de la temperatura y las horas de sol diarias),el tipo de cultivo, la duración de su ciclo vegetativo, la temporada de siembra y la zona. El ciclo vegetativo de un cultivo es el tiempo que Si se requiere estimar la evapotranspiración durante un ciclo transcurre entre la siembra y la cosecha, y por supuesto, varía de cultivo a cultivo.
Unidad 5.- Avenidas máximas
5.1
Se define como avenida máxima al máximo caudal que se puede presentar a la
salida de una cuenca y siempre será consecuencia de una lluvia máxima. Se
define como lluvia máxima a la mayor altura de agua que meteorológicamente
puede darse durante un tiempo dado y en un periodo de tiempo fijado. A este
periodo de tiempo prefijado se le denomina periodo de retorno (T) que se define
como el promedio de año que ha de transcurrir para que se presente una sola vez
la lluvia máxima. Oscila entre 5 y 500 años, cumpliéndose que cuanto mayor es el
periodo de retorno, mayor es la altura de agua de la lluvia máxima.
Escurrimiento en cuencas no aforadas
La cuenca es un concepto geográfico e hidrológico que se define como el área de
la superficie terrestre por donde el agua de lluvia escurre y transita o drena a
través de una red de corrientes que fluyen hacia una corriente principal y por ésta
hacia un punto común de salida que puede ser un almacenamiento de agua
interior, como un lago, una laguna o el embalse de una presa, en cuyo caso se
llama cuenca endorreica. Cuando sus descargas llegan hasta el mar se les
denominan cuencas exorreicas.
Entendemos que cuenca no aforada es aquella que no ha sido medida calculada,
marcada oinvestigado con una precisión el caudal y como ende su escurrimiento
de esta misma, como tal hay métodos empiricospara hallar el escurrimiento neto
que se mencionara adelante.
Las oscilaciones manifestadas en el balance hídrico tienen incidencia directa
sobre el régimen hidrológico de los escurrimientos superficiales. No obstante, la
evidente correspondencia que vincula la precipitación con el caudal, está
determinada tanto por las condiciones físicas de la
cuenca como por el carácter de las lluvias. En ese sentido, los análisis de
correlaciones entre ambas variables resultan muy útiles para establecer el grado y
tipo de relación entre ambos parámetros.
5.1.1 metodos empíricos
5.1.1 Métodos empíricos
Existen diversos métodos para estimar la avenida máxima que puede producirse
en una cuenca. La mayoría de ellos son poco precisos ya que no tienen en cuenta
los parámetros relevantes como el clima, la pendiente, la forma de cuenca, etc.
* Dickens (1869)
Propuso la siguiente ecuación para calcular el caudal máximo:
Qm=6.9 S3/4
Donde:
Qm: Caudal máximo de salida de la cuenca como consecuencia de una lluvia
máxima (m3/s)
S: Superficie de la cuenca (Km2)
α: coeficiente de ajuste adimensional
* Gnaguillet
Propuso otra ecuación para calcular el caudal máximo con los mismos
parámetros:
Qm= 25 S5+ S
5.1.2 relaciones precipitación-escurrimiento
Las sequías son fenómenos esencialmente meteorológicos que se transmiten a
través de las componentes del ciclo hidrológico con posterioridad. Esta relación
de causalidad puede ser modelada en primera aproximación en forma lineal
mediante un modelo de función de transferencia.
Las características de estos modelos pueden aprovecharse para establecer
relaciones cualitativas entre los déficit de escurrimientos. La aplicación al caso
de la Cuenca Hidrográfica del Río Zaza con cierre en la Estación Hidrométrica
Paso Ventura evidencia estas relaciones.
Cuando la lluvia cae, las primeras gotas de agua son interceptadas por las hojas y
tallos de la vegetación. Esto se refiere generalmente como el almacenamiento de
interceptación. A medida que la lluvia continua, el agua llega a la superficie del
suelo se infiltra en el suelo hasta que llega a una etapa donde el índice de
precipitaciones (intensidad) es superior a la capacidad de infiltración del suelo. A
partir de entonces, la superficie de charcos, zanjas, y otras depresiones se llenan
(almacenamiento en las depresiones), tras lo cual se genera un escurrimiento. La
capacidad de infiltración del suelo depende de su textura y estructura, así como en
el suelo antecedente de humedad (lluvias anteriores o estación seca). La
capacidad inicial (de un suelo seco) es alta, pero, mientras la tormenta continua,
disminuye hasta que alcanza un valor constante denominado como la tasa de
infiltración final.
