unidades hidrologia

ANÁLISIS DE HIDROGRAMAS

De acuerdo con lo visto en la unidad modular 4, un hidrograma es la representación gráfica del caudal contra el tiempo, definida por la intensidad, duración y distribución de la lluvia sobre la cuenca, factores que caracterizan la precipitación en una hoya y por lo tanto la forma del hidrograma.

Un hidrograma tiene la forma de una campana asimétrica con los siguientes puntos principales:

Figura 135. Forma del hidrogramaFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

Punto A

Señala el comienzo del hidrograma, punto donde empieza a aumentar el caudal en el momento en el que el nivel en la estación comienza a subir. Antes de este punto la fuente es alimentada por el agua subterránea.

Punto B

Marca el punto de inflexión entre la curva de concentración y la cresta del hidrograma señalando el comienzo de éste, está representada por la línea entre A y B. Quienes contribuyen a la alimentación del caudal son: agua subterránea (caudal base), escorrentía superficial directa y precipitación directa sobre el río; se estima que toda el área de la cuenca, sometida al aguacero, está aportando en el punto B.

Punto C

Corresponde al punto de máximo caudal que está localizado en la cresta del hidrograma, definido por el tramo entre B y D; en C toda la cuenca está aportando agua.

Punto D

Es un punto de inflexión que indica el inicio de la curva de descenso del hidrograma y representa el cese de la escorrentía superficial directa. Entre los puntos D y E el flujo subsuperficial y el agua subterránea conforman el caudal.

Punto E

Corresponde al punto que señala el comienzo de la curva de agotamiento que tiene un caudal compuesto por agua subterránea. Si la curva de agotamiento se mantiene, la fuente se denomina río perenne , si al terminar el aguacero el nivel freático está por debajo del fondo de la corriente (la curva cae a 0) es llamado río efímero; si presenta una variación en el nivel (cuando llueve el nivel freático está por encima del fondo y en época de estiaje baja) se le conoce como río intermitente.

BIBLIOGRAFÍA

APARICIO MIJARES, Francisco Javier. Fundamentos de Hidrología de Superficie. México D.F.: Limusa, 1997, 303 p.

CHOW, Ven Te, MAIDMENT, David. Hidrología Aplicada. Santafé de Bogotá: Mc Graw Hill, 1994, 584 p.

JIMENEZ ESCOBAR, Henry. Hidrología básica I. Cali: Universidad del Valle, 1992, 188 p.

LINSLEY, Ray, KOHLER, Max, PAULUS, Joseph. Hidrología para Ingenieros. Bogotá: Mc Graw Hill, 1977, 386p.

MATERÓN MUÑOZ, Hernán. Hidrología básica II. Cali: Universidad del Valle, 1992, 188 p.

MICROSOFT. Encarta 98. Estados Unidos de Norteamérica: Microsoft, 1998.

MONSALVE SÁENZ, Germán. Hidrología en la Ingeniería. 1ª edición. Santafé de Bogotá Colombia: Escuela Colombiana de Ingeniería, Julio 1995, 358 p.

SILVA MEDINA, Gustavo. Hidrología Básica. Universidad Nacional Facultad de Ingeniería.

CARACTERÍSTICAS DE UNA CUENCA

Divisorias de Aguas

Son las líneas encargadas de marcar las fronteras de una hoya, son los límites que encaminan el agua de escorrentía desde las partes altas hasta los valles. La divisoria une los puntos de altura máxima entre cuencas que permiten separar corrientes de drenaje y áreas aferentes contiguas a una fuente principal.

Existen dos clases de divisorias:

Divisoria topográfica

Define el área de drenaje de una cuenca, a ésta nos referiremos en ésta unidad modular.

Divisoria freática o subterránea

Establece los límites de los embalses de agua subterránea y varía con la posición del nivel freático.

Figura 122. Divisoria de aguasFuente (http://icc.ucv.cl/ooss/agua)

En algunos casos, la divisoria topográfica no coincide con la divisoria freática, que es la que fija los contornos del área que contribuye con agua subterránea a cada vertiente.

Las características principales de una cuenca se refieren a aspectos morfológicos o fisiográficos y a la capacidad de la cuenca para almacenar agua en forma superficial o subterránea.

Área (A)

El área de una cuenca corresponde a la superficie encerrada por línea de la divisoria topográfica. Se debe medir con la mayor precisión posible, preferiblemente con planímetro. Sus unidades son kilómetros cuadrados, Km2.

Longitud (L)

La longitud de una cuenca se determina con la línea de la corriente principal desde el nacimiento del río hasta el punto donde se va a realizar el análisis (estación), teniendo en cuenta las irregularidades y curvas del río, luego sé abscisa de tal modo que la longitud total medida represente de la mejor manera posible el desarrollo lineal de la corriente. La longitud se calcula con la siguiente expresión:

(5.1)

Donde

L Longitud de la cuenca en km

l Longitud de la corriente principal en km

Dl Lo que le hace falta a la corriente principal para llegar a la divisoria de aguas en km

Figura 123. Fisiografía de la cuenca

Ancho de la cuenca

Se define como la relación entre el área de la cuenca y su longitud, está dada por la siguiente ecuación:

(5.2)

Donde

W Ancho de la cuenca en km

A Área de la cuenca en km2


Forma

Representa la geometría de la cuenca; puede ser redondeada, irregular o alargada y como en la figura 123 es parecida a una hoja.

Los siguientes son los factores más usados:

Factor de forma

Se define como la relación entre el ancho y la longitud de la cuenca.

(5.3)

Donde el factor de forma (F), es adimensional.

Índice de compacidad (Kc)

Compara la forma de la cuenca con la de una circunferencia ( cuyo círculo tiene la misma área de la hoya en estudio), se calcula con la siguiente expresión:

(5.4)

Donde

Kc Índice de compacidad, es adimensional

P Perímetro de la cuenca en km

Pc Perímetro de la circunferencia en km

rr Radio de la circunferencia en km

(5.5)

Donde

r Radio de la circunferencia en km


Reemplazando:

(5.6)

Tabla 35. Clasificación de valores de Kc según la forma de la cuencaFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar, p. 21)

En cuencas alargadas el factor de forma (F) es menor que 1 y el índice de compacidad (Kc) es mayor que 1; cuando F y Kc son cada uno iguales a 1, la forma de la cuenca es aproximadamente circular.

Pendiente del cauce (S)

Se refiere a la pendiente de la corriente principal, partiendo de un perfil topográfico del río principal se puede estimar por los siguientes métodos:

(5.7)

Figura 124. Perfil de un ríoFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Para determinar la pendiente media para toda la longitud del río entre su nacimiento y el punto donde se está haciendo el estudio, tramo A-B de la figura 125, lo más conveniente es dividir la longitud A-B en "n" tramos iguales y aplicar la fórmula de Taylor:

Figura 125. Longitud y pendiente de una cuenca

Ecuación de Chezy

(5.8)

Donde

V Velocidad (L / t) en km/s

K Constante de Chezy

S Pendiente del cauce

R Radio hidráulico (unitario = 1)

De esta forma se tiene que:

(5.9)

(5.10)

Igualando las ecuaciones 5.9 y 5.10 se tiene:

(5.11)

Entonces:

Fórmula de Taylor (5.12)

Altura media de la cuenca

Esta característica se determina a partir de la "curva hipsométrica", La curva representa la distribución de zonas altas, medias y bajas en la cuenca y, usualmente se emplea en conjunto con los registros pluviométricos para sectorizar zonas de diferente pluviosidad y para estimar las relaciones elevación vs pluviosidad en la cuenca. La elevación media de la cuenca corresponde a la cota fijada por la altura del rectángulo que tiene la misma base y la misma área que la curva hipsométrica. (Silva Medina, 1992, p.59).

Figura 126. Curva hipsométricaFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Tiempo de concentración (Tc)

Figura 127. Tiempo de concentración de una cuenca

Es el tiempo que demora una gota de lluvia desde la divisoria de aguas hasta la salida de la cuenca por el camino más largo en forma de flujo superficial.

De acuerdo con la figura del perfil del río, es necesario tener en cuenta el cambio de pendiente, pues a mayor pendiente el tiempo de concentración es menor por lo tanto:

(5.13)

Pero

(5.14)

Donde

Ta Corresponde a un terreno con pendiente fuerte en horas

Tb Corresponde a un terreno con pendiente media y así sucesivamente en horas

(5.15)

Otra fórmula para determinar el tiempo de concentración en cuencas pequeñas con fuerte pendiente d Ramser Kirpich es la siguiente:

(5.16)

Donde

Tc Tiempo de concentración en horas


S Pendiente del cauce

COMPONENTES DEL HIDROGRAMA

Los caudales componentes del hidrograma se clasifican en: escorrentia superficial directa (ESD); flujo superficial (FSS) y flujo subterráneo.

Figura 136. Componentes del hidrogramaFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Las componentes del hidrograma se analizan por separado ya que cada una recibe diferentes aportes de agua, lo cual hace variar su volumen.

A continuación se relacionan los métodos más utilizados para separar los componentes de un hidrograma:

Método de la línea recta

En este método se une con una línea recta los puntos A y E, el área bajo dicha recta representa el aporte de agua subterránea y el área comprendida entre la curva del hidrograma y la recta corresponde a la escorrentía superficial total. El volumen de agua de cada región se determina usando un planímetro.

Figura 137. Método de línea recta

Método de las dos líneas rectas

Consiste en trazar una vertical que pasa por el punto C, a partir del punto A se traza una prolongación de la curva hasta que corte con dicha vertical, desde el punto de intersección anterior se traza una recta hasta el punto E.

Figura 138. Método de las dos líneas rectasFuente (Hidrología básica II, Hernán Materón Muñoz)

Método de la línea curva

En éste caso se construye una curva que es tangente a los puntos A y E.

Figura 139. Método de la línea curvaFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Determinación de la curva de agotamiento

La curva DE se ajusta a la siguiente ecuación:

(5.20)

Donde

Q Caudal para el tiempo t en m3/s

Qo Caudal para el tiempo to en m3/s

k Constante que depende del caudal y de la cuenca

t Tiempo en seg

Figura 140. Curva de agotamiento

Aplicando logaritmos y realizando las respectivas operaciones en la ecuación anterior se tiene que:

(5.21)

CUENCA

Se define como el área de la superficie terrestre drenada hacia un único sistema fluvial, es un colector natural encargado de evacuar el agua proveniente de la lluvia en forma de escurrimiento, donde se producen pérdidas o desplazamiento de agua fuera de la cuenca por causa de la infiltración y de la evapotranspiración. Sus límites están formados por las divisorias de aguas que la separan de zonas adyacentes pertenecientes a otras cuencas.

Figura 119. CuencaFuente (www.mirio.com)

La cuenca se denomina también hoya hidrográfica, es un área física debidamente delimitada, en donde las aguas superficiales y subterráneas vierten a una red natural mediante uno o varios cauces de caudal continuo o intermitente, que confluyen en un río principal, en un depósito natural de aguas, o directamente al mar, lo cual puede considerarse como un sistema de drenaje. La cuenca hidrográfica consta de las siguientes partes:

Área de capacitación o zona productora de agua conformada por las partes altas de las montañas. En estas zonas es de vital importancia la conservación de los bosques, pues son éstos los reguladores del agua.

Área de vertimiento conformada por las partes medias de las montañas, colinas o cerros. En esta zona se pueden apreciar las quebradas y arroyos.

Área de confluencia o zona receptora de agua conformada por las partes bajas de las montañas. En este sector se unen las quebradas y arroyos en torno a un río principal. (www.mirio.gov.co/mrnch.htm)

El tamaño y forma de una cuenca viene determinado generalmente por las condiciones geológicas del terreno. El patrón y densidad de las corrientes que drenan este territorio no sólo dependen de su estructura geológica, sino también del relieve de la superficie terrestre, el clima, el tipo de suelo, la vegetación y cada vez en mayor medida, de las repercusiones de la acción humana como es la construcción de obras hidráulicas. Desde el punto de vista de la salida del agua de la cuenca, existen fundamentalmente dos tipos de hoya:

Endorreicas

El punto de salida está dentro de los límites de la cuenca y generalmente es un lago.

Figura 120. Cuenca endorreica

Exorreicas

El punto de salida se encuentra en los límites de la cuenca y está en otra corriente o en el mar.

Figura 121. Cuenca exorreica

DETERMINACIÓN DEL VOLUMEN INFILTRADO

En ocasiones interesa más que la intensidad de infiltración, un valor global del volumen de agua infiltrado en períodos de tiempo largos, como un año, que es en definitiva, el que permite estimar, racionalmente, cual debe ser la explotación de los recursos de agua subterránea, sin disminución de las reservas o analizar a que velocidad se irán agotando estas.

Para estimar la infiltración en una cuenca se relacionan los componentes del ciclo hidrológico mediante la siguiente ecuación (ver figura 134):

(5.19)

Donde

P Precipitación media de la cuenca en mm/año

ETR Evapotranspiración media en mm/año

Ed Escurrimiento directo = ESD + FSS en m3/año

I Infiltración en m3/año

ESD Escurrimiento superficial directo en m3/año

FSS Flujo subsuperficial en m3/año

Figura 134. La infiltración en el ciclo hidrológicoFuente: www.saguapac.com.bo

Ejemplo de Aplicación 5.1

Calcular la infiltración de la cuenca que tiene los siguientes datos:

P 733.6 mm/año

A 396.94 km2

ETR 477.4 mm/año

Qmedio 1.43 m3/s

Ed 0.705 x Qmedio

Solución

Del caudal medio de 1.43 m3/s el 29.5% corresponde al flujo base y el porcentaje restante (70.5%) al flujo directo, análisis que se efectuó utilizando hidrogramas.

Ed = 1,43 m3/s x 0.705 x 31.536.000 seg/año = 31.793.018m3/año

Reemplazando en la ecuación 5.19 se tiene:

I P - ETR - Ed

I 69.903.010 m3/año

A su vez la infiltración (I), esta compuesta por las siguientes partes:

I Hs + FSS + AST

Hs Volumen de agua que se almacena como humedad del suelo

FSS El flujo subsuperficial fue evaluado y se tiene en cuenta dentro del escurrimiento directo, el volumen calculado como infiltración corresponde a la recarga, disminuida en un pequeño porcentaje que se pierde con el agua que se almacena como humedad del suelo.

AST agua subterránea total = AS + ASP

AS agua subterránea que alimenta al río a mediano y a largo plazo

ASP Volumen de agua que llega hasta el deposito subterráneo y entra a formar parte de él. Es lo que se llama recarga.

DETERMINACIÓN DE LOS ÍNDICES REGIONALES DE INFILTRACIÓN

La capacidad potencial del suelo para absorber agua lluvia se llama "capacidad de infiltración", se expresa en las mismas unidades de intensidad de la lluvia (mm/hora) y se designa por la letra F.

La capacidad de infiltración se puede determinar de diversas formas:

Utilizando curvas de infiltración

Se obtienen de ensayos de campo, que se efectúan con unos aparatos normalizados llamados "infiltrómetros". Los resultados de estos ensayos son puntuales y sólo son representativos en áreas de poca extensión y suelo homogéneo.

A través de los índices de infiltración

Su determinación se realiza con base en el hidrograma y se procede de la siguiente forma:

Se selecciona el periodo de pérdida inicial teniendo en cuenta las características de la cuenca y las lluvias caídas en días anteriores.

El hietograma de la hoya es dividido con la recta BB de tal forma que el área por encima de dicha línea corresponda a la ESD (calculada por el método de separación de las componentes del hidrograma).

El área por debajo de la recta BB corresponde a la pérdida ( L) en el periodo (ta), así que el índice de pérdida (φ ) será:

(5.17)

donde L está en mm y ta en horas.

Figura 133. Índice de infiltración

A partir de los análisis de hidrogramas que se registran en la salida de la cuenca. Se utiliza cuando se trata de determinar las características de la infiltración de una cuenca.

Por medio de la siguiente ecuación:

(5.18)

Donde

ff Capacidad de infiltración en mm/h

t Tiempo en minutos

e Base de logaritmos neperianos (e = 2.7182)

DISTRIBUCIÓN DE LA PRECIPITACIÓN EN EL SUELO

La capacidad de infiltración se encuentra afectada por diversos factores, entre los cuales los más importantes son:

Figura 130. InfiltraciónFuente (http:/icc.ucv.cl/ooss/agua)

Intercepción

La intercepción se refiere al volumen de agua lluvia que no alcanza a llegar a la superficie terrestre porque cae sobre edificaciones, plantas, etc., y de allí se evapora.

Retención superficial

Es la parte del volumen de agua lluvia que se almacena en depresiones del terreno y luego se evapora.