5.2 escurrimiento en cuencas aforadas
Escurrimientos en cuencas aforadas
El escurrimiento resultante de cualquier lluvia, depende de la distribución en
tiempo y espacio de ésta. Si la precipitación se concentra en la parte baja de la
cuenca, producirá caudales mayores, que los que se tendrían si tuviera lugar en la
parte alta, donde el efecto regulador de los caudales, y el retardo en la
concentración, se manifiesta en una disminución del caudal máximo de descarga.
Dirección y velocidad de la tormenta
La dirección y velocidad con que se desplaza la tormenta, respecto a la dirección
general del escurrimiento, en el sistema hidrográfico de la cuenca, tiene una
influencia notable en el caudal máximo resultante y en la duración del
escurrimiento superficial. En general, las tormentas que se mueven en el sentido
de la corriente, producen caudales de descarga mayores, que las que se
desplazan hacia la parte alta de la cuenca.
Otras condiciones meteorológicas
Aunque la lluvia es el factor más importante que afecta y determina la magnitud de
un escurrimiento, no es el único que debe considerarse. Existen condiciones
meteorológicas generales que influyen, aunque de una manera indirecta en el
escurrimiento superficial, como es el caso de la temperatura, la velocidad del
viento, la humedad relativa, la presión barométrica, etc.
5.2.1 hidrogramas unitarios
Un hidrograma es una gráfica continua tiempo contra gasto(volumen / unidad de
tiempo) producidopor una lluvia de cualquier magnitud para una duración
específica. Un hidrograma puede ser elresultado de un proceso de aforos en un
río.
El hidrograma es la “huella digital” de la cuenca y “captura” la relación
lluvia-escurrimiento en unacuenca y es el resultado de:
• Condiciones meteorológicas
• Condiciones fisiográficas, y,
• Condiciones de usos del suelo
Hidrograma en tiempo real igual a:Lluvia efectiva en tiepo real *hidrograma unitario
+flujo baseFactores climaticos que influyen en el hidrograma:
• Intensidad de la lluvia
• Duración de la lluvia
• Distribución espacial de la lluvia
sobre la cuenca
La mayor parte de los estudios y proyectos de obras de ingeniería civil incluyen el
dimensionamiento de elementos destinados a evacuar los caudales de avenida
evitando daños en lo proyectado, aguas arriba y aguas abajo. Aunque este tipo de
cálculos suelen adaptarse a una metodología común en sus aspectos básicos,
difieren notablemente en los datos e hipótesis de partida y en los parámetros de
diseño, con lo cual los resultados no siempre resultan homogéneos.
Como consecuencia de ello, algunos diseños quedan insuficientes para evacuar
los caudales producidos, creando cuellos de botella que generan problemas de
inundaciones.
En el otro extremo, otros diseños basados en hipótesis más conservadoras, dan
lugar a sobredimensionamientos que encarecen innecesariamente las obras de
drenaje.
El método del hidrograma unitario es uno de los métodos utilizados en hidrología,
para la determinación del caudal producido por una precipitación en una
determinada cuenca hidrográfica.
Si fuera posible que se produjeran dos lluvias idénticas sobre una cuenca
hidrográfica cuyas condiciones antes de la precipitación también fueran idénticas,
sería de esperarse que los hidrogramas correspondientes a las dos lluvias también
fueran iguales. Esta es la base del concepto de hidrograma unitario. En la realidad
es muy difícil que ocurran lluvias idénticas; esta pueden variar su duración; el
volumen precipitado; su distribución espacial; su intensidad.
Ilustración para el cálculo del hidrograma unitario.
Qtot Caudal registrado en la sección en estudio
Qbase sale de la curva ABC
En el ejemplo hdistribuido = 2.2 cm.
Un hidrograma unitario es un hidrograma (Q = f (t)) resultante de un escurrimiento
correspondiente a un volumen unitario (1 cm, mm, plg,... de lluvia por la cuenca)
proveniente de una lluvia con una determinada duración y determinadas
características de distribución en la cuenca hidrográfica. Se admite que los
hidrogramas de otras lluvias de duración y distribución semejantes presentarán el
mismo tiempo de base, y con ordenadas de caudales proporcionales al volumen
defluido.