Infiltración

Como se definió es el proceso por el cual el agua que se mueve sobre la superficie del suelo percola hacia el interior de la tierra. Este proceso se ve afectado por tres factores:

Humedad del suelo

Comprende el volumen de agua que se infiltra y es removida por las raíces de las plantas o por evaporación antes de alcanzar el nivel freático. Este factor se mueve dentro del medio poroso principalmente en dos direcciones:

Paralelo a la superficie en forma subsuperficial

Vertical hasta encontrar una capa con baja permeabilidad o un depósito subterráneo de agua

El suelo tiene la propiedad de almacenar el agua en forma capilar y pelicular, de modo que a medida que se presenta la percolación, satisfacen de humedad las capas de suelo por las que está pasando, dichas formas de humedad son:

Humedad higroscópica

Es aquella que se adhiere firmemente a la superficie de las partículas de suelo firmemente formando una película delgada que no es suficiente para satisfacer el grado de humedad que requieren las plantas.

Humedad capilar

Es una porción pequeña de agua que sube de la zona saturada por capilaridad a través de los poros al suelo no saturado y constituye la fuente primordial de suministro para la vegetación.

Humedad gravitacional

Constituye el agua que se mueve en forma vertical desde la superficie hasta la zona saturada por acción de la gravedad y permanece un tiempo corto en el suelo.

Figura 131. Humedad en el suelo

En función de la ubicación que tenga el agua en el terreno, se definen en éste, distintas zonas que pueden clasificarse como:

Zona de aireación

Esta zona no está saturada y sus huecos pueden estar llenos de aire y agua. Se distinguen en esta zona:

Área de evapotranspiración

Es la zona superior y está limitada por la superficie del terreno. En ella se produce una evapotranspiración que da lugar a alteraciones de las características del terreno. La cantidad de agua que contiene puede ser mayor o menor que el coeficiente de retención específica.

Área de retención

El agua que existe en esta zona es agua de retención, y no tiene conexión con la de las zonas inferiores.

Franja capilar

En ella el grado de saturación disminuye en forma continua de abajo hacia arriba. El agua que contiene es de los tipos capilar aislada y capilar continua, siendo esta última la específica de esta zona.

El agua capilar aislada es la que queda suspendida en el terreno sin conexión con el agua de gravedad. Por el contrario, el agua capilar continua forma parte del agua de gravedad, debido a esto, cuando baja el nivel freático, bajará la franja capilar y viceversa.

Zona de saturación

Esta zona está totalmente saturada de agua y el agua que contiene es agua de gravedad. Debajo de esta zona existirá una capa de terreno impermeable que retendrá el agua.

La parte superior de esta zona, superficie de saturación, a la presión atmosférica, recibe el nombre de nivel freático.

Todo lo anterior se ha contemplado desde un punto de vista estático, considerando una columna de terreno dividida en zonas.

Figura 132. El agua en el terrenoFuente (www.yahoo.com)

Flujo subsuperficial (FSS)

Es aquel volumen de agua percolada que no es retenida por el suelo y que fluye por el medio poroso casi en forma paralela a la superficie del terreno.

Agua subterránea

Es el volumen de agua que alimenta un depósito subterráneo que se halla en una capa impermeable y que está separada del suelo por el nivel freático.

Escorrentía superficial directa

Es el agua que recorre la superficie terrestre y que no alcanza a ser infiltrada.

FACTORES QUE AFECTAN LA CAPACIDAD DE INFILTRACIÓN

Topografía del terreno.

Tipo de suelo (permeabilidad).

Contenido de humedad.

Cobertura vegetal.

Temperatura del suelo y condiciones del contorno Contenido de materia orgánica.

Características del fluido.

FORMACIÓN DE LAS CUENCAS DE DRENAJE

Las cuencas son el resultado de la erosión de la superficie terrestre causada por el agua.

El grado de erosión sobre el terreno depende de la dureza de los suelos que están sometidos a la acción del agua, dando lugar a la existencia de zonas bajas que se forman sobre rocas 6 y zonas altas con rocas resistentes a la erosión.

INFILTRACIÓN

Se define como el proceso por el cual el agua penetra en el suelo a través de la superficie de la tierra y queda retenido por él o llega hasta las capas inferiores, hasta alcanzar un nivel acuífero, incrementando el volumen acumulado anteriormente.

La cantidad de agua de infiltración que un suelo puede recibir depende de la intensidad y duración de la lluvia y de factores que afectan el estado del suelo como: compactación, presencia de grietas, contenido de humedad, etc.

Figura 129. Distribución de la precipitación en el suelo

ORDEN DE CORRIENTES

Es la forma de clasificar los distintos cauces que toman un determinado valor en una hoya de acuerdo al grado de bifurcación fue desarrollado a principios de la década de 1940 por el ingeniero hidráulico e hidrólogo americano Robert Horton, quien consideró las corrientes de primer orden como aquellas que portan aguas de nacimientos y no tienen afluentes. Las de segundo orden son resultado de la unión de dos o más corrientes de primer orden y así sucesivamente.

Figura 128. Orden de corrientesFuente (Microsoft, encarta 99)

PARTES DE LA CUENCA

Se pueden distinguir tres partes diferentes:

Recepción o parte alta

Presenta mayor pendiente y vegetación boscosa. En esta zona es más factible la presencia de erosión regresiva que genera derrumbes.

Garganta

Es el paso de la parte alta a los valles. Presenta el estrechamiento de la corriente principal.

Valle o lecho

Debido al arrastre de material por el río principal se forman abanicos variando su cauce y presentando erosión acelerada por las crecientes.

PATRONES DE DRENAJE

Cuando la escorrentía se concentra, la superficie terrestre se erosiona creando un canal. Los canales de drenaje forman una red que recoge las aguas de toda la cuenca y las vierten en un único río que se halla en la desembocadura de la cuenca. El clima y el relieve del suelo influyen en el patrón de la red, pero la estructura geológica subyacente suele ser el factor más relevante.

La clasificación de los principales patrones incluye las siguientes redes: dendríticas (en forma de árbol), enrejadas, paralelas, rectangulares, radiales y anulares.

Las cuencas tienen diferentes características fisiográficas que afectan su respuesta. Éstas son: divisorias, área, longitud, ancho, forma, pendiente del cauce, altura media de la cuenca, tiempo de concentración.

AFORO

Todos los mecanismos de aforo se basan generalmente en la ecuación de continuidad; la selección del método está en función de las necesidades técnicas y de la naturaleza de la corriente que se desea medir; cada procedimiento tiene sus alcances y limitaciones, de acuerdo a ésto se tendrá un nivel de calidad en las observaciones realizadas. (Materón Muñoz, 1985, p. 61)

Aforo Volumétrico

este método se utiliza en corrientes de pequeños caudales y consiste en llenar un recipiente de volumen conocido que está puesto en el río, en un periodo de tiempo reducido; el caudal se determina con la siguiente expresión:

(4.1)

Donde

Q Caudal en m3/s o l/s

∀ Volumen captado en m3 o litros

t Tiempo empleado en segundos para captar el caudal

Aforo con vertederos, orificios o canaletas

se coloca una de estas estructuras en posición transversal a la corriente y el caudal se determina con la ecuación de patronamiento según sea el caso, dicha expresión tiene la forma:

(4.2)

Donde

Q Caudal en m3/s o l/s

K y n Son coeficientes adimensionales que varían según la estructura a utilizar

H Es un nivel característico, aguas arriba del medidor, en m

Vertedero

Consiste en una abertura a través de la cual el agua fluye tranquilamente; las formas más usuales se indican en el cuadro siguiente:

Rectangular

(4.3)

Donde

Q Caudal en m3/s

C 1.8

L Longitud del vertedero en m

H Altura de la lámina de agua en m

Figura 98. Vertedero rectangular

Triangular

Figura 99. Vertedero triangular

(4.4)

Donde

Q Caudal en m3/s

C 1.4

α Ángulo que forma un lado del vertedero con la vertical

H Altura de la lámina de agua en m

Orificios

consisten en una abertura de forma regular por donde pasa toda el caudal a sección llena. Aguas arriba del orificio o del mecanismo donde se encuentra éste, la corriente debe tener una cota superior para que el agua fluya normalmente. Las formas más usadas son:

Circular

Figura 100. Orificio circular

(4.5)

Donde

Q Caudal en m3/s

Cd Coeficiente de descarga » 0.61

A Área del orificio en m2

g Aceleración de la gravedad en m/s2

H Carga medida desde la superficie del agua hasta el centro del orificio en m

Rectangular

Figura 101. Orificio rectangular

(4.6)

Donde

Q Caudal en m3/s

Cd Coeficiente de descarga » 0.61

L Ancho del orificio en m

g Aceleración de la gravedad en m/s2

H1 Carga medida desde la superficie del agua hasta la cresta del orificio.

H2 Carga medida desde la superficie del agua hasta la base del orificio en m

Canaletas

La canaleta Parshall está formada por tres secciones: una sección convergente (contracción) en la entrada, en la parte central tiene una garganta y a la salida tiene una sección divergente (expansión). Para que la canaleta Parshall trabaje como aforador es necesario que Ha sea mayor que Hb. Ver figura 102.

Figura 102. Canaleta Parshall

El caudal se determina de acuerdo con el tamaño del aforador, ver Tabla 31

Aforador con Trazadores

este método se refiere a la introducción de una concentración conocida de sales, isótopos radiactivos o colorantes aguas arriba del sitio de aforo, donde se aplica un caudal constante (q) de la sustancia utilizando una bomba de inyección y con una concentración C1; a la distancia mínima que dependiendo del caudal provisionalmente se puede asumir de 200 m aguas abajo de su aplicación, se mide la concentración C2 que lleva la corriente en ese punto. El caudal se determina con la siguiente fórmula:

(4.7)

Donde

Q Caudal que lleva la corriente en m3/s

q Caudal del trazador que inyecta la bomba en m3/s

C1 Concentración del trazador inyectado a la fuente por la bomba en kg/s

C2 Concentración final del trazador aguas abajo de la fuente en kg/s

C0 Concentración inicial de trazador que puede llevar la corriente de agua antes de la inyección en kg/s

Para hallar la concentración del trazador en el punto donde se está realizando el aforo, se recomienda aplicar una sustancia colorante para definir el momento en que se pueden tomar las muestras de agua que deben ser llevadas al laboratorio.


En una corriente se está introduciendo solución salina al 75 % de concentración con una bomba que produce 85 litros por minuto; 350 m más abajo del punto donde se deposita la solución, se toma una muestra de agua que contiene sal al 0.35% de concentración; cuál sería el caudal del río en ese momento?

C0 = 0%

C1 = 75%

C2 = 0.35%

Aforo con molinete

Los correntómetros o molinetes son aparatos mecánicos que giran sobre un eje horizontal o vertical y miden la velocidad puntual de una corriente en una sección determinada; la velocidad angular de éstos equipos depende de la velocidad lineal del agua en el punto donde se está midiendo.

Figura 103. MolineteFuente (Hidrología para ingenieros, Linsley, Kohler y Paulus)

Para realizar un aforo con molinete se debe proceder así:

a. Se divide la sección transversal del río en franjas (f) como se muestra en la figura 104, y el ancho de franja se determina de acuerdo con la tabla 32.

Figura 104. Sección de aforo y determinación de franjas

Tabla 32. Anchos de franja recomendados para el aforo, según el ancho de la corriente a aforarFuente (Hidrología Básica II, 1985, p.91)

b. El total del caudal que pasa por la sección que se está aforando es igual a la sumatoria de los caudales que pasan por cada franja.

(4.8)

Donde qi representa el caudal que pasa por cada franja

Figura 105. Sección de aforo, caudal total y caudales parciales

c. A partir de la ecuación de continuidad se puede estimar el caudal parcial de cada franja, así:

(4.9)

Donde

qi Caudal que pasa por la franja en m3/s

vi Velocidad promedia del agua en esa franja en m/s

ai Área de la franja en m2

d. La velocidad promedia del agua (vi), en cada franja, se determina de la siguiente forma:

En la franja se traza una vertical por el punto medio donde la profundidad es hi.

Si la profundidad es menor que 60 cm se debe colocar el molinete a 0.40hi medido desde el fondo y se toma la velocidad, esa correspondería a (vi).

Cuando la profundidad sea mayor a 60 cm, se toman dos puntos sobre la vertical donde es leída (vi) a 0.2hi y 0.8hi y se aplica la siguiente ecuación:

(4.10)

El caudal total se determina mediante la sumatoria de los caudales parciales como se mencionó anteriormente.

e. La velocidad en cualquier punto de una vertical, se calcula mediante la ecuación:

(4.11)

Donde

V Velocidad media del agua en el punto de interés obtenida con el molinete y expresada en m/s

a y b Constantes propias del molinete suministradas por el fabricante en donde (a) es el paso del molinete y (b) es la velocidad mínima para que pase el molinete

Aforo con flotadores

este método se emplea cuando la corriente es turbulenta y la medición no requiere de mucha precisión; se usa en ocasiones para comprobar los valores obtenidos con los otros procedimientos. Para medir el caudal de un río el procedimiento será:

Se selecciona el tramo lo más recto y parejo posible

Se mide la longitud (L), se halla la sección transversal (A) y el perímetro mojado (P)

Se prepara el flotador (botellas, balones, bolas de icopor, madera, etc.)

Se coloca el flotador algunos metros antes del tramo elegido y se toma el tiempo (con un cronómetro) que utiliza para atravesarlo.

Se determina la velocidad superficial del flujo (Vs) con la siguiente relación:

(4.12)

Donde

Vs Velocidad superficial del flujo en m/s

L Longitud del tramo en m

t Tiempo cronometrado para recorrer el tramo en seg

Figura 106. Aforo con flotadores

Se calcula el radio hidráulico R = A / P

Donde

R Radio hidráulico en m

A Sección transversal o área húmeda en m2

P Perímetro húmedo en m

Calcular el coeficiente de flotación (C) con base en el valor de (R) obtenido en el paso anterior y la rugosidad del material que compone la corriente

Tabla 33. Coeficientes de flotación ©Fuente (Hidrología Básica II, Hernán Materón Muñoz, p. 98)

Se calcula la velocidad media (Vm), haciendo el producto de la velocidad superficial del flujo (Vs) por el coeficiente de flotación ( C ):

(4.13)

Aplique la ecuación de continuidad para encontrar el caudal de aforo:

(4.14)


Calcular el caudal que circula por un cauce en pedrusco de forma rectangular, tiene 3 m de ancho y 1 m de profundidad de flujo; el tramo de aforo tiene 20 m de longitud y el tiempo usado por el flotador para recorrerlo es de 28 seg.

Solución

L 20 m

t 28 seg

A 3 m x 1 m = 3 m2

P 3 m + 2 (1 m) = 5 m

Vs L / t = 20 m / 28 s = 0.71 m/s

R A / P = 3 m2 / 5 m = 0.6 m

Como el material del cauce es en pedrusco y R = 0.6 m, el coeficiente de flotación C = 0.835.

Vm = C x Vs = 0.835 x 0.71 m/s = 0.59 m/s

El caudal aforado será:

Q = A x Vm = 3 m2 x 0.59 m/s = 1.77 m3/s

Otra forma de determinar la velocidad media del flujo es con la siguiente expresión:

(4.15)

Donde

V Velocidad media del flujo en m/s

Vs Velocidad media superficial en m/s

K Coeficiente que depende de las características de la corriente, M. Roche recomienda:

Tabla 34. Valores de K según M. RocheFuente ( Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina, p. 71)

Una vez hallada la velocidad V, el caudal del aforo es:

(4.16)

Donde

Q Caudal del aforo en m3/s

V Velocidad media del flujo en m/s

A Área de sección del flujo en m2

La variación de la magnitud de los caudales que corren a lo largo de los cauces naturales se estudia por medio de unas gráficas denominados hidrogramas.

BIBLIOGRAFÍA



DEPARTAMENTO NACIONAL DE PLANEACIÓN, Estudio del Sector de Energía Eléctrica, Inventario de los Recursos Hidroeléctricos. Bogotá: Montoya y Araújo Ltda., 1979, 385 p.

FONSERÉ, Eduardo. Elementos de Meteorología. Barcelona: Editorial Gustavo Gili, S.A., 1943, 358 p.


KLOHN Wulf, LEVY Andrei. Manual de Aparatos e Instrumentos Hidrométricos. Bogotá: Servicio Colombiano de Meteorología e Hidrología, Organización Meteorológica Mundial, 1972, 170 p.


MATERÓN MUÑOZ, Hernán. Obras Hidráulicas Rurales. Cali: Universidad del Valle, Departamento de mecánica de fluidos y ciencias térmicas, 1991, 318 p.





CAUDAL

El caudal es la cantidad de agua superficial que lleva un cauce y que puede ser medido en un punto cualquiera de su recorrido. Es la cantidad de agua que pasa por una sección en la unidad de tiempo, se expresa en

Caudales de Inundación

Siempre ha sido de interés para los hidrólogos la determinación y predicción de los caudales en ríos después de las lluvias intempestivas. En la planificación de inundaciones e incluso en diferentes diseños hidráulicos se utiliza el término periodo de retorno o intervalo de recurrencia para identificar la probabilidad en que se pueda presentar una tormenta o la crecida inesperada de un río en el tiempo.

Estos cambios sorpresivos tienen la probabilidad de ocurrir en un 98% en 5 años, o en un 20% en un año. Pero no quiere decir que con precisión, ocurre así. Incluso se hace el planteamiento con respecto al número de veces que ocurren en cien años.

Los diseños de las redes de alcantarillado para aguas lluvias se hacen de acuerdo a periodos de retorno de 2 a 5 años. Sin embargo, para un proyecto urbano, el periodo de retorno puede ser de 50 a 100 años y para las estructuras de los ríos se diseñan periodos de retorno de 30 a 50 años.

Existe una relación directamente proporcional respecto al periodo de diseño y el caudal de inundaciones, entre mayor sea el periodo de diseño mayor es el valor del caudal de inundaciones utilizado para el diseño de cualquier estructura que se pueda ver afectado por este.

Los periodos de retorno altos están reservados para las estructuras potencialmente capaces de producir una catástrofes. Los embalses podrían diseñarse para 1.000 a 10.000 años. En este caso es muy importante contemplar la mayor inundación probable.

La determinación de los periodos de retorno para tormentas y escorrentía se suelen basar en datos históricos. Por ejemplo en el caso de los caudales de un río se reúnen los caudales máximos de cada año a lo largo de la historia de los registros. Se ordenan de mayor a menor. Se utilizan técnicas de estadística cómo las estimaciones de mínimos cuadrados, de momentos o de máxima probabilidad, para determinar el retorno y los caudales asociados.

Caudales Mínimos

Los caudales mínimos también son parámetros de diseño significativos en hidrología. Especialmente cuando el uso del agua es empleado en centrales hidroeléctricas, distritos de riegos o suministro de agua potable, además el permitir descargar caudales de agua con cierto grado de contaminación sobre un río dependerá del caudal mínimo que este transporte, para que no afecte los ecosistemas.

CAUDALES MEDIOS E INSTANTÁNEOS

De acuerdo a las necesidades del estudio hidrológico se utilizarán series de caudales medios o instantáneos.

Caudales Medios

Se requieren cuando el propósito de los estudios es el de establecer la capacidad de abastecimiento de una fuente de suministro según la demanda, sus aplicaciones son:

Estudios de embalses

Acueductos

Irrigación

Generación de energía, entre otro

Caudales instantáneos

Estos caudales se aplican en los análisis de eventos extremos, tales como estiajes o crecientes, son necesarios para:

Diseño de obras hidráulicas sometidas a crecientes

Puentes

Figura 112. PuenteFuente www.venezuela.net.ve

Drenajes

Figura 113. DrenajeFuente (www.mirio.com

Bocatoma

Figura 114. BocatomaFuente (www.chavimochic.gob)

Box Culverts

Figura 115. Box CulvertFuente (www.boxculvert.co.nz)

Canales de aguas lluvias

Figura 116. Canal de aguas lluviasFuente (www.mirio.com)

Plantas de tratamiento

Figura 117. Planta de tratamiento de agua potableFuente (www.altavista.com)

Disipadores de energía, alcantarillados, entre otros.

HIDROGRAMAS

Los hidrogramas son registros que muestran como cambia el caudal del río a cada instante de tiempo. Para su determinación es necesario instalar una estación de aforos que está compuesta por tres partes: sección de control, sección de registro de niveles y sección de aforos. Dicha estación se debe colocar en un tramo del río donde el flujo sea aproximadamente paralelo.

Sección de Control

Es la sección de la corriente en la cual el flujo cambia de lento a rápido y está caracterizada por tener un cauce de características no erosionables y un material del lecho estable durante las crecientes. En ésta sección el flujo es crítico, para éste efecto se necesita un cambio brusco de pendiente.

Figura 107. Sección de control

MEDICIÓN DE CAUDAL

Para cuantificar el volumen de agua que pasa por una sección transversal de un conducto o canal en la unidad de tiempo, se realizan aforos que no son más que mecanismos para determinar caudales.

SECCIÓN DE AFOROS

La sección de aforos es instalada cerca de la sección de registro, ésta se utiliza para calibrar la estación con los datos aquí tomados, se grafican los niveles en las ordenadas versus caudal en las abscisas (se usan los métodos de aforo vistos al inicio de ésta unidad modular). A partir de la correlación entre los datos del limnigrama y los obtenidos en la curva de calibración se obtiene el hidrograma.

Figura 110. Limnigrama y curva de calibración

Figura 111. Hidrograma

Para un mismo nivel Z se lee el tiempo t y el caudal Q en el limnigrama y la curva de calibración respectivamente. Con los valores obtenidos se construye la gráfica Q vs t, que es el que representa en la figura 111.

La información que se puede obtener de un hidrograma es la siguiente:

Caudales instantáneos.

Caudales máximos instantáneos (correspondientes a los puntos más altos del hidrograma).

Caudales mínimos instantáneos (correspondientes a los puntos más bajos del hidrograma).

Caudales diarios.

Definición y determinación de curvas de calibración

Como es de su conocimiento las curvas de calibración son necesarias para la construcción de hidrogramas, por lo tanto a continuación se explicará su determinación:

Para obtener una curva de calibración se requiere contar con un número suficiente de aforos que permita graficar en un papel aritmético o logarítmico las relaciones entre niveles observados y caudales medidos.

La representación gráfica de una curva de calibración denominada curva de caudales o de nivel de caudal es generalmente de forma parabólica y depende de la cantidad de puntos disponibles (mínimo 10) y del grado de dispersión que presenten los puntos alrededor de una línea media.

Debido a la variación de las características geométricas (sedimentación de material o arrastre de partículas) de la sección donde se realiza el aforo, se debe hacer una revisión periódica de las curvas de calibración.

Por ésta razón la curva de calibración normalmente debería estar representada por una expresión del tipo:

(4.17)

Donde

Q Caudal en m3/s

a y n Constantes para cada sección

hh Lectura de la mira en m

Sin embargo, debido a que el cero del limnímetro no coincide con el punto en el cual el caudal también es cero, es necesario ajustarla con los datos de campo a partir de la siguiente ecuación:

(4.18)

Donde:

Q Caudal en m3/s

a y n Constantes para cada sección

h Lectura de la mira en m

b Nivel del cero del limnímetro sumado o restado al nivel del río para Q = 0,que puede o no coincidir con el fondo del río

Dado que Log Q = Log a + n Log (h ± b) pueden ser determinadas las constantes a, b y n. Al variar el valor de b se hallan los valores respectivos de a y n de la fórmula 4.18.

SECCIÓN DE REGISTRO DE NIVELES

Esta sección se encuentra ubicada aguas arriba de la sección de control, en ella se instala un limnímetro o un limnígrafo.

Limnímetro

Figura 108. LimnímetroFuente (www.ideam.gov.co)

Un limnímetro es una escala graduada (mira), que se instala en forma vertical o inclinada quedando una parte sumergida en el agua, se debe colocar rígidamente para garantizar lecturas consistentes. El principal inconveniente que este tipo de instrumento tiene, es que requiere de un observador que tome constantes lecturas para tener una suficiente cantidad de datos y así construir el limnigrama apropiado; este es un trabajo que resulta dispendioso para cauces que cambian de nivel súbitamente.

Limnígrafo

Un limnígrafo (registrador de niveles) traza sobre un papel el limnigrama que es una curva que en las ordenadas expresa los datos de altura y en sus abscisas el tiempo.

Básicamente un limnígrafo consiste en un flotador colocado sobre la superficie del agua, conectado a una plumilla que registra los cambios de nivel sobre una carta, ubicada sobre un tambor que es accionado por un mecanismo de relojería.

Figura 109. LimnígrafoFuente (www.ideam.gov.co)

En una estación limnigráfica es necesario tener los dos instrumentos antes mencionados para poder correlacionar los valores obtenidos

Tabla 31. Dimensiones de la canaleta ParshallFuente: (Richard H. French, Hidráulica de canales abiertos, p.364)

ANÁLISIS DE FRECUENCIA DE CAUDALES MÁXIMO

Se hace un análisis de frecuencias a partir de una serie de caudales máximos anuales y se ajusta a la mejor distribución de probabilidad, como se explicó anteriormente.

Luego de ser escogida la distribución, el caudal de periodo de retorno (Tr) se determina por medio de la ecuación:

(6.12)

Donde:

QTr Caudal del periodo de retorno

Parámetros deducidos de la serie histórica

KTr Factor de frecuencia de la distribución para el periodo Tr

Comparando los periodos de retorno de los caudales de creciente y las series históricas, las segundas son cortas por lo tanto es necesario la extrapolación, por consiguiente son datos que deben ser usados con reserva.

ANÁLISIS DE FRECUENCIA DE LLUVIAS MÁXIMAS Y APLICACIÓN DE LOS MODELOS LLUVIA -CAUDAL

En una hoya generalmente se tienen mejores registros de lluvia que de caudales. Por lo tanto, los métodos para hallar caudales máximos a partir del análisis de lluvias son:

Método Racional.

Método Gumbel.

Método del Hidrograma Unitario.

BIBLIOGRAFÍA









MONSALVE SÁENZ, Germán. Hidrología en la Ingeniería. 1ª edición. de Bogotá Colombia: Escuela Colombiana de Ingeniería, Julio 1995, 358 p.


CURVAS "S"

Se define como curva S el hidrograma de escorrentía superficial que es causado por una lluvia neta continua, que está caracterizada por tener una intensidad constante y una duración infinita. Éste método se emplea para promediar hidrogramas unitarios provenientes de lluvias de exceso con diferentes tiempos de duración (te).

En éste método se obtiene una curva de caudal contra tiempo y éste se calcula así:

(6.29)

Donde

Qmax Es el caudal de la curva S en m3/s

ii Es la intensidad de lluvia neta en mm/h

A Es el área de la cuenca en Km2

Para hacerlo más explícito la construcción de la curva se presenta paso a paso en la figura 160.

Figura 160. Construcción de la curva SFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Y así desplazándose t1 sucesivamente hacia la derecha

Figura 161. Curva SFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)


(Tomado del texto Hidrología en la Ingeniería de Germán Monsalve Sáenz) calcular la curva S y el hidrograma unitario de una hoya hidrográfica con una lluvia neta de 3 cm y de duración de 2 horas sobre toda la hoya, y un hidrograma unitario producido por dicha lluvia en tal hoya, así:

Figura 162. Cálculo analítico de hidrogramas unitariosFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Con esta información determine:

a. Área de drenaje de la hoya.

b. El hidrograma unitario producido por una lluvia neta de 15 cm y duración de 1 hora sobre la hoya.

Solución

a. Cálculo del área de drenaje

b. Determinación de la curva S

Tabla 44. Determinación de la curva SFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Nota: En la tabla 44 los incrementos de la curva S, inician en t = 2 hr porque ∆ t = 2hr, por lo tanto se observa que el primer valor de la fila 3, columna 3 corresponde al valor de la fila 1, columna 2; así sucesivamente a la fila 4, columna 3 le corresponde el valor de la fila 2, columna 2 a la cual se le suma el valor que se encontraría 2 horas antes debido a la razón de que ∆ t = 2hr. En la columna 4 los valores se obtienen de sumar los totales de la columna 3 con los de la columna 2.

Determinación del hidrograma unitario

Figura 163. Hietogramas continuos de lluvia netaFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

En la figura para la parte A la precipitación P1 es:

En la figura parte B la precipitación P2 es:

El hidrograma unitario se determina con un valor de precipitación de 1.5 cm.

Tabla 45. Cálculo analítico de hidrogramas unitariosFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

Nota: En la tabla 45, los valores de la columna 4 se obtienen al restar los de la columna 2 y los de la columna 3. La columna 5 se calcula multiplicando los valores de la columna 4 por 10 ya que se observa que la relación entre precipitaciones (1.5 y 15 cm) es de 10.

Figura 164. Ejemplo de curva S

Figura 165. Hidrograma Unitario para una lluvia de 15 cm y duración 1 hr

DISEÑO HIDROLÓGICO

En proyectos de generación hidroeléctrica, abastecimiento de agua potable, sistemas de riego etc., es necesario estudiar series históricas de lluvias secuenciales que permitan un análisis continuo del comportamiento de la fuente de la cual se va tomar el recurso para la realización de una estructura hidráulica, de la misma manera se deben escoger los valores más adecuados de las variables que intervienen en el diseño hidrológico acordes con las características de la corriente y de la cuenca.

DISTRIBUCIONES DE PROBABILIDAD

En los estudios hidrológicos son varias las distribuciones que se utilizan:

Distribución normal

Figura 142. Campana de Gauss

En la figura 142 se representa gráficamente la distribución normal o "Campana de Gauss". Se observa que, para un valor dado, Xi, la probabilidad de que exista un valor, X, mayor o igual que Xi corresponde al área de la curva que está a la derecha del valor Xi. (Silva Medina. 1992, p. 99).

Esta distribución puede calcularse así:

(6.1)

Donde

P Probabilidad

f(X) Función de densidad de la distribución

(6.2)

Donde

Varianza

Valor esperado (media aritmética)

Debido a la complejidad de los factores que envuelve ésta distribución P(X³Xi), se han tabulado como se muestra en la tabla 36 algunos de éstos factores, ti, los cuales se relacionan con Xi por medio de la ecuación (6.3):

(6.3)

Tabla 36. Variables aleatorias normalizadasFuente ( Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina,1992)

Este tipo de distribución no es apropiada debido a que la serie de valores no es simétrica.

Distribución log - normal

Una serie de valores "X" tiene distribución log – normal si la serie de logaritmos de "X" tiene distribución normal:

(6.4)

Debido a ésta expresión,

(6.5)

Donde

(6.6)

Dado que y tiene una distribución normal

(6.7)

La distribución log - normal es asimétrica con tendencia hacia el lado derecho de manera que la asimetría es:

(6.8)

Distribución Pearson

Pertenece a la familia de las distribuciones "Gamma", es una distribución asimétrica caracterizada por tres parámetros, m X, s X y Cs. Se expresa mediante la siguiente fórmula a partir de la distribución normal:

(6.9)

Una vez calculados los factores de frecuencia para los niveles de probabilidad deseados, se determinan los correspondientes Xi:

(6.10)

Distribución Log -Pearson

Si la serie formada con los logaritmos de la variable X tiene la anterior distribución, entonces X tiene distribución Log-Pearson:

(6.11)

Donde Ki es el factor de frecuencia de la distribución Pearson calculado con el coeficiente de asimetría de la serie logarítmica; µy, σy son la esperanza y la varianza de la serie logarítmica.

Distribución Gumbel

Esta distribución se desarrolló para ser aplicada en problemas de valores extremos, su característica principal es una distribución asimétrica con coeficiente Cs constante y positivo, ésta distribución será explicada más adelante con un ejemplo donde se mostrarán todas sus expresiones en análisis de frecuencia de lluvias máximas.

MÉTODO RACIONAL

La ecuación racional se expresa como:

(6.13)

Donde

Qp Caudal pico debido a la escorrentía directa en m3/s

C Coeficiente de escorrentía es adimensional

i Intensidad en mm/hora


Tabla 3.7

La aplicación práctica de éste método está en el diseño de alcantarillado pluvial, sistema de drenaje superficial (carreteras, aeropuertos, calles, parques, etc.). Es muy bueno para hoyas pequeñas menores de 5 Ha y baja permeabilidad.


Probabilidad de Excedencia y Período de Retorno en Precipitaciones

El problema fundamental de tipo estadístico que se plantea en la estación de una ley de distribución que define la frecuencia F con que un determinado valor de precipitación no es superado.

La frecuencia se suele expresar también como período de retorno. Se dice que un valor tiene un período de retorno T cuando como media es superada una vez cada T años, la relación entre los valores F y T es:

Se toman los valores máximos de precipitación en intervalos de duración de un año. Se forma una serie que constará de tantos datos como años de registros existan.

Los valores extremos se acoplan a modelos de probabilidad como el normal, log - probabilidad ó Gumbel, se debe utilizar el que mejor ajuste.

Método de Gumbel

Modelo ampliamente aceptado para máximas precipitaciones el cual tiene la siguiente expresión:

(6.14)

Donde

X Valor de la variable

F(x) Frecuencia con que x no es superado

K1 y K2 Parámetros indeterminados que se deben ajustar en cada caso

e Base de logaritmos

Para mayor facilidad éstos valores ya están tabulados.

Es necesario realizar las curvas de lluvias de acuerdo al periodo de retorno para aplicar dichos fenómenos al estudio de formación, distribución y obtención de la cantidad de precipitación sobre el municipio al cual se le valla a realizar el estudio, con el propósito de determinar caudales para el diseño de obras hidraúlicas en este caso el alcantarillado pluvial.