Se puede construir un hidrograma unitario a partir de los datos de precipitación y
de caudales referentes a una lluvia de intensidad razonablemente uniforme y sin
implicaciones resultantes de lluvias anteriores o posteriores. El primer paso es la
separación del escurrimiento subterráneo del escurrimiento superficial directo. Se
calcula el volumen defluido (representada por el área ABCD de la figura) y se
determinan las ordenadas del hidrograma unitario dividiendo las ordenadas del
hidrograma directo, por la altura de escurrimiento distribuido sobre la
cuenca, hdistribuido, expresado en cm.
El hidrograma unitario resultante corresponde al volumen de un centímetro de
escurrimiento. El paso final es la selección de la duración específica de una lluvia,
con base en el análisis de los datos de la precipitación. Períodos de baja
intensidad de precipitación en el comienzo y al final de la lluvia deben ser
despreciados, ya que no contribuyen sustancialmente al escurrimiento.
5.3 CÁLCULO DEL GASTO MÁXIMO O DE LA AVENIDA MÁXIMA
En general la aplicación de la Hidrología Superficial en el diseño, construcción y
operación de una obra hidráulica, se puede resumir en encontrar la solución a las
siguientes tres cuestiones:
1ª De qué cantidad de agua se dispone en la corriente y cuáles son sus
propiedades físicas.
2ª Cuánto volumen de material sólido transporta la corriente.
3ª Cuál es la magnitud de las avenidas o crecidas en la corriente y cuándo se
presentan.
Es la tercera pregunta la más difícil de contestar, la que mayor información
requiere para ser evaluada y quizá, la más importante, sobre todo en obras o
estructuras hidráulicas cuyo fin sea dar paso o controlar el agua proveniente de
HIDROLOGÍA SUPERFICIAL
APUNTES G. B. P. M. Y J. A. R. C. 63 DE 115
tales avenidas. Son ejemplos de dichas estructuras: las obras de excedencias
(vertedores), en las presas de almacenamiento, control o derivación, los puentes y
alcantarillas, los diques de encauzamiento, los bordos de defensa, los sistemas
de drenaje urbano, agrícola y de aeropuertos, rectificación de cauces, etc.
Las citadas estructuras son comúnmente muy costosas y su falla por mal proyecto
causaría graves daños materiales, interrupción de los servicios públicos y quizá,
la pérdida de vidas humanas.
Por otra parte, los terrenos de las horillas de los ríos, generalmente fértiles, han
marcado una tendencia a cultivarlos y a construir viviendas e industrias en ellos,
ignorando o despreciando el riesgo de inundación y destrucción por las avenidas
poco frecuentes o máximas del río. A este respecto sería conveniente realizar la
rigurosa delimitación de los cauces de avenida y la construcción de obras de
defensa que eviten los daños.
Además conviene considerar que aunado al potencial de daños propio de las
avenidas originadas por los ciclones, se tiene la edificación en cauces y la invasión
de llanuras de inundación que restan capacidad de conducción y almacenamiento
a los ríos, originando remansos que aumentan las pérdidas por inundación y por
otra parte, en el diseño de puentes, bordos de protección y represas no se han
considerado en el pasado los efectos de estas obras en las avenidas.
De lo anterior, se deduce la gran importancia de un estudio amplio y racional de
las avenidas máximas probables de un río, en especial el cálculo y evolución de
las avenidas de proyecto en un embalse, en lo que respecta a la seguridad de
laobra y al efecto sobre la avenida, atenuándola.
ORIGEN DE LAS AVENIDAS.
En términos generales, las avenidas máximas se pueden clasificar de acuerdo a
las causas que las generan, en las tres clases siguientes:
1. Avenidas Máximas de Precipitaciones Líquidas.
2. Avenidas Máximas de Precipitaciones Sólidas.
3. Avenidas Máximas Mixtas y originadas por otras causas.
Las avenidas máximas del primer grupo son las más comunes y tienen, sobre
todo, como origen, tormentas extraordinarias por su intensidad, duración,
extensión y repetición. Al segundo grupo corresponden las avenidas cuyo origen
se debe a la fusión de la nieve y al almacenamiento y descongelación del hielo.
Dentro del tercer grupo están las avenidas que se engendran por efectos
simultáneos de las avenidas antes descritas y las originadas principalmente por
ruptura de presas naturales y artificiales y por la mala operación de las
compuertas de un embalse.