Para el siguiente ejemplo de la aplicación de la tabla de Gumbel se tomaron los siguientes datos (presentados en la tabla 21):

Valores máximos mensuales de precipitación en mm en 24 horas.

Estación = 2306512.

Departamento = Cundinamarca.

Municipio = Pacho.

Latitud = 0.508 N.

Longitud = 7408 W.

Elevación = 2000 m.s.n.m.

Cuadro de valores anuales de precipitación

Para escoger los datos que se adoptarán en éste cuadro es necesario obtener la tabla de valores máximos mensuales de precipitación en 24 horas, suministrado por el Instituto de Hidrología,

Meteorología y Estudios Ambientales (IDEAM). (Ver tabla 21).

Pasos:

1. Dirigirse a la tabla de datos antes mencionado y ver en la parte inferior el valor máximo de precipitación (en este caso 73mm) éste se afecta por un porcentaje entre el 75 y 85%.

2. En el caso que se presenta como ejemplo se tomó el 75%.

73mm x 0,75 = 54.75mm

3. Se toman los valores de precipitación mayores o iguales al que se acaba de calcular (valor base), en éste ejemplo no se toman datos de años consecutivos debido a que no todos los datos cumplen con ésta condición.

Tabla 38. Valores máximos mensuales de precipitación (mm) en 24 horas

4. Se halla el promedio de las precipitaciones que se acaban de tabular:

5. Para hallar las curva de Intensidad, Duración y Frecuencia es necesario calcular la varianza de los datos tabulados en la tabla 38:

σ = 6.20

6. Se procede a usar las siguientes fórmulas:

Fórmula de Gumbel

(6.15)

(6.16)

Como reemplazo en la fórmula anterior por lo tanto queda la expresión:

(6.17)

7. A partir de la expresión:

(6.18)

Se cálcula de Kr mediante tiempo de retorno y datos de precipitación

Tabla 39. Cálculo de kr mediante tiempo de retorno y datos de precipitación

Debido a que en la tabla 38 se tomo los datos de 13 años n = 13, se leen las cantidades de Yn y Sn para el calculo de Kr, ver tabla 40 (subrayado con color amarillo).

Tabla 40. Método de Gumbel. Valores de Yn y SnFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz, 1999)

Tabla 41. Cálculo del Coeficiente de retorno (Cr)

(6.19)

Donde

t Duración del aguacero (min) = 1hr = 60 min

Cr Coeficiente de retorno

b, n Constantes propias de la zona.

b 5 - 20

n 0.5 - 0.6

Para el ejemplo del municipio de pacho dichas constantes son:

b 10

n 0.51

Cr 24.98(70)0.51 = 218.07

Para calcular las intensidades en diferentes tiempos, despeje (i) de la ecuación (6.19) y reemplace el valor de Cr por los valores de la última columna de la tabla 41, según el tiempo 2.33, 5, etc., (t) en éste caso son los valores de la primera columna de la tabla 42.

Tabla 42. Cálculo de intensidades para diferentes tiempos

El anterior estudio pretende determinar los caudales medios, máximos y mínimos que permite escoger el tipo de tratamiento, tipo de instalación y tamaño de las estructuras; éste método le será de utilidad en su CURSO DE ALCANTARILLADOS. Ver figura 143.

Figura 143. Curva de Lluvias

Método del Hidrograma Unitario

El hidrograma unitario se define como el hidrograma de escorrentía superficial, que representa el exceso unitario de lluvia distribuido de manera uniforme en la cuenca (con respecto al espacio y al tiempo). Con la siguiente expresión se puede determinar la altura de la lluvia neta correspondiente a la altura de escorrentía superficial del hidrograma unitario:

(6.20)

Donde

d Lluvia neta total en mm.

A Área de drenaje en Km2.

QE Escorrentía superficial total en m3/s.

t Tiempo del hidrograma unitario de la hoya en horas.

El hidrograma unitario tiene los siguientes parámetros:

Lluvia de exceso unitaria, la unidad que se toma es un mm (1mm).

Duración de la lluvia de exceso (t) .

De ésta forma se llama hidrograma unitario de 30 minutos el correspondiente a una lluvia de exceso de 1 mm con una duración de 30 minutos.

Para utilizar este método es necesario tener en cuenta el principio de proporcionalidad entre las ordenadas del hidrograma de escorrentía y la lluvia de exceso. Así que el hidrograma unitario representa la transformación de la lluvia de diseño en un hidrograma de escorrentía.

"Si una lluvia de exceso de 1mm en 1 hora produce un hidrograma unitario de ordenadas U1, U2 ,..., Un, entonces, una lluvia de exceso Pe en 1 hora produce un hidrograma de escorrentía de ordenadas q1, q2, ... , qn ". (Silva Medina, 1992, p.118).

Figura 144. Hietograma de excesoFuente(Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

Figura 145. Hidrograma unitario y de escorrentíaFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

De acuerdo con las figuras anteriores el diagrama de escorrentía se obtiene realizando el producto entre el hidrograma unitario y la lluvia de exceso:

(6.21)

Donde

qi Ordenada del hidrograma de escorrentía en m3/s.

Ui Ordenada del hidrograma unitario en m3/s.

Pe Lluvia de exceso en mm.

El método del hidrograma unitario necesita los siguientes datos:

Lluvia de diseño

La lluvia de diseño esta determinada por factores como el periodo de retorno (según la importancia de la obra), la duración de la lluvia en la cuenca, la intensidad media (calculada a partir de un análisis de intensidad– duración – frecuencia) y el patrón de la lluvia que se calcula con la siguiente expresión:

(6.22)

donde P es el patrón de lluvia, i es la intensidad media y t la duración de la lluvia.


Calcular la lluvia de diseño para un caudal de creciente de 5000 años, la duración crítica es 3 horas. La mayor intensidad se presenta en la segunda hora con el 50%, en la primera hora es del 20% y en la tercera es del 30% de la lluvia total. La intensidad media es 15 mm/h, la lluvia total es 45 mm.

Solución

La lluvia de diseño es:

Tabla 43. Lluvia de diseño

Índice de pérdida

Es necesario tener en cuenta los valores de pérdida inicial y de índice de pérdida los cuales se le restan a la lluvia de diseño para obtener el hietograma de exceso.

Hidrograma unitario

Para su determinación se siguen dos metodologías:

a. Deducción a partir de aguaceros y crecientes históricas: a partir de registros históricos se determinan los hidrogramas de escorrentía superficial y los hietogramas de exceso. El hidrograma unitario se puede obtener con base en un hietograma sencillo o compuesto.

El hidrograma unitario se determina dividiendo las ordenadas del hidrograma de escorrentía (qi) entre el valor de la lluvia de exceso (Pe).

Figura 146. Hietograma de exceso sencilloFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

Cuando se tiene un hietograma de exceso compuesto, el tiempo de duración de la lluvia de exceso (ts ) se divide en n intervalos de tiempo (te).

Figura 147. Hietograma compuestoFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

El hidrograma unitario se determina con base en el método de Collins, el cual se desarrolla mediante los siguientes pasos:

Estimar el tiempo base del hidrograma unitario teniendo en cuenta el hietograma de exceso y el hidrograma de escorrentía.

Figura 148. Hietograma de excesoFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Figura 149. Hidrograma de escorrentíaFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

El tiempo base se estima a través de la ecuación:

(6.23)

Donde

T Tiempo base del hidrograma unitario en horas

Tb Tiempo base del hidrograma de escorrentía en horas

n Intervalos de duración te

te Duración de la lluvia de exceso del hidrograma unitario en horas

Adoptar un hidrograma unitario supuesto con un tiempo base igual a T y un volumen de escorrentía Qs (calculado a partir del hidrograma de escorrentía superficial).

Figura 150. Hidrograma unitario supuestoFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Al hidrograma unitario supuesto se superponen todas las lluvias de exceso menos la mayor como se muestra a continuación:

Figura 151. Hietograma de exceso sin la lluvia mayorFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Figura 152. Hidrograma de escorrentía lluvia Pe1 y Pe3Fuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

El hidrograma que resulta del paso anterior se resta al hidrograma de escorrentía superficial y las ordenadas obtenidas se dividen por la lluvia de exceso mayor.

Figura 153. Diferencia entre hidrogramasFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

El procedimiento anterior se detiene cuando las ordenadas obtenidas coinciden con las del hidrograma supuesto. A partir del hidrograma unitario sintético: éste es determinado con base en las características de la cuenca. Los métodos más utilizados se relacionan a continuación:

Hidrograma unitario del SCS (soil conservation service)

Consiste en un hidrograma unitario triangular para el cual el tiempo pico se calcula con la siguiente expresión:

(6.24)

donde tp es el tiempo pico en horas, te es el tiempo de exceso en horas y L es el tiempo de retardo calculado como 0,6 x tc en el que tc es el tiempo de concentración de la cuenca.

Figura 154. Hidrograma unitario triangular (soil conservation service)Fuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

El tiempo base del hidrograma unitario es Tb = 2.67 x tp donde tp es el tiempo pico en horas.

La forma del triángulo viene determinado por tp y Tb; el área bajo dicha figura (curva) representa 1mm de escorrentía de manera que la altura del triángulo es:

(6.25)

Donde

Up Está en m3/s

A En Km2

Tb En horas.

Hidrograma unitario de Johnstone – Clark

"El modelo Johnstone – Clark considera que el almacenamiento de la cuenca está concentrado en el punto de salida y hace el transito del hidrograma unitario instantáneo de la cuenca a través de ese almacenamiento". (Silva Medina, 1992, p.125).

El hidrograma unitario se obtiene a partir de los siguientes pasos:

1.

Se divide el área de la cuenca en subcuencas y para cada una de ellas se calcula la pendiente del río en el tramo (si ), la longitud del tramo (li ), el área de la subcuenca (Ai), el ancho medio de la subcuenca (Wi = Ai / Li) y el tiempo de viaje en el tramo (ti) y se calcula con la siguiente ecuación:

(6.26)

donde K es el factor de proporcionalidad.

Figura 155. División de la cuenca en subcuencas método Johnstone ClarkFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Se dibuja un diagrama área – tiempo, para ésto se trazan las líneas isocronas (igual duración) y se determina el área entre isocronas (Ai).

Figura 156. Trazado de líneas isocronasFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Según Johnstone sino es posible el trazado de isocronas con precisión otra alternativa es

reemplazar en el diagrama las abscisas por y las ordenadas por , la figura que se

obtiene es una curva en lugar de un diagrama de barras.

La base de la curva AB es proporcional al tiempo C que transcurre entre el final de la lluvia de exceso y el momento en que cesa la escorrentía directa en la estación de registro, el tiempo se calcula con la siguiente fórmula:

(6.27)

donde C está en horas, L en millas y Sc en Pies/milla; éste se determina con la ecuación:

(6.28)

Al calcular la integral de la curva para intervalos de 1 hora se obtiene el diagrama de barras de área – tiempo.

Figura 157. Diagrama área - tiempo método de ClarkFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Figura 158. Área – TiempoFuente (Hidrología Básica, Gustavo Silva Medina)

Con el diagrama área – tiempo se determina el hidrograma instantáneo unitario (hidrograma de escorrentía producto de una lluvia de exceso unitario que cae instantáneamente).

Figura 159. Hidrograma unitario método de Clark

El hidrograma unitario instantáneo simula el efecto del almacenamiento en canales que tiene la cuenca, el tránsito está definido por:

S = K x q, donde K es el tiempo de retardo en horas de la cuenca (aproximadamente el 70% del tiempo de concentración).

Después de hacer el tránsito el hidrograma unitario para la lluvia de exceso de duración se obtiene de promediar las ordenadas consecutivas a intervalos te del hidrograma unitario instantáneo.

MÉTODOS DE CÁLCULO DE CAUDALES DE CRECIENTE

Los datos que se tengan de la fuente son el factor determinante en el tipo de método a utilizar para calcular el caudal de creciente.

Los Métodos más utilizados son:

Análisis de Frecuencia de Caudales Máximos.

Análisis de Frecuencia de Lluvias Máximas y Aplicación de los Modelos Lluvia - Caudal.

LA PROBABILIDAD Y LA ESTADÍSTICA EN LA HIDROLOGÍA

Para predecir los eventos que pueden ocurrir en el futuro a partir de una serie histórica de datos, es necesario el uso de distribuciones de probabilidad.

Para que el análisis probabilístico produzca resultados útiles, debe comenzar con una serie de datos significativos, adecuados y precisos. Cuando se dice que los datos son significativos, esto implica que deben estar relacionados estrechamente con el problema.

Tabla 37. Valores del coeficiente de escorrentía CFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz, p. 214)

BALANCE DE ENERGÍA

La radiación Global es el conjunto de radiación solar proveniente de las reacciones nucleares originadas al interior del sol. A su entrada a la atmósfera, la radiación global transporta una energía de 1,94 cal.gr.cm2.min, cantidad que se llama la constante solar; constante que está sujeta a una oscilación anual de más o menos un 7% según la distancia Tierra - Sol. Alcanza los 2.01 cal.gr.cm2.min alrededor del 3 de enero (perihelio) y 1.86 para el 4 de julio (afelio).

La radiación global extraterrestre está compuesta por:

8% Rayo ultravioleta (0.15 – 0.40 micrones): es la radiación actínica.

40% Luz visible (0.40 – 0.72 micrones): es la radiación luminosa.

52% Rayos infrarrojos (0.72 – 4.00 micrones): es la radiación térmica.

Se puede establecer un balance de energía para la radiación solar, dado que durante largos periodos el total de energía entrante debe igualar el total de energía saliente de la Tierra. Si esto no se cumpliera existirían dos posibilidades:

Calentamiento progresivo del planeta que llevaría al desecamiento de los océanos y por consiguiente un rompimiento del ciclo hidrológico.

Enfriamiento que llevaría al congelamiento inclusive de la región intertropical.

De la radiación total entrante:

Una parte se utiliza y otra se refleja

Un 16% de energía solar es captada por la atmósfera debida al vapor de agua, bióxido de carbono, metano y otros compuestos y elementos que absorben la radiación infrarroja, ésta es absorbida por él oxigeno.

Tabla 9. Energía entranteFuente (Curso básico de meteorología y climatología, Fernando Montealegre)

Tabla 10. Energía salienteFuente (Curso básico de meteorología y climatología, Fernando Montealegre)

Las unidades W/M2 (watios por metro cuadrado).

Figura 45. Distribución promedio de la radiación solar con cielo despejado

Fuente (Frederick Lutgens 1995)

Figura 46. Distribución promedio de la radiación solar con cielo nubladoFuente (Frederick Lutgens, 1995)

La insolación diaria es medida con el heliógrafo de Campbell - Stokes (figura 47) el cual consiste en una esfera de vidrio que, a modo de lente convergente, concentra los rayos solares sobre una cartulina en forma de semicilindro por la parte exterior de dicha esfera. Esta disposición permite que en las horas en que el sol brilla la lente actúe como lupa, haciendo que sobre dicha cartulina se vaya registrando una zona quemada cuya longitud y posición indica las horas de insolación correspondientes al período de medida. Esto es posible gracias a que dicha cartulina lleva impresas líneas horarias, lo que permite leer directamente el número de horas en que ha habido insolación.

Figura 47. Heliógrafo de Campbell – Stokes

La radiación solar (radiación global) se mide con un instrumento denominado Piranómetro (figura 48), cuya radiación es recibida desde todo el hemisferio celeste sobre una superficie horizontal terrestre.

Figura 48. PiranómetroFuente (vppx134.vp.ehu.es/met/html)

Ley de Stefan

Ésta ley dice que la energía emitida por un cuerpo negro es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta.

(2.10)

Donde:

R Energía radiante o radiación de onda corta en Langley3 por día (Ly/día)

σ Constante de Boltzman = 1.17 x 10-7 Ly/°K4 x día

T Temperatura absoluta del cuerpo emisor (sol) = 6000°K

Entonces la energía radiante será:

Radiación Neta

.... En su recorrido a través del espacio y de las capas superiores de la atmósfera, parte de la energía solar es absorbida o reflejada, de tal manera que al límite superior de la tropósfera llega un porcentaje muy pequeño de la energía solar, principalmente en ondas comprendidas en las bandas de luz y calor; éste porcentaje es del orden del 0.00005% del total. (Silva Medina, 1992, p.18).

Debido a la forma elíptica del globo terrestre y a los movimientos de rotación, translación, precesión y nutación, un punto situado en el límite superior de la tropósfera no recibe la radiación solar con la misma intensidad durante las 24 horas del día; la intensidad depende de la latitud del lugar, la fecha y la hora y varía entre 0 y 2 calorías / cm2 / minuto. Éste último valor se conoce como "constante solar" y equivale a 2 Langley / minuto. En la tabla 11 aparecen los totales diarios de la radiación solar que llega al límite superior de la tropósfera de acuerdo con la latitud y fecha. Las variables que intervienen en el cálculo de la radiación solar son las siguientes:

Rs Radiación solar que luego de atravesar la tropósfera alcanza la superficie terrestre. (Ly/min).

Ra Energía radiante o solar o radiación de onda corta que llega a la parte superior de la tropósfera, se denomina también la constante solar.

Es una variable que está en función dela latitud del lugar y del mes y su valor se calcula mediante la tabla 11. (Ly/día).

a 0.3

b 0.5

n número de horas de brillo solar

N longitud del día en horas. Que se determina mediante la tabla 12.

(2.11)

Tabla 11. Radiación solar total diaria en el límite de la atmósfera en calorías/cm2/díaFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

Tabla 12. Longitud del día (Hemisferio Norte) en horasFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

Otras de las variables utilizadas es el albedo ( r ) el cual se define como la proporción de energía que refleja una superficie, su valor varía entre 0 para un cuerpo negro o no reflejante y 1 para una superficie blanca con reflexión total.

Tabla 13. Albedos de diferentes superficiesFuente (Hidrología en la ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

La radiación neta se calcula mediante la siguiente expresión:

(2.12)

Donde

Rn Radiación neta (Ly/día)

Rs Radiación de onda corta que llega perpendicular a la superficie terrestre

r Albedo

Rb Energía que irradia la Tierra (Ly/día)

Rb es calculada con la siguiente fórmula:

(2.13)

Donde

k = coeficiente empírico

(2.14)

Siendo: ed es la presión de vapor en la atmósfera en mm Hg y n/N es la insolación.

σ Constante de Boltzman = 1.17x 10-7 Ly / °K4 x día

Ta Temperatura de la masa de aire en contacto con la superficie de la Tierra expresada en °K (recuerde que para convertir °C a °K es necesario sumarle 273).

La evaporación haciendo uso del balance de energía se calcula con la siguiente ecuación:

(2.15)

Donde

Eo Evaporación en mm/día

Rn Radiación neta en Ly/día

L 59 cal/cm3

β Relación de Bowen (ver ecuación 2.16); en donde: γ es la constante psicrométrica cuyo valor es 6.11 x 10-4x Pa (donde Pa es la presión atmosférica en mb) dada en mb/ °C ; ts es la temperatura del agua en °C; ta es la temperatura del aire en °C; es es la presión de vapor a la temperatura ts expresada en mb y e es la presión de vapor a la temperatura ta y está dada en mb

(2.16)

BIBLIOGRAFÍA


DEL CAMPO AGUILERA, Alejandro. Curso de Hidrología General y Aplicada. Madrid: Instituto de Hidrología Escuela de Hidrología,1967,372 p.









CLASIFICACIÓN DE PRESAS

a. Presas de derivación: Estas presas desvían el agua de una corriente.

b. Presas de navegación: Cuyo objeto es la elevación del nivel de una corriente de agua para convertirla en navegable.

c. Presas para aprovechamiento energético: El nivel de una corriente de agua con objeto de crear un desnivel que produzca un salto de agua aprovechable para la producción de energía.

d. Presas de embalse: Cuya finalidad estriba en la acumulación de aguas para usos industriales, municipales, de riegos, control de avenidas, regulación de ríos etc.

Las condiciones que han de satisfacer las presas para obras de canalización fluvial son:

Dar paso a las crecidas, sin producir remansos perjudiciales.

Permitir sin peligro el paso de embarcaciones una vez abatidas, incluso cuando las aguas alcanzan la máxima altura navegable.

Tener, en la cresta del cuerpo fijo un aliviadero con el umbral situado al nivel del lecho del río (descarga de fondo), para dar salida a los sedimentos.

Permitir con facilidad la maniobra, montura y desmontura de los elementos móviles (incluso durante las crecidas).

Ser bastante impermeables para retener el agua, así su afluencia sea mínima.

EJEMPLO DE APLICACIÓN 2.1

Calcular la humedad relativa si se tienen los siguientes datos:

ta 12 °C = Temperatura del aire

tw 7 °C

Pa 480 mm Hg

a 7.5

b 273.3

Hr ?

Solución

a. Convertimos la Presión atmosférica (Pa) a mb (milibares)

b. Hallamos la presión de vapor (ew) de saturación, planteando primero la ecuación general (2.2).

Ecuación (2.4)

c. Encontramos ahora la presión de vapor e con la temperatura del aire dada t a utilizando la ecuación (2.2).

ew = 10.02 mb

e = 7.9 mb

d. Calculamos la presión de vapor ea con la temperatura del aire saturado tw empleando la misma ecuación (2.4).

ea =14.03 mb

e. Por último, calculamos la humedad relativa HR con la ecuación (2.5)

HR = 71.42 %

EJEMPLO DE APLICACIÓN 2.2 (EMPLEO DE LA TABLA 8)

Dados: Temperatura seco de 20°, temperatura húmedo de 15°, encontrar la humedad relativa.

Se precede así: Primero hallamos la diferencia entre la temperatura seco y la temperatura húmedo.

20° - 15° = 5°

Hallado este valor, ubicamos en la primera columna vertical de la izquierda el valor de la temperatura seco (20°), luego sobre la primera fila horizontal ubicamos la diferencia hallada de 5°. Por el valor de 20° nos venimos horizontalmente hasta encontrarnos con la línea de desplazamiento vertical de 5°.

El sitio de encuentro es el valor de la humedad relativa. En este caso 56%.


Calcular la Evaporación por los Métodos

1. Balance de Energía

2. Fórmula de Penman

3. Fórmula combinada de Penman

Datos

Pa = 800mb

ta = 20° C

ts = 17° C

HR = 80%

Ra = 500Ly/día

S = n/N = 40%

U1 = 250 Km/día

Z = 2m

Z1 = 10m

Solución

Balance de energía

a. Cálculo de Rn:

Ecuación (2.12)

Ecuación (2.11)

b. Cálculo de la energía que irradia la tierra Rb con la ecuación (2.13).

Siendo K en la ecuación (2.14)

c. Cálculo de la presión de vapor ea.

d. Cálculo de la presión de vapor e

e. La temperatura de la masa de aire será:

Ta = 20 + 273 = 293 °K

f. Ahora:

Rb = 0.10 x (1.17x 10-7) x 2934 = 86.23 Ly /día

Rn = 550 x (0.3 + 0.5 x 0.4) x (1 - 0.05) - 86.23 = 175.02 Ly/día

g. Calculamos la relación de Bowen con la ecuación (2.16)

Aplicando entonces:

Fórmula de Penman

Con la fórmula (2.17)

U2/U1 = (Z/Z1)0.5

U2 = 250 x (2/10)0.5 = 111.80 Km/día

Nota : 1mb = 0.75mmHg

Fórmula combinada de Penman

Con la fórmula (2.18)

Rn = 175.02 Ly/día

g = 0.49mb/°C

EVAPORACIÓN POTENCIAL (Eo)

Es la capacidad máxima de evaporación de una superficie líquida o sólida saturada expuesta directamente a unas condiciones meteorológicas determinadas.

Para calcularla se utilizan métodos como: medición directa (evaporímetro) y aplicación de fórmulas empíricas.

Se debe tener en cuenta que el evaporímetro suministra la información real de evaporación en mm/día, medidas en superficie líquida que es equivalente a la superficie sólida saturada.

EVAPORACIÓN REAL (E)

Es la evaporación que ocurre en una zona y durante un período de tiempo determinado. A partir de la evaporación potencial se puede calcular la evaporación real, mediante la siguiente relación:

(2.9)

Donde

E Es la evaporación real

E0 La evaporación potencial

K1 Es el coeficiente que depende de la distribución temporal de las lluvias en el mes y la capacidad del suelo para almacenar humedad. Oscila entre 0.6 y 1.0

EVAPORACIÓN

Es el proceso por medio del cual el agua líquida superficial pasa al estado de vapor por absorción de calor en condiciones naturales, éste se desprende de la superficie y se almacena en la atmósfera como humedad. A mayor evaporación la atmósfera estará más húmeda llegando mas rápido a un estado de saturación, lo que eleva la probabilidad de precipitaciones.

La energía necesaria para que un gramo de agua se convierta en vapor es de 540 calorías a 100 ºC valor conocido cómo calor de evaporación. Al ocurrir la evaporación la temperatura del aire baja, al ser tomado el calor de la superficie por la evaporación luego es transportado a otros niveles mediante el proceso inverso de condensación, se está entonces ante un mecanismo de mucha importancia, en lo que respecta a la transferencia y distribución del calor en la atmósfera en el globo terrestre.

EVAPORÍMETROS

Figura 49. Tanque evaporímetro clase A (U.S. Weather Bureau)Fuente (www.cna.gob.mx)

El evaporímetro es el instrumento utilizado para medir la evaporación del agua en la atmósfera. Consta de una tina de 1.22 m de diámetro y 25.4 cm de profundidad, su área aproximada es de 1.41 metros cuadrados. Debe estar colocado sobre una base que lo mantenga por encima del suelo a una distancia mínima de 3 a 5 cm.

La estructura de la base debe permitir la libre circulación del viento. El tanque se rellena de agua y se van tomando lecturas diarias del tirante de agua por medio de un bernier llamado tornillo micrométrico.

Los evaporímetros son tanques cilíndricos que contienen una cierta cantidad de agua: la pérdida por evaporación en un período de tiempo se relaciona con la disminución de nivel de agua dentro del tanque. Los evaporímetros se pueden instalar sobre la superficie o enterrados de tal manera que la superficie evaporante coincida con el nivel del terreno y flotantes en el caso de un lago.

Tabla 14. Factores de tanqueFuente (Hidrología básica, Gustavo Silva Medina)

El factor de tanque (K) se define como la relación entre la evaporación en un lago y la evaporación en un tanque adyacente por unidad de área, se calcula con la siguiente expresión:

(2.21)

Donde

K Factor de tanque

Eo Evaporación en el lago en mm/día. Es igual a la evaporación potencial del lago

ET Evaporación en el tanque en mm/día

EVAPOTRANSPIRACIÓN

Recibe el nombre de evapotranspiración (o uso consuntivo de agua) a la cantidad de agua transpirada por el cultivo y evaporación desde la superficie del suelo en donde se encuentra el cultivo.

Existen dos formas de Evapotranspiración

Evapotranspiración potencial o máxima

Es la cantidad de agua consumida, durante un determinado período de tiempo, en un suelo cubierto de una vegetación homogénea, densa, en plena actividad vegetativa y con un buen suministro de agua.

Evapotranspiración Real

Es la cantidad de agua realmente consumida por un determinado cultivo durante el período de tiempo considerado.Tanto en la evaporación como en la transpiración, el agua pasa del estado líquido al estado gaseoso, y este cambio de estado se ve favorecido cuando el aire está caliente, seco o muy movido (viento). Por otro parte, la cantidad de agua perdida por evapotranspiración depende de la disponibilidad de agua en el suelo y de la capacidad de las plantas para absorber y para transpirar esa agua contenida en el suelo.

Es el proceso combinado de evaporación y transpiración en un suelo.

Se conoce como evapotranspiración al conjunto del agua que regresa a la atmósfera desde las hojas de las plantas cuando es transpirada y la evaporada desde la superficie del suelo. Considera de una manera directa el efecto del intercambio de agua (respiración y transpiración) de los seres vivos principalmente de las plantas con el medio ambiente. (Jiménez Escobar, 1992, p.89)

Evapotranspiración real

La evapotranspiración real es el volumen de agua líquida que se convierte en vapor, debido al efecto combinado de transpiración y evaporación; en una zona determinada y durante un período de tiempo.

La medida de la evapotranspiración se expresa en unidades como: mm/día, mm-mes y mm/año.

La evapotranspiración real se puede calcular empleando las siguientes técnicas:

Medición directa

Según Silva Medina, 1992, la medición directa de la evapotranspiración real en una zona requiere de la toma de varias muestras puntuales de suelo y cultivo repartidas convenientemente en el área de estudio y del empleo de lisímetros.

En función de la evaporación potencial

La evapotranspiración potencial, se puede obtener entre otras técnicas de los evaporímetros. Un tanque evaporímetro puede ser como el estandarizado Clase A (ver figura 49), de 122 cm de diámetro y 25.4

cm de profundidad, construido en hierro galvanizado, cuyo fondo es pintado en negro y sus paredes blancas. La estimación de la evaporación del agua a partir de los datos medidos en el tanque, consiste en multiplicar estos datos por un factor del tanque ( ), que considera las condiciones de exposición. Varía entre 0.55 para zonas frías y 0.85 en áreas calientes. Se toman valores medios mensuales de la evaporación en el tanque de la estación climatológica, para presentar un ejemplo se puede utilizar la estación climatológica principal de la UPTC (Universidad Pedagógica Tecnológica de Colombia con sede en Tunja Boyacá). Para calcular la evaporación potencial se utiliza la ecuación:

Donde

Eo Evaporación potencial

Et Evaporación media en el tanque.

Para el caso de la Estación de la UPTC, se tomó un valor de k = 0.6, los valores calculados se presentan en la tabla 15.

La evaporación real (ETR) se calcula mediante la siguiente expresión:

ETR = K2 x E0 (2.23)

K2 Coeficiente para ese período, incluye los efectos de intensidad y distribución de la lluvia, época del año, tipo de cultivo, capacidad del suelo para almacenar agua. Oscila entre 0.5 y 0.9.

Cálculo de la ETR a través de evapotranspiración potencial mediante la formula de Thorntwaite

(2.24)

Donde

ETP Evapotranspiración potencial en mm/mes (se asume 30 días al mes y período de 12 horas de sol al día).

T Temperatura media del mes en 0C.

I Indice de calor anual = sumatoria de los 12 índices de calor mensuales (i), para un año.

I Indice de calor mensual = (T/5)1.514

a 675 x 10 -10 I 3 - 771 x 10 -7 I 2 + 1.972 x 10 -5 I + 0.49239

a 1.37241

(2.25)

Eo = 0.6 x ET, K = 0.6ETR = 0.6 x Eo, K2 = 0.6

Tabla 15. Cálculo de la evaporación potencial y evapotranspiración real

ETR = Evapotranspiración real en mm/mes, ETR se obtiene al sumar las ETR mensuales de todo el año. Los datos de la temperatura media mensual (T), y los valores calculados de i, ETP y ETR, para el caso de la estación de la UPTC en Tunja se presenta en la tabla 16.

Tabla 16. Cálculo de la evapotranspiración real por el método de Thorntwaite

ETP* = Evapotranspiración potencial que incluye corrección por número de días del mes, es la que se utiliza para calcular ETR.

Cálculo de la ETR utilizando fórmulas empíricas

Se han desarrollado métodos empíricos con los que se puede calcular la evapotranspiración real directamente.

Método de Turc

Para el caso de la UPTC:

(2.26)

Donde

ETR Evapotranspiración en mm/mes

Pm Precipitación media de la zona, en el caso de la cuenca del río Chulo, donde se encuentra la estación de la UPTC = 733.6 mm

L 300 + 25 x T + 0.05 x T3,

T Temperatura media de la zona, en el caso de la UPTC = 12.80C

Método de Coutagnes

(2.27)

Donde

Pm Precipitación media en mm. en el caso de la cuenca del río Chulo = 733.6 mm

T temperatura media de la zona = 12.80

ETR 733.6 - 0.3858 x (733.6)2 = 576.0 mm.

Para estimar un valor promedio de la cuenca del río Chulo, se toma el promedio de los cuatro valores obtenidos por cuatro valores resultado de los métodos de evaporímetro, Thorntwaite, Turc y Coutagne.

Es necesario usar varios métodos de cálculo para determinar un valor que se acerque más a la realidad.

FACTORES QUE AFECTAN LA EVAPORACIÓN POTENCIAL Y SU IMPORTANCIA EN LA INGENIERÍA

La evaporación es afectada por diversas causas entre las cuales se hallan los factores meteorológicos, siendo la radiación solar el más importante por que condiciona el sistema energético de la atmósfera alterando las características de las masa de aire en ella existentes; además deben tenerse en cuenta los factores hidrológicos pues es necesario conocer las pérdidas de agua en canales, embalses y demás corrientes.

FÓRMULA COMBINADA DE PENMAN

(2.18)

Donde

Eo evaporación en mm/día

Rn radiación neta en Ly/día

γ constante psicrométrica = 6.11 x 10-4 x Pa en mm/°C

en mb/°C (2.19)

Ea se calcula a partir de en mm/día (2.20)

FÓRMULA DE PENMAN

Éste método fue desarrollado en Inglaterra y se basa haciendo una correlación de los diferentes fenómenos meteorológicos, considerando entre otros factores la temperatura, la radiación solar, la humedad relativa y la velocidad del viento.

(2.17)

Donde

Eo evaporación en mm/día

U2 velocidad del viento a 2m de altura en Km/día se calcula así: U2/U1 = (Z/Z1)0.5

es presión de vapor de saturación en mm Hg a la temperatura ts

e presión de vapor observada en mm Hg

HUMEDAD ABSOLUTA

La humedad absoluta se define como la razón de la masa del vapor de agua respecto al volumen total del sistema; usualmente expresada en gramos por metro cúbico (gr/m3).