LAS AVENIDAS MÁXIMAS EN MÉXICO.
En la República Mexicana las avenidas máximas han sido originadas
generalmente por ciclones, ya que el país está situado de manera que es
afectado directa o indirectamente por los ciclones que tienen cuatro zonas
matrices o de origen (Figura 6.1), apareciendo en ellas con diferentes grados de
intensidad y aumentando ésta a medida que avanza la temporada de tales
HIDROLOGÍA SUPERFICIAL
APUNTES G. B. P. M. Y J. A. R. C. 64 DE 115
perturbaciones, cuya duración abarca del mes de mayo a la primera quincena del
mes de octubre.
Debido a lo anterior, México queda dentro del campo de influencia de los ciclones
extratropicales, presentándose lluvias intensas que originan inundaciones
periódicas y ocasionan graves problemas en las áreas rurales agrícolas, en los
centros de población y en las zonas industriales. Las grandes avenidas
provocadas por los ciclones ocurren en general en torno del mes de septiembre.
Los ciclones traen grandes beneficios sobre todo a la agricultura, pero también
originan avenidas que producen graves pérdidas económicas y algunas veces
pérdidas de vidas humanas, por lo cual se requieren programas de control de -
avenidas y de sus inundaciones en las zonas afectadas, programas que estarán
integrados por dos tipos de acciones:
a) Acciones de INFRAESTRUCTURA: es decir, obras cuya finalidad sea reducir y
controlar las avenidas, o bien, sólo brindar protección a las zonas inundables.
b) Acciones de PLANTACIÓN; cuyo objetivo es actuar antes de la presencia de la
avenida y que comprenden, predicción de avenidas, políticas de operación de
compuertas, manejo de cuencas, seguros contra inundaciones, etc.
En especial las acciones de infraestructura requieren de la estimación de las
avenidas máximas de la corriente, para el diseño y operación de las obras de
control y protección, lo anterior, tanto en cuencas grandes como en cuencas
pequeñas.
FACTORES QUE INFLUYEN EN LA FORMACIÓN DE LAS AVENIDAS.
Los variadísimos factores que influyen en la formación de una avenida, se pueden
agrupar de una manera general en los tres grupos siguientes:
a) Factores CLIMÁTICOS,
Fig. 6.1 HIDROLOGÍA SUPERFICIAL
APUNTES G. B. P. M. Y J. A. R. C. 65 DE 115
b) Factores GEOMORFOLÓGICOS,
c) Factores EXTRAHIDROLOGICOS y OBRAS ARTIFICIALES.
Dentro de los factores climáticos el más importante es sin duda la TORMENTA,
siendo las características de ella que se deben de tomar en cuenta, las siguientes:
tipo, duración, extensión y frecuencia o período de retorno, íntervienen además: la
situación y continentalidad de la cuenca y la orografía de la región.
Los otros factores climáticos son la INTERCEPCIÓN que se debe a la vegetación
y que es condicionada por el viento, ya que este impide la acumulación excesiva
del agua en las hojas; la INFILTRACIÓN que es función de los suelos y su
cobertura y de la geología de la cuenca y por último, la EVAPORACIÓN y la
TRANSPIRACIÓN.
En los factores geomorfológicos se incluyen todas las características de la cuenca
y su red de drenaje, como son: magnitud, orientación y forma de la cuenca;
longitudes, pendientes y secciones de los cauces; lagos y embalses en la cuenca.
Los factores extrahidrológicos son aquellos como los deslizamientos de laderas,
como es el caso de la presa Vajont en Italia (de la cual inclusive se hizo una
película figuras 6.2), formación de barreras naturales en ríos y los glaciales. Por
último, las obras artificiales en la cuenca, lógicamente modifican las avenidas,
pudiendo ser sus efectos positivos o negativos; dentro de las obras artificiales se
tienen: cultivos y bosques, puentes, embalses, encauzamientos, etc.
IMPORTANCIA DE LAS PREDICCIONES.
En la actualidad, la predicción hidrológica es uno de los aspectos más importantes
de la llamada Hidrología Aplicada.
Las predicciones hidrológicas son de vital importancia en conexión con la
regulación racional del escurrimiento normal y extraordinario (avenidas), el riego,
los suministros de agua potable y la generación de energía eléctrica. Los avisos o
predicción de avenidas son importantísimos en cualquier parte donde las
avenidas causan daños materiales a poblaciones urbanas, rurales y en la
construcción de obras hidráulicas y donde desorganizan las actividades normales
y amenazan la vida humana.