Figura 42. Humedad absoluta

Suponiendo que el vapor de agua y el aire están separados se tiene que la humedad absoluta es:

(2.6)

Donde

qu humedad absoluta en gr/m3

mv masa de vapor en gr

∀o volumen total en m3

HUMEDAD ESPECÍFICA (q)

Se define como la relación entre el vapor de agua y el total de aire atmosférico:

(2.7)

Donde q está dada en porcentaje (%).

HUMEDAD RELATIVA

La humedad relativa es el porcentaje de humedad que contiene el aire con respecto al total de humedad que es capaz de contener como función de su temperatura y su presión.

El aire es una especie de esponja que puede absorber un máximo de humedad en forma de vapor de agua antes de saturarse (es decir, de formar neblina por no poder ya contener humedad en forma de vapor). Pero la capacidad de absorción de esta esponja depende de la temperatura: a mayor temperatura, el aire es capaz de contener mayor cantidad de vapor de agua.

Para una medida complementaria de la humedad en el ambiente.

La humedad relativa se calcula mediante la siguiente ecuación:

(2.3)

Donde

HR Humedad relativa, en porcentaje (%)

e Presión de vapor observada, en milibares (mb)

es Presión de vapor de saturación a la temperatura ta, en milibares (mb)

ta Temperatura del aire

Pa Presión atmosférica

La presión de vapor observada (e) se determina con la ecuación psométrica vista anteriormente, la presión de vapor de saturación (es) se calcula con la siguiente expresión:

(2.4)

Donde

es Presión de vapor de saturación, en milibares (mb)

a Constante, 7.5

b Constante, 237.3

t Temperatura, en grados centígrados (°C)

La presión de vapor es a la temperatura ta es la presión de vapor ea, entonces la expresión de humedad relativa es:

(2.5)


Psicrómetro

Instrumento utilizado en los centros meteorológicos para la determinación de la humedad relativa del aire. Consta de un termómetro seco, ts, que mide la temperatura del aire, y de un termómetro cuyo depósito está rodeado de una muselina empapada en agua (termómetro húmedo), th.

Figura 39. Funcionamiento del psicrómetroFuente ( Diccionario Enciclópedico Salvat)

En tiempo seco el termómetro húmedo, debido a la evaporación marca una temperatura inferior al seco, y la diferencia entre ambos es una función de la humedad relativa que se expresa en unas tablas. Para mayor precisión el aire que rodea ambos depósitos debe renovarse mediante una corriente de aire producida por un ventilador (aspiropsicrómetro).

Figura 40. PsicrómetroFuente (www.cioh.org.co)

Otro instrumento para medir la humedad del aire es el Higrómetro el cual se basa en la determinación del punto de rocío a partir del cual se establece la humedad relativa por medio de tablas. Ver figura 41.

Figura 41. HigrómetroFuente(www.cioh.org.co)

Tabla psicrométrica

Indica la humedad relativa. Para su uso se debe tomar la temperatura del termómetro seco, restar la del termómetro húmedo, (siempre menor), ese valor se traslada a la parte superior de la tabla, se busca la temperatura seca en la parte vertical de la tabla y el encuentro de las coordenadas nos determina la humedad relativa.

Tabla 8. Tabla Psicrométrica (Humedad Relativa en %)Fuente: www.aguacero.com


HUMEDAD

Cantidad de vapor de agua contenido en el aire, en un lugar e instante determinados, puede ser expresado como humedad absoluta, específica, relativa o razón de mezcla. La humedad atmosférica expresada como valor absoluto (humedad absoluta) indica la masa de vapor de agua contenida en un litro de aire, pero es más significativo su valor relativo, ya que la cantidad máxima posible de vapor de agua presente en el aire (saturación) es variable y depende de la temperatura.

La humedad absoluta es l cantidad de vapor de agua que contiene el aire.

La humedad especifica mide el número de gramos de vapor de agua por cada gramo de aire húmedo.

Razón o proporción de mezcla: es el número de gramos de vapor de agua por cada gramo de aire seco.

La humedad relativa se define como el tanto por ciento de vapor de agua presente en un momento dado con respecto al total que podría haber a la misma temperatura. Cuando baja la temperatura, disminuye la cantidad de vapor posible en el aire; como cota inferior existe el punto de rocío, por debajo del cual el vapor se condensa en gotitas que dan lugar a precipitaciones.

PRESA EN UNA CENTRAL HIDROELÉCTRICA

Figura 53. Partes de una Central Hidroeléctrica

En la figura 53 se pueden observar las partes de una Central Hidroeléctrica cuya estructura principal es la presa que está construida en tierra con núcleo impermeable que evita las filtraciones a través o por debajo de ella, éstas además son controladas al máximo para evitar la salida del agua y el deterioro de la propia estructura.

Dique medidor o laguna de control de infiltración

Como su nombre lo indica esta estructura se usa para medir la cantidad de agua que se filtra a través de la presa.

Vertedero de borde libre

Después de determinar el nivel del embalse en condiciones normales, hay que establecer los procedimientos que aseguran que este nivel no se supere; los aliviaderos son necesarios para descargar el excedente de agua para que éste no dañe la presa, este sistema consiste en que una zona de la parte superior es más baja, para permitir el aprovechamiento máximo de la capacidad de almacenamiento estas partes más bajas están cerradas con puertas móviles automáticas y manuales.

Galería

Drena el estribo y la ladera, recoge el agua de filtración de la presa y las laderas, es una perforación profunda de drenaje cuya función es captar el paso de agua y abatir la corriente, quebrar la red de flujo; permite hacer dos tipos de inyecciones dentro del macizo, estas son:

Inyección de consolidación

Desplaza el agua con una lechada de cemento a presión para evitar el fluido de agua mejorando la resistencia del macizo, evita la permeabilidad y obstruye los espacios vacíos.

Drenaje de contacto

Garantiza el contacto integral de los planos de discontinuidad, evita el lavado de gravas y la socavación de los taludes.

Taludes

Son revestidos para evitar la falla de la presa, aguas arriba posee un material de baja permeabilidad y aguas abajo un material que provea de resistencia.

Figura 54. Taludes (Represa del Neusa)

Cresta o corona

Es la parte más alta de la presa.

Generadores eléctricos

La central depende de un gran embalse de agua contenida en una gran presa. El caudal de agua se controla y se puede mantener casi constante, el agua se transporta por unos conductos o tuberías forzadas, controlados con válvulas y turbinas para adecuar el flujo de agua con respecto a la demanda de electricidad.

El agua entra en la turbina sale por los canales de descarga, los generadores están situados justo encima de las turbinas y conectados con árboles verticales, el diseño de las turbinas depende del caudal de agua como se muestra en la tabla 17.

Tabla 17. Tipos de turbinas según la altura del salto

Canal de descarga

Son disipadores de energía mediante resalto hidráulico.

Compuerta

plancha fuerte de madera o hierro que se desliza por carriles o correderas, y se coloca en los canales, diques y presas para graduar o cortar el paso de agua.

Figura 55. Compuerta y canal de descarga

CLASIFICACIÓN DE LAS PRESAS SEGÚN EL TIPO DE MATERIAL USADO EN LA CONSTRUCCIÓN

Presas de Tierra

Forma primitiva de las obras de embalse, que están constituidas por el terraplén con los taludes de aguas arriba y aguas abajo consolidados y con cierta anchura de coronación. Se construye solo en regiones llanas y semimontañosas, donde existen valles anchos, de malas condiciones para la cimentación, que no permiten obras de otra clase, mientras que abundan las tierras favorables para su construcción (compacidad, permeabilidad, etc.). Son construidas con combinación de materiales en forma económica:

Homogéneos: un solo tipo de material

Perfil diferenciado: con más de dos materiales

Pantalla: impermeable aguas arriba y material que provea de estabilidad aguas abajo.

Presas de Fábrica

Son las preferidas en zonas montañosas, donde la existencia de piedras y grava facilita la construcción de mampostería o de hormigón (si no hay dificultades para obtener el cemento); las hay de varios tipos:

Presas de gravedad

Cuyo propio peso transmite el empuje del agua directamente a la cimentación, en todas las secciones verticales (con buena cimentación constituye las obras de embalse mas duraderas y seguras).

Presas de Bóveda

Que se emplean en valles de sección especialmente adecuada (gargantas) y transmiten total o parcialmente el empuje del agua a los estribos, como una bóveda compitiendo con las presas de gravedad por su menor cantidad de metros cúbicos de material.

Presas de contrafuerte

En las que los contrafuertes sirven de apoyo a elementos planos resistentes a la flexión (presas de losas y contrafuertes), o soportan el empuje de bóvedas inclinadas (presas de bovedillas); el empuje del agua se reparte en los contrafuertes, con arreglo a la distancia entre ellos y éstos lo transmiten al cimiento como las presas de gravedad.

PRESIÓN

Presión atmosférica (Pa)

Es la presión que ejerce la atmósfera en un punto específico como consecuencia de la acción de la fuerza de gravedad sobre la columna de aire que se encuentra encima de este punto.

Fuerza que ejerce la atmósfera sobre una superficie a un nivel determinado por unidad de área, o sea, es igual al peso de la columna de aire desde la superficie al límite de la atmósfera de 1000 kilómetros. Las unidades utilizadas son la pulgada, milímetros o centímetros de mercurio y el milibar o hectopascal. La presión normal al nivel del mar es de 760 milímetros de altura, 76 centímetros. 29.92 pulgadas equivalentes a una presión de 1013.2 milibares. (Cocco Quezada, 1997).

Presión de Vapor

Vapor de agua

La cantidad de vapor de agua en la atmósfera es variable, siendo mayor en la regiones marítimas, depende de la evaporación y la evapotranspiración que se produce en la superficie de la tierra, y a pesar de encontrarse en pequeñas proporciones en la atmósfera, hasta un 3%, este gas juega un papel muy importante en la formación de los fenómenos meteorológicos. (Jiménez Ortega, 1994).

La Presión de Vapor es la presión ejercida por su vapor cuando ambas fases (líquida y sólida) están en equilibrio dinámico.

La presión de vapor aumenta con la temperatura porque las moléculas del líquido caliente se mueven con mas energía, prácticamente toda la vaporización tiene lugar en la superficie del líquido.

Presión de Saturación (es)

"Es la mayor presión de vapor posible a la temperatura ambiente, es función de la temperatura". (Jiménez Escobar, 1992, p. 55).

Se puede calcular con la siguiente expresión:

(2.1)

Donde

T grados centígrados

es milibares

PROPORCIÓN DE MEZCLA (W)

Es la relación entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco:

(2.7)

Donde w está dada en porcentaje (%).

PUNTO DE ROCIO

Medida de la humedad dada en términos de la temperatura a la cual el vapor de agua comienza a condensarse y formar el rocío, las nubes o las nieblas.

En el transcurso de la noche el suelo desprende el calor acumulado durante el día; la tierra, entonces, sufre un enfriamiento paulatino y el vapor contenido en el aire (imperceptible aunque siempre está presente en la atmósfera, aún en aquellas regiones de condiciones climáticas extremas como los desiertos o los polos), se condensa generando gran cantidad de minúsculas gotas de agua.

Figura 37. Gotas de RocíoFuente (www.ciudadfutura.com/postales)

El rocío se forma cuando, además de haber un elevado grado de humedad atmosférica, la temperatura experimenta, por la noche, un descenso considerable.

Si sopla un ligero viento, las gotitas formadas se mantienen en suspensión en el aire dando lugar a nieblas bajas y densas; si la atmósfera se mantiene sin movimiento alguno, se produce la condensación en forma de rocío.

Temperatura de punto de rocío (tw)

Esta es la temperatura a la cual debería enfriarse el aire cuando hay presión constante para que se condense la humedad que contiene. En el momento que la temperatura ambiente llega a igualar la temperatura de rocío, se forma neblina y es cuando el aire se encuentra saturado. El punto de rocío es usualmente menor a la temperatura del aire.

El punto de rocío está íntimamente relacionado con el concepto de humedad aunque se encuentre expresado en unidades de temperatura. Si el aire se encuentra muy húmedo, habrá que enfriarlo menos para saturarlo; es decir, la temperatura de rocío es mayor.

Como en la superficie de la Tierra la presión varía relativamente poco, el punto de rocío resulta ser un buen indicador del contenido de humedad en el aire. A diferencia del punto de rocío, la humedad relativa no sólo depende del contenido de humedad sino también de la temperatura del aire.

En un día soleado, la humedad relativa puede disminuir hasta en un 50% o más simplemente por el aumento en la temperatura del aire, mientras que el punto de rocío se incrementaría junto con la temperatura.

Figura 38. RocíoFuente (www.ing.iac.es)

Una nube de base plana cumulus se forma porque el aire que asciende se enfría gradualmente con la altura y se satura (una nube es entonces aire saturado). La base plana delata la altura a la que se alcanzó la temperatura de rocío durante el ascenso. Por esta razón, la diferencia entre la temperatura ambiental y la temperatura del rocío puede relacionarse también con la altura de dichas nubes.

NOTA: la razón por la cual la temperatura de bulbo húmedo y la temperatura de punto de rocío se designan como tw es que ambas se refieren a la temperatura de saturación del aire.

TEMPERATURA DE BULBO SECO (ta)

Es la temperatura ambiental; la temperatura registrada es considerada idéntica a la temperatura del aire.

TEMPERATURA DE BULBO HÚMEDO (tw)

Es la temperatura del aire saturado.

TEMPERATURA

La temperatura es una medida del calor o energía térmica de las partículas en una sustancia. La temperatura no depende del número de partículas en un objeto y por lo tanto no depende de su tamaño. Por ejemplo, la temperatura de un cucharón de agua hirviendo es la misma que la temperatura de una olla de agua hirviendo, a pesar de que la olla sea mucho más grande y tenga millones y millones de moléculas de agua más que el cucharón. Nosotros experimentamos la temperatura todos los días. Cuando hace calor o cuando tenemos fiebre sentimos calor y cuando está nevando sentimos frío.

Temperatura de Bulbo Seco (ta)

Es la temperatura ambiental; la temperatura registrada es considerada idéntica a la temperatura del aire.

Temperatura de Bulbo Húmedo ( tw )

Es la temperatura del aire saturado.

Punto de Rocío

Medida de la humedad dada en términos de la temperatura a la cual el vapor de agua comienza a condensarse y formar el rocío, las nubes o las nieblas.

En el transcurso de la noche el suelo desprende el calor acumulado durante el día; la tierra, entonces, sufre un enfriamiento paulatino y el vapor contenido en el aire (imperceptible aunque siempre está presente en la atmósfera, aún en aquellas regiones de condiciones climáticas extremas como los desiertos o los polos), se condensa generando gran cantidad de minúsculas gotas de agua.

Figura 37. Gotas de RocíoFuente (www.ciudadfutura.com/postales)

El rocío se forma cuando, además de haber un elevado grado de humedad atmosférica, la temperatura experimenta, por la noche, un descenso considerable.

Si sopla un ligero viento, las gotitas formadas se mantienen en suspensión en el aire dando lugar a nieblas bajas y densas; si la atmósfera se mantiene sin movimiento alguno, se produce la condensación en forma de rocío.

Temperatura de punto de rocío (tw)

Esta es la temperatura a la cual debería enfriarse el aire cuando hay presión constante para que se condense la humedad que contiene. En el momento que la temperatura ambiente llega a igualar la temperatura de rocío, se forma neblina y es cuando el aire se encuentra saturado. El punto de rocío es usualmente menor a la temperatura del aire.

El punto de rocío está íntimamente relacionado con el concepto de humedad aunque se encuentre expresado en unidades de temperatura. Si el aire se encuentra muy húmedo, habrá que enfriarlo menos para saturarlo; es decir, la temperatura de rocío es mayor.

Como en la superficie de la Tierra la presión varía relativamente poco, el punto de rocío resulta ser un buen indicador del contenido de humedad en el aire. A diferencia del punto de rocío, la humedad relativa no sólo depende del contenido de humedad sino también de la temperatura del aire.

En un día soleado, la humedad relativa puede disminuir hasta en un 50% o más simplemente por el aumento en la temperatura del aire, mientras que el punto de rocío se incrementaría junto con la temperatura.

Figura 38. RocíoFuente (www.ing.iac.es)

Una nube de base plana cumulus se forma porque el aire que asciende se enfría gradualmente con la altura y se satura (una nube es entonces aire saturado). La base plana delata la altura a la que se alcanzó la temperatura de rocío durante el ascenso. Por esta razón, la diferencia entre la temperatura ambiental y la temperatura del rocío puede relacionarse también con la altura de dichas nubes.