Por último, conviene destacar la gran importancia que tienen las predicciones de
avenidas, con el objeto de utilizar adecuadamente los volúmenes y planear la
política de operación de las compuertas para el mejor control. Por otra parte, la
evacuación de los gastos debe coordinarse con los desfogados por otros
embalses de la cuenca y con los ya circulantes en los tramos de río no controlado,
para que no se produzcan gastos superiores a los naturales, debido a la Figuras 6.
2.
CLASIFICACIÓN DE LAS PREDICCIONES HIDROLÓGICAS.
Las siguientes cuatro características fundamentales pueden ser utilizadas para
clasificar los métodos existentes de predicción y avisos hidrológicos, estas son:
a) Período cubierto por la predicción.
b) Elementos del régimen hidrológico que pronostica.
c) Métodos de predicción.
d) Propósito o finalidad de la predicción.
5.4 DETERMINACION DE LA AVENIDA MAXIMA
MÉTODOS DE ESTIMACIÓN DE LAS AVENIDAS MÁXIMAS.
Hasta hace poco, los esfuerzos para pronosticar avenidas centraban su interés
únicamente en la descarga máxima de la avenida, relacionando la ocurrencia del
gasto pico con los parámetros meteorológicos y fisiográficos de una cuenca. En la
actualidad se cuenta con métodos más completos que consideran la presencia de
distintas condiciones meteorológicas.
La principal utilidad de los métodos para la predicción de avenidas, radica en que
al tener una idea anticipada de las avenidas que están por ocurrir, es posible
aprovechar al máximo los mecanismos de control, como en el caso de presas. La
avenida que más interesa conocer para la protección de las obras hidráulicas y
asentamientos en los valles que atraviesa un río, es la máxima instantánea.
Se entiende por forma de la avenida, la distribución de los porcentajes respecto al
gasto máximo de los gastos correspondientes a los tiempos transcurridos a partir
del momento en que se inicia la avenida, el período de retorno (Tr), sirve para
conocer el gasto máximo con el cual se proyectarán las obras hidráulicas
mencionadas a lo largo del curso, eligiendo el período de retorno más adecuado
tomando en cuenta la vida útil de la obra, así como su aspecto económico.
Para la estimación de una avenida máxima se dispone de variadísimos métodos
de cálculo, mismos que pueden ser agrupados en términos generales en orden de
importancia creciente (garantía), como sigue:
Métodos Empíricos
Métodos Históricos.
Métodos de Correlación Hidrológica de Cuencas.
Métodos Estadísticos o Probabilísticos. HIDROLOGÍA SUPERFICIAL
Métodos Hidrológicos o de Relación Lluvia-Escurrimiento.
Cada uno de los métodos de estimación de las avenidas se describieron de forma
detallada en el capítulo 3 de éstos apuntes y a continuación solo se agregarán
algunos otros conceptos y métodos que sirven como referencia.
MÉTODOS EMPÍRICOS.
Quizá el más común de los métodos empíricos lo constituyan las llamadas
FORMULAS EMPÍRICAS, las cuales en la actualidad son utilizadas de forma
precautoria, debido principalmente a la existencia de otros procedimientos de
estimación de las avenidas máximas, que utilizan mayor información y toman en
cuenta un gran número de factores. Sin embargo, ante la escasez de datos para
estimar la avenida máxima en cuencas de pequeña extensión y poco pobladas, la
aplicación de las fórmulas empíricas permite conocer de una manera rápida el
orden de magnitud de tal avenida, sin tener que recurrir a la recopilación de datos
directos o esperar varios años para disponer de información hidrométrica. La
ventaja principal de la utilización de las fórmulas empíricas radica en la facilidad y
rapidez para estimar la magnitud de una avenida, pero sólo recomendándose su
uso en su forma original cuando:
a) Sus resultados han sido contrastados con datos reales en una determinada
cuenca o región.
b) Se desee representarle una manera fácil los resultados obtenidos con estudios
racionales de avenidas en un río o cuenca. Entendiéndose por estudio racional de
avenidas máximas el que utiliza suficientes datos reales de avenidas o aplica
diversos criterios de estimación para que con base a los resultados obtenidos, se
concluya el probable hidrograma de la avenida que se estima.