NOTA: la razón por la cual la temperatura de bulbo húmedo y la temperatura de punto de rocío se designan como tw es que ambas se refieren a la temperatura de saturación del aire.

TRANSPIRACIÓN

Es el fenómeno por medio del cual el agua que una planta toma del suelo a través de las raíces es llevada por el tallo hasta los estomas de las hojas desde donde se evapora. Dicho proceso constituye una parte importante del ciclo hidrológico pues es el principal mecanismo de retorno a la atmósfera de la precipitación que cae sobre el terreno. Los dos procesos de evaporación y transpiración, se diferencia únicamente en el origen del agua que utilizan: la evaporación toma el agua superficial, mientras que la transpiración saca el agua que está almacenada en el suelo (ésta depende de la velocidad de crecimiento de la planta).Al hacer el balance hídrico no es práctico separar la evaporación de la transpiración debido a que su tratamiento se hace a nivel de laboratorio por consiguiente se tratan los dos factores como uno solo.

Figura 43. La transpiración

Medida de la Transpiración

Según Linsley, Kohler, Paulhus, 1967, para medir la transpiración, las experiencias se limitan al laboratorio. Un método consiste en la colocación de una o más plantas en una habitación cerrada en el espacio confinado, la mayoría de las medidas se realizan con un fitómetro que consiste en un recipiente grande lleno de tierra con una o más plantas; el único escape de la humedad es por transpiración (la superficie de la tierra se ha sellado para impedir la evaporación que puede determinarse pesando la planta y recipiente a intervalos de tiempo dados).

Figura 44. LisímetroFuente (www.glosariometeorologico.org.es)

El lisímetro es un recipiente con fondo permeable o con un mecanismo para mantener una presión negativa en el fondo, este instrumento permite calcular la evapotranspiración manteniendo un balance de aguas en el recipiente.

VOLUMENÉS Y ALTURAS CARACTERÍSTICAS DE UN EMBALSE

Según Hernán Materón, 1991, p. 2.4, para identificar en forma esquemática los volúmenes y alturas características que se presentan en un embalse, se puede observar la figura en la cual se distinguen los siguientes parámetros:

Volumen muerto (Vm)

El volumen muerto corresponde al volumen del embalse disponible para acumular los sedimentos que transporta la corriente de agua durante un periodo de tiempo determinado; de esta forma el periodo que demora en llenar la capacidad de dicho volumen se considera que es la vida útil del embalse.

Volumen útil (Vu)

Corresponde al volumen disponible para abastecer las necesidades de agua durante un periodo de funcionamiento del embalse. En términos de ingeniería de riegos, el volumen útil corresponde al necesario para garantizar el riego de la zona de beneficio durante la época crítica o de mayor demanda.

Volumen total (Vt)

Es la sumatoria de las dos anteriores (Vm + Vu). Borde libre (BL):corresponde al volumen del embalse disponible para lograr los siguientes objetivos:

Para almacenar un volumen de agua ocasionado por el tránsito de una creciente de cierto periodo de retorno.

Para contener el volumen asociado al oleaje en el embalse por acción del viento.

Para almacenar volúmenes provenientes de crecientes superiores a la de diseño.

Por posibles grietas en la corona que puedan originar su posterior destrucción y por asentamientos de la presa.

Altura o nivel de aguas muertas (Hm)

Corresponde al nivel que alcanzarán los sedimentos durante la vida útil del embalse. El nivel de aguas muertas determina la cota mas baja de las compuertas en la obra de toma.

Altura útil (Hu)

Es la altura asociada al volumen útil, en otro términos corresponde a la altura medida a partir del nivel de aguas muertas hasta alcanzar la altura necesaria para garantizar el abastecimiento de las demandas y pérdidas durante el periodo de funcionamiento del embalse; el nivel alcanzado se denomina nivel de aguas normales, el cual determina la cota a la cual se ubica el vertedero de excesos del aliviadero (obra de excedencias).

Altura de carga sobre el vertedero (Hd)

Corresponde a la altura asociada a la creciente de cierto periodo de retorno que transita a través del embalse lleno y descarga sobre el vertedero de excesos. El nivel máximo de embalse lo da el volumen de creciente máxima a esperar cuya altura sobre el vertedero está dada por la expresión de caudal: Q = CLH3/2

Altura de olas (Ho)

Corresponde a la altura que pueden alcanzar las aguas del embalse por acción del viento, esto significa que el nivel del embalse se altera y debe incrementarse su altura durante el paso de la creciente debido a vientos soplando en la dirección de la presa.

Altura libre (Hl)

Corresponde a la altura asociada por los siguientes conceptos:

Adición por el golpeteo de las olas contra el talud

Adición por el tránsito de crecientes superiores a la diseño

Adición para evitar niveles que puedan afectar zonas de la cresta con grietas por efecto del secamiento del material que la conforma

Por asentamientos de la presa causada por defectos de construcción o por mala calidad de los materiales utilizados.

Figura 52. Esquema de una presa de embalse con sus volúmenes y alturas características

APLICACIÓN DE LA EVAPORACIÓN POTENCIAL EN EL DISEÑO DE EMBALSES

Para disminuir la evaporación potencial en el embalse se deben controlar las condiciones meteorológicas que intervienen en el proceso de evaporación así como adoptar un apropiado dimensionamiento para reducir el área superficial expuesta.

Según la ecuación de Penman, la evaporación potencial está en función de la radiación solar, el albedo, la velocidad del aire y el gradiente de presión (es-e). Estas variables son las que se deben controlar para disminuir la evaporación.

Presa Arco de KaribaFuente: Tomado de la Enciclopedia Encarta 2009

La radiación solar se puede reducir cubriendo la superficie del embalse con una sustancia de albedo alto (plástico blanco, vegetación o alcoholes). La velocidad del aire se controla construyendo barreras (plantando árboles). El gradiente de presión se reduce construyendo el embalse en zonas de alta humedad relativa. Si la evaporación potencial es alta, lo mejor es construir embalses de poca área superficial o almacenar el agua en depósitos subterráneos.

Según Hernán Materón, 1991, se denominan embalses los depósitos artificiales que permiten almacenar agua de origen superficial o subterráneo, para satisfacer necesidades tales como:

Abasto de agua para uso doméstico e industrial (acueductos)

Control de avenidas

Control de la erosión

Riegos (reservorios operativos

Generación de energía eléctrica (presas de embalse)

Otros fines (recreación, pesca, navegación)

Cuando un embalse se utiliza para cumplir con dos o más propósitos se le denomina embalse de uso múltiple, por ejemplo, para riego y generación de energía; para control de avenidas y riegos, etc.

Figura 51. Embalse del Neusa

ATMÓSFERA

Capa gaseosa que envuelve algunos planetas y otros cuerpos celestes. La atmósfera terrestre consiste en una mezcla de gases (aire) formada por nitrógeno (78%), oxígeno (21%), gases inertes, hidrógeno, dióxido de carbono y vapor de agua. El conjunto adquiere una característica coloración azul debida a la dispersión de la luz solar por las moléculas del aire.

El estudio de la atmósfera, del que se puede considerar como iniciadores a Torricelli y Pascal, trata de determinar sus distintas características (presión, temperatura, humedad) y las variaciones que experimentan en las diferentes capas. La troposfera o capa inferior, en la que tienen lugar los llamados fenómenos meteorológicos, alcanza una altitud comprendida entre los 8km (en los polos) y los 18km (en el ecuador). Contiene el 70% del peso total de la atmósfera y en ella existe un gradiente de temperaturas del orden de 6,5° C/km.

El límite superior (tropopausa) da paso a la estratosfera, caracterizada por la ausencia de vapor de agua y una temperatura bastante homogénea (entre -55° C y -40° C); aquí el oxígeno se encuentra, en parte, en forma triatómica constituyendo la capa de ozono, de vital importancia por su función de absorción de las radiaciones ultravioleta, ya que, si llegaran directamente a la superficie terrestre, destruirían todo vestigio de vida en ella. Cerca del límite superior, la temperatura experimenta un aumento brusco y considerable hasta alcanzar los 10° C.

Entre los 50 y 80km se halla la mesosfera, con temperaturas decrecientes hasta los -75°. En la termosfera se producen disociaciones moleculares que provocan temperaturas muy elevadas, de 1.000 a 1.500° C. A partir de los 500 km, y hasta una altura indeterminada, se halla la exosfera. En ella, la atmósfera se halla sumamente rarificada y abunda el hidrógeno ionizado, con lo cual hay una pérdida de partículas (protones y electrones) que escapan al espacio exterior, pérdida que se ve compensada por el aporte de partículas en forma de viento solar. La atmósfera se divide en varios niveles. En la capa inferior, la troposfera, la temperatura suele bajar 5,5 °C por cada 1.000 metros, es la capa en la que se forman la mayor parte de las nubes. La troposfera se extiende hasta unos 16 km en las regiones tropicales (con una temperatura de -79 °C) y hasta unos 9,7 km en latitudes templadas (con una temperatura de unos -51 °C). Ver figura 29.

Figura 28. Niveles de la atmósferaFuente (www.glosariometeorologico.org.ar)

A continuación está la estratosfera, en su parte inferior la temperatura es prácticamente constante, o bien aumenta ligeramente con la altitud, especialmente en las regiones tropicales. Dentro de la capa de ozono, aumenta más rápidamente, con lo que, en los límites superiores de la estratosfera, casi a 50 km sobre el nivel del mar, es casi igual a la de la superficie terrestre. El estrato llamado mesosfera, que va desde los 50 a los 80 km, se caracteriza por un marcado descenso de la temperatura al ir aumentando la altura.

Gracias a las investigaciones sobre la propagación y la reflexión de las ondas de radio, sabemos que a partir de los 80 km, la radiación ultravioleta, los rayos X y la lluvia de electrones procedente del Sol ionizan varias capas de la atmósfera, con lo que se convierten en conductoras de electricidad. Estas capas reflejan de vuelta a la Tierra ciertas frecuencias de ondas de radio.

Debido a la concentración relativamente elevada de iones en la atmósfera por encima de los 80 km, esta capa, que se extiende hasta los 640 km, recibe el nombre de ionosfera. También se la conoce como termosfera, a causa de las altas temperaturas (en torno a los 400 km se alcanzan unos 1.200 °C). La región que hay más allá de la ionosfera recibe el nombre de exosfera y se extiende hasta los 9.600 km, lo que constituye el límite exterior de la atmósfera.

BALANCE HIDROLÓGICO

Silva Medina 1999, el balance hidrológico es la aplicación de la ecuación de continuidad en las variables que intervienen en el ciclo hidrológico de una zona particular durante un periodo determinado.

Ecuación de continuidad:

(1.1)

Donde

P Precipitación (mm/∆t)

ET Evapotranspiración (mm/∆t)

Pq Caudal (mm/∆t)

∆S Cambio de almacenamiento (mm/∆t)

G Flujo de agua subterránea (mm/∆t)

40% P ≤ ET ≤ 60 % P, el 40% corresponde a regiones bajas o llanuras y el 60% a regiones montañosas.

Figura 11. Balance hidrológico

S Volumen de agua almacenado en la cuenca, dado en un tiempo t

So Volumen de agua después de un tiempo to

∆t Intervalo de tiempo del balance (diario, mensual, quincenal, anual, multianual)

∆t t - to por lo tanto

∆S Incremento del volumen de agua dado en un tiempo Dt

En el balance hidrológico es necesario tener en cuenta que la entrada y salida de agua debe ser la misma.

Figura 12. Balance hidrológico en la cuenca

∆S ≅ 0

+G ≅ -G

Por ello la ecuación se expresa como:

= ΕΤ + Pq (1.2)

El Balance Hidrológico en una región o cuenca se realiza para estimar Caudales Medios.

Tabla 4. Precipitación en Colombia

La precipitación para Colombia es de 2.500 mm/año.

Ejemplo de Balance Hidrológico

Región: Colombia

Área: 1.141.000 km2

P = ET + Pq

Pq = P - ET

Tomamos un valor de evapotranspiración del 40% de la precipitación

Pq = 2.500 - 0.40 x 2.500

BIBLIOGRAFÍA

APARICIO MIJARES, Francisco Javier. Fundamentos de Hidrología de Superficie. México: Limusa, 1989, 303 p.





KLOHN, Wulf, LEVY, Andrey. Manual de aparatos e instrumentos hidrométricos. Bogotá: Servicio Colombiano de Meteorología e Hidrología, Organización Meteorológica Mundial, 1972, 170 p.




MONTEALEGRE, Fernando. Curso Básico de Meteorología y Climatología. Palmira: Universidad Nacional Sede Palmira, 1997, 146 p.

ORGANIZACIÓN METEOROLÓGICA MUNDIAL. Balance Hídrico y Relaciones Oferta-Demanda en Colombia, Primera versión.


BORRASCA

Perturbación atmosférica caracterizada por fuertes vientos, abundantes precipitaciones y a veces, fenómenos eléctricos.

Se origina por ondulaciones de la superficie de discontinuidad termodinámica (frente) que separa dos masas de aire contiguas, una caliente y otra fría; dichas ondulaciones parecen ser un reflejo, en superficie, de las ondulaciones de la corriente en chorro o jet stream que circula por la tropopausa.

Suelen agruparse en series de tres o cuatro miembros y avanzan, a lo largo del frente en que se forman, de oeste a este; a su paso la atmósfera sufre una agitación particular; el viento es muy variable, así como la nubosidad y las precipitaciones, que arrecian al paso de ambos frentes, el caliente y el frío. Las borrascas afectan sobre todo a la fachada occidental de los continentes, propiciándoles el tipo de clima oceánico, altamente húmedo y de gran suavidad térmica.

Figura 32. BorrascaFuente (www.metacrawler.com)

CORTE TRANSVERSAL DE LA TIERRA

La Tierra se compone de una serie de capas. La exterior, gaseosa, llamada atmósfera, tiene un grosor de unos 110 km. Los océanos y los lagos constituyen la hidrosfera, la capa de agua que cubre el 70% de la superficie terrestre. La litosfera, formada por los continentes y el suelo marino, es una capa rocosa que se extiende a una profundidad de unos 100 km. El denso estrato que rodea el núcleo interior de la Tierra se llama manto y alcanza una profundidad de 2.900 km. Los radios combinados de los núcleos interior y exterior tienen 3.500 km de longitud. El núcleo puede alcanzar temperaturas de hasta 6.650 ºC.

Figura 29. Corte transversal de la Tierra

DISTRIBUCIÓN DEL AGUA EN LA TIERRA

La hidrología es la ciencia que estudia la distribución del agua en la Tierra, sus reacciones físicas y químicas con otras sustancias existentes en la naturaleza, y su relación con la vida en el planeta. El movimiento continuo de agua entre la Tierra y la atmósfera se conoce como ciclo hidrológico. Se produce vapor de agua por evaporación en la superficie terrestre y en las masas de agua, y por transpiración de los seres vivos. Este vapor circula por la atmósfera y precipita en forma de lluvia o nieve.

Al llegar a la superficie terrestre, el agua sigue dos trayectorias, una parte del agua se vierte directamente en los riachuelos y arroyos, de donde pasa a los océanos y a las masas de agua continentales; el resto se infiltra en el suelo, en cantidades determinadas por la intensidad de la lluvia, así como por la porosidad, permeabilidad, grosor y humedad previa del suelo. Una parte del agua infiltrada constituye la humedad del suelo, y puede evaporarse directamente o penetrar en las raíces de las plantas para ser transpirada por las hojas.

La porción de agua que supera las fuerzas de cohesión y adhesión del suelo, se filtra hacia abajo y se acumula en la llamada zona de saturación para formar un depósito de agua subterránea, cuya superficie se conoce como nivel freático. En condiciones normales, el nivel freático crece de forma intermitente según se va rellenando o recargando, y luego declina como consecuencia del drenaje continuo en desagües naturales como son los manantiales.

Tabla 2. Volumen total de agua en el globo terrestre según estudios deAckerman Lof y R. L. Nace

Fuente: Gustavo Silva Medina Hidrología Básica

El volumen total de agua en el Globo Terrestre es de aproximadamente 1´350.000.000 de Km;3 a este valor se ha llegado por medio de estudios independientes realizados por Ackerman-Lof y R.L. Nace los cuales no difieren sensiblemente como se mostró en la tabla 2.

Dentro del agua dulce no utilizable se encuentran la contenida en glaciares, la humedad atmosférica y el agua contenida en animales, vegetales y minerales.

Tabla 3. Distribución del agua en La Tierra

Figura 8. Porcentaje del agua dulce con respecto al agua salada en La TierraFuente (www.hydrolog.com.br)

El AGUA

El agua es el compuesto químico más abundante en nuestro planeta, donde resulta indispensable para el desarrollo de la vida.

Dicho compuesto es incoloro, inodoro e insípido (en estado puro), cuya molécula está formada por un átomo de oxígeno y dos de hidrógeno; la elevada polaridad y alta constante dieléctrica del agua explican su gran poder disolvente, en especial de compuestos iónicos y sales covalentes polares. Este poder disolvente facilita un gran número de procesos químicos que únicamente pueden tener lugar en disolución.