En general, el inconveniente principal de todas las Fórmulas Empíricas y de los
diversos métodos empíricos disponibles, es precisamente su EMPIRISMO y por lo
tanto, su falta de garantía, ya que su aplicación a cuencas distintas a aquellas en
las que fueron deducidas implica en algunos casos graves errores, debido a las
diferentes condiciones climatológicas, geológicas, morfológicas y geográficas de
las cuencas. La aplicación de los métodos empíricos nunca debe evitarse, pues
aunque su confiabilidad es escasa, por su rapidez de aplicación permiten definir el
orden de magnitud de la avenida que se estima. Los métodos empíricos de mayor
difusión se presentaron en el capítulo 3, indicando sus rangos de aplicabilidad son
los siguientes:
Los métodos empíricos de mayor aplicación son:
MÉTODO DE ENVOLVENTES
Creager obtuvo datos sobre avenidas máximas registradas en diferentes cuencas
del mundo y formó una gráfica como la de la figura 6.3, en la que relacionó el área
de la cuenca (A) con el gasto por unidad de área (q). En la gráfica trazó una
envolvente cuya ecuación resultó:
q= 1.303 {c (0.386)a }A−1
Donde:
α= 0.936
A0.048
HIDROLOGIA SUPERFICIAL
A= Área de la cuenca, en km2
Q= gasto máximo por unidad de área de la cuenca, en m3/seg/km2
Creager encontró que c = 100 para la envolvente de los datos con los que trabajó,
a la cual se le conoce como envolvente mundial. La extinta Secretaría de
Agricultura y Recursos Hidráulicos (SARH) calculó el valor de (c) para envolventes
regionales en la República Mexicana. Los valores correspondientes para las
regiones indicadas en la figura 6.4 se muestran en la tabla 6.2
Otro método similar es el propuesto por Lowry, cuya ecuación es:
q=CL
(A+259)0.85 (6.3)
donde:
CL= es el valor de la envolvente, que conforme a los estudios realizados por
Lowry, toma un valor de 3500 como mundial.
De manera similar para el método de Creager, la SARH encontró los valores de
CL (tabla 6.3), para las regiones hidrológicas de la figura 6.4 y en particular para el
estado de michoacan, que se muestra en la fig. 6.5.
Fórmulas Empíricas.
El inconveniente principal que presentan los resultados obtenidos de la aplicación
de las Fórmulas Empíricas, deriva del hecho de que éstas se están utilizando en
cuencas distintas a aquellas en las que fueron deducidas, por lo que sus
coeficientes deberían ser ajustados, lo cual resulta sumamente difícil. Sin
embargo, debido a la correlación que existe entre la magnitud de cuenca y el
gasto máximo, los resultados obtenidos con las Fórmulas Empíricas podrán servir
para acotar la magnitud de las Avenidas de Proyecto. En la Tabla 6.4, se presenta
un resumen de 15 fórmulas Empíricas de los diversos tipos que a continuación se
describen.
De preferencia se deben de utilizar todos aquellos que por sus restricciones,
puedan ser utilizados y de sus resultados, evidentemente diferentes y algunos
hasta absurdos, se concluirán los valores probables de las Avenidas de Proyecto,
ya que estos métodos sirven como un marco de referencia.
Las fórmulas empíricas pueden ser clasificadas en dos grandes grupos:
1) Fórmulas que incluyen el concepto de probabilidad. Se consideran las mejores,
por ejemplo Gete, Fuller, Creager, etc.
2) Fórmulas que no incluyen el concepto de probabilidad. Pudiéndose dividir en los
cuatro siguientes subgrupos:
2.a) Fórmulas de Función Monomia de la magnitud de cuenca:
Ǫ= CAn, por ejemplo Ryves, Valentini, Myer,etc.
2.b) Fórmulas de Función Sencilla de la magnitud de cuenca, es decir, de
la forma: Ǫ=[b
c+An + d]A, por ejemplo Pagliaro, Giandotti, Kuichling, etc.
En general sólo válidas para cuencas menores de 1,000 km2.
2.c). Fórmulas de Función Compleja de la magnitud de cuenca, por ejemplo
Creager, Hyderabad, Hoffman, etc.
2.d). Fórmulas en Función de la magnitud de cuenca y de la lluvia, por ejemplo
Possenti, Heras, etc.