Entre otras aplicaciones el agua se emplea en la fabricación de papel; en procesos textiles; como disolvente; como refrigerante industrial; en procesos de hidrólisis; en sistemas hidráulicos; como fuente de energía, y como generadora de vapor; sin contar que el agua constituye del 60 al 70% del peso de cada organismo.

Como se muestra en la figura 2, en la Tierra la masa líquida (principalmente océanos y mares) cubre aproximadamente 360´650.000 Km2 de la superficie terrestre (casi las tres cuartas partes), constituyéndose así como la mayor reserva hídrica del globo, con un protagonismo fundamental en la alimentación del vapor atmosférico, en la regulación térmica del planeta y en los procesos de intercambio de energía.

Figura 2. Distribución de la masa líquida salada en La TierraFuente (Microsoft Office)

Sus propiedades físicas son: punto de fusión 100° C y de solidificación 0° C, ambos a la presión de una atmósfera (atm).

Su densidad máxima (1gr/cc) se alcanza a la temperatura de 4° C; el agua es uno de los compuestos más abundantes de la naturaleza, donde existe en sus tres formas: sólido (formando hielo, nieve, escarcha, etc.), líquida (mares, ríos, lagos, etc.) y gaseosa (vapor de agua de la atmósfera).

EQUINOCCIO

Épocas en las que los dos polos de La Tierra se encuentran a igual distancia del Sol, cayendo la luz solar por igual sobre ambos hemisferios, la palabra equinoccio significa "noche igual", uno ocurre en Primavera y el otro en Otoño en el atardecer del 21 de marzo y el 22 de septiembre, respectivamente. Durante el verano los días son más largos que las noches, en el invierno es al revés, pero en un equinoccio el día y la noche duran lo mismo para todo el planeta.

Figura 14. Los trópicos y los hemisferio

Figura 15. Los equinoccios y solsticiosFuente (Altavista movimientos de la tierra)

ETAPAS DEL CICLO HIDROLÓGICO

Figura 9. El ciclo hidrológicoFuente (www.mixmail.com)

Evaporación (E): las moléculas en la superficie de los cuerpos de agua, energizadas por los rayos solares, se escapan a la atmósfera en forma de vapor.

Evapotranspiración (ET): a través de este proceso, las plantas eliminan su exceso de agua, liberándola en la atmósfera en forma de vapor.

Condensación (C): alcanzando las capas más altas y frías de la atmósfera, el vapor del agua se condensa, formando las nubes.

Precipitación (P): impulsadas por los vientos alrededor del mundo, las nubes llegan a un punto tal de saturación, que liberan el exceso de agua en forma de lluvia, nieve o granizo.

Drenaje (D): parte del agua de lluvia se evapora y regresa a la atmósfera, mientras que otra parte llega a la superficie (alimentando los arroyos y ríos), para finalmente regresar a los lagos y mares de donde se originaron, y participar de un nuevo ciclo.

Infiltración / Percolación (I): el agua que no se drenó en la superficie, se infiltra en el subsuelo, alimentando las raíces de las plantas (que la transpiran de regreso a la atmósfera), o percola por gravedad a través de las fisuras y poros del suelo y de las rocas, con una velocidad de algunos centímetros por día. Eventualmente las capas impermeables forman barreras que impiden que el agua descienda mas profundamente en el subsuelo acumulándose en las capas superiores.

Agua subterránea (AS): es el agua que llena los poros y las fracturas de las rocas del subsuelo. Se mueve únicamente por gravedad y puede ser captada a través de obras de ingeniería de pozos.

Acuífero (A): es un depósito geológico que almacena el agua subterránea. Dependiendo de la litología del acuífero, el agua puede fluir muy lentamente dentro de los poros, a razón de algunos metros por año, terminando finalmente en los ríos, lagos y mares. Un acuífero es llamado freático o libre, cuando la superficie superior de su zona saturada es sometida a la presión atmosférica. Al contrario, un acuífero artesiano no está en contacto con la presión atmosférica.

Figura 10. Partes de un acuífero (perfil)Fuente (www.mixmail.co)

Nivel freático (N.F): es la altura del agua dentro de un acuífero freático y puede ser visto como el nivel hasta donde el agua puede subir dentro de un pozo en este tipo de acuífero.

Debido a la evaporación en el propio suelo y en la superficie de los océanos, lagos y ríos lo mismo que por la transpiración de las plantas, el agua en forma de vapor se eleva en la atmósfera saturando el aire de humedad. Los vientos desplazan el aire húmedo sobre los continentes; al enfriarse el vapor se condensa dando lugar a la formación de las nubes, la niebla y finalmente a la precipitación en forma de lluvia, nieve o granizo.

El viento es un factor muy influyente en varios procesos hidrometeorológicos, la humedad y el calor se transmiten con facilidad al aire el cual los transporta y contribuye a adaptar las condiciones térmicas de las superficies con que se pone en contacto.

Del agua que cae sobre la tierra parte se evapora directamente dependiendo de la temperatura producida por la intensidad de la radiación solar que entre a la superficie terrestre y que está en función de la posición del globo terrestre con respecto al sol, por ésto se presentan las diferentes estaciones, los equinoccios y los solsticios.

Otra parte escurre sobre la superficie del terreno (agua superficial o escorrentía) y otra parte más o menos considerable percola en el suelo para convertirse en agua subterránea.

El objeto principal de esta unidad es el de tratar de conocer cada una de las fases del ciclo hidrológico y de los fenómenos que en él intervienen por eso se hace necesario tratar los temas que a continuación se presentan como son: vientos, atmósfera, las estaciones, temperatura entre otros.

HIDROLOGÍA

La Hidrología se define como parte de las ciencias naturales que trata del estudio de las aguas continentales su existencia y distribución, sus propiedades químicas y físicas y su influencia sobre el medio ambiente, incluyendo su relación con los seres vivos; complementándose con ciencias afines como: la meteorología (estudio de la atmósfera), la hidrometeorología (estudio del agua en la atmósfera), la hidrogeología (estudio del agua en las rocas), la climatología, la hidráulica, la oceanografía, la estadística y el cálculo de probabilidades.

Monsalve Sáenz, 1999, mediante el uso de las técnicas hidrológicas es posible lograr un aprovechamiento racional de los recursos hídricos disponibles. Así, en los proyectos que utilizan el agua como componente básico se tienen diferentes aplicaciones como:

Figura 3. Fuentes de abastecimiento de agua

Proyectos que usan el agua como Elemento básico

Fuentes de abastecimiento de agua para uso doméstico o industrial

Suministro de agua para acueductos.

Estudio y construcción de obras hidráulicas

Proyecto de presas.

Fijación de dimensiones hidráulicas de obras de ingeniería, tales como puentes, canales, etc.

Establecimiento de métodos de construcción.

Drenaje

Estudio de características del nivel freático.

Examen de escurrimiento y alimentación natural del nivel freático: precipitación, nivel de agua de las corrientes.

Irrigación

Selección de agua necesaria.

Estudio de evaporación e infiltración.

Control de inundaciones

Regulación de los cursos de agua.

Estudio de las variaciones de caudal y previsión de crecientes máximas.

Examen de las oscilaciones del nivel de agua y de las áreas de inundación.

Figura 4. Colonia alemana inundada (1944)

Control de polución

Análisis de la capacidad de recepción de los cuerpos receptores de afluentes de sistemas de aguas de desecho.

Control de erosión

Estudio de la acción erosiva de las aguas y los recursos de protección contra ésta.

Análisis de intensidad y frecuencia de precipitaciones máximas.

Figura 5. Erosión

Navegación

Estudio sobre construcción y mantenimiento de canales navegables.

Figura 6. Navegación

Aprovechamiento hidroeléctrico

Estudio económico y dimensionamiento de las instalaciones de aprovechamiento según caudales máximos, mínimos y promedio de los cursos de agua.

Estudio de sedimentos para determinación de embalse muerto y colmatación de estructuras.

Estudio de evaporación e infiltración.

Estudio de oleaje en embalses.

Figura 7. Presa el infiernillo (Michoacán México)

Operación de sistemas hidráulicos complejos.

Recreación y preservación del medio ambiente.

Preservación y desenvolvimiento de la vida acuática.

Generación de energía hidroeléctrica.

Es indispensable realizar estudios hidrológicos para determinar la capacidad de la fuente y así abastecer las demandas de agua. Esta fuente puede ser un río o un depósito, superficial o subterráneo.

Tabla 1. Estudios hidrológicos de proyectos de propósito múltipleFuente: Germán Monsalve Sáenz, Hidrología en la Ingeniería

LAS ESTACIONES

En primer término debemos dejar firmemente establecido que el planeta Tierra cumple en el espacio cinco movimientos principales simultáneos, los cuales son:

1. El movimiento de rotación en torno al núcleo central de la Vía Láctea.

2. El movimiento de rotación sobre su eje polar.

3. El movimiento de traslación sobre su órbita en torno al Sol.

4. El movimiento de precesión de los equinoccios.

5. El movimiento de nutación.

En la figura 13 podemos apreciar la posición de la tierra con relación al sol en cuatro puntos que corresponden al inicio de las estaciones en el hemisferio norte: "A" el 21 de junio solsticio de verano, "C" el 21 de diciembre solsticio del invierno; "B", 21 de septiembre para el otoño y 21 de marzo, para la primavera, fechas de los equinoccios.

Figura 13. Las Estaciones en el Hemisferio NorteFuente (Tomada de ASTRONOMÍA)ISBN 84-303-0746-X

La tierra gira sobre su eje una vez al día pero se desplaza alrededor del sol recorriendo una órbita una vez al año, sobre un plano llamado eclíptica que es el círculo ecuatorial máximo de la esfera celeste. Igualmente el eje de la tierra no es perpendicular a este plano y tiene una inclinación de 23 grados y medio que es el origen de las estaciones. Para mayor claridad se presentan en la figura 13, dos posiciones de la tierra que corresponden a los solsticios. Se puede ver mejor la inclinación del eje de nuestro planeta que es de 23 grados y medio con relación a una perpendicular sobre el plano de la eclíptica.

Además vemos en la figura 13, "A" VERANO, que al llegar los rayos del sol a la tierra durante esta época en nuestro hemisferio, el polo norte permanece iluminado durante todo el día, en cambio, el polo sur está en sombra, lo que significa que en estos dos puntos los días y las noches son de seis meses. Por este mismo motivo en las zonas templadas como Europa y los Estados Unidos, los días durante el verano son largos y las noches cortas. Pero en Colombia, por estar en la zona ecuatorial, estas diferencias no son notorias y en Bucaramanga entre los solsticios hay una diferencia de una hora solamente: 5:30 a 6:30 p.m.

METEOROLOGÍA

Estudio de la atmósfera de la Tierra que incluye el análisis de las variaciones diarias de las condiciones atmosféricas (meteorología sinóptica), de las propiedades eléctricas, ópticas y otras de la atmósfera (meteorología física); del clima, las condiciones medias y extremas durante largos periodos de tiempo (climatología), la variación de los elementos meteorológicos cerca del suelo en un área pequeña (micrometeorología) y muchos otros fenómenos.

El estudio de las capas más altas de la atmósfera (superiores a los 20 km o los 25 km) suele implicar el uso de técnicas y disciplinas especiales y recibe el nombre de aeronomía. El término aerología se aplica al estudio de las condiciones atmosféricas a cualquier altura.

Meteorología con satélites

La mayoría de los servicios meteorológicos utilizan información de los satélites para elaborar sus previsiones. Fotografías como la del huracán Gloria (figura 33), revelan patrones y movimientos que suministran pistas sobre la evolución de la tormenta. El clima es vigilado y fotografiado de forma continua por los satélites en todo el mundo, pero sigue siendo difícil predecir el tiempo porque hay muchas variables implicadas.

Figura 33. Meteorología con satélites

Los sensores infrarrojos ayudan a los meteorólogos en la interpretación de las fotografías, ya que determinan la altura y temperatura de las nubes.

PRESIÓN ATMOSFÉRICA

Presión que ejerce la atmósfera sobre los cuerpos sumergidos en ella. En un nivel determinado, la presión atmosférica es igual al peso de la columna de aire existente encima de dicho nivel. Al nivel del mar, su valor normal se considera de 760 mm Hg (1.013 mbar), mientras que a una altura de 5.500 m este valor se reduce a la mitad.

Figura 30. Barómetro y barógrafoFuente (www.estacionaguacero.com)

El aire frío pesa más que el caliente, y éste es uno de los factores que influyen en las diferencias de presión atmosférica a un mismo nivel. Además, los anticiclones y las borrascas generan corrientes de aire en sentido vertical que modifican sustancialmente el valor de la presión atmosférica, circunstancia que se utiliza de forma importante en la previsión de la evolución del tiempo. La disposición que adoptan las isobaras configura unas formas denominadas campos de presión, por cuanto en realidad los delimitan y sitúan: altas presiones o anticiclones, bajas presiones o depresiones, dorsales, collados, vaguadas (ver glosario). Los campos de presión estables en el tiempo, o poco variables, se denominan centros de acción, ya que son los que regulan las masas de aire y la circulación de los vientos.

Isobara

La isobara está definida como la línea que presenta igual presión. Esta línea representa un proceso isóbaro en un diagrama termodinámico. En un mapa meteorológico, como es nuestro caso, son las líneas que unen las estaciones meteorológicas para las cuales la presión atmosférica referida al nivel del mar es la misma. Suelen expresarse en milibares y son muy útiles para la predicción meteorológica.

Figura 31. Ejemplo de IsobarasFuente (www.hydrolog.com)

"En algunas ocasiones las isobaras forman familias de curvas encerradas unas en otras alrededor de una región donde la presión es más alta o más baja que en los puntos de su alrededor. En el primer caso constituye un anticiclón y en el segundo un ciclón". (www.glosariohidrolog.com)

RECOLECCIÓN DE DATOS

La recolección de datos sobre el clima se logra sobre todo por medio de la transmisión vía teletipo de mensajes codificados, a través de líneas terrestres y de la radio. Los circuitos nacionales de teletipos operan como líneas multiusuario y los datos impresos por cualquier estación aparecen al mismo tiempo en todas las demás estaciones conectadas a la misma línea.

Los datos recopilados a nivel nacional se intercambian a través de circuitos globales a larga distancia de alta velocidad, con lo que, en cerca de una hora, los informes sobre la superficie y las capas superiores de la atmósfera están disponibles en los centros regionales de muchos países. El sistema global de telecomunicaciones de la Organización Mundial de Meteorología actúa como centro de recepción y transmisión de los datos que proceden de las estaciones de superficie y los satélites meteorológicos, así como de los que proceden de barcos, aviones y radiosondas.

Tabla 7. Simbología en la recolección de datos

SOLSTICIO

Tiempo en que se halla el Sol más lejos del Ecuador. El solsticio de verano (22 de junio) es el día más largo del año (en el hemisferio norte), al mediodía el sol alcanza el punto más alto del cielo durante el año, la insolación es máxima. El solsticio de invierno (21 de diciembre) es el día más corto del año (en el hemisferio norte), al mediodía el sol alcanza el punto más bajo del cielo durante el año, la insolación es mínima.

Figura 16. Los solsticiosFuente (Altavista movimientos de la tierra)

En los solsticios el sol cae verticalmente sobre el trópico de Cáncer (solsticio de verano en el hemisferio norte) o sobre el trópico de Capricornio (solsticio de invierno en el hemisferio norte).

Todas las fechas son sólo aproximadas. En las dos posiciones de solsticio, la declinación del sol se mantiene durante varios días casi sin moverse; de ahí el nombre de "solsticio", que significa en latín "Sol quieto".

TEMPERATURA

El concepto de temperatura se deriva de la idea de medir el calor o frialdad relativos y de la observación de que el suministro de calor a un cuerpo conlleva un aumento de su temperatura mientras no se produzca la fusión o ebullición. En el caso de dos cuerpos con temperaturas diferentes, el calor fluye del más caliente al más frío hasta que sus temperaturas sean idénticas y se alcance el equilibrio térmico. Por tanto, los términos de temperatura y calor, aunque relacionados entre sí, se refieren a conceptos diferentes: la temperatura es una propiedad de un cuerpo y el calor es un flujo de energía entre dos cuerpos a diferentes temperaturas.

Termómetro

Instrumento que se utiliza para medir la temperatura, consiste en un tubo de cristal graduado con un tubo insertado relleno de líquido (mercurio), el cual se dilata o comprime según la temperatura y en base a la altura que alcance se lee en la escala graduada.

Figura 24. Termómetro de placaFuente (www.meteofrancia.com)

Los cambios de temperatura tienen que medirse a partir de otros cambios en las propiedades de una sustancia. Por ejemplo, el termómetro de mercurio convencional mide la dilatación de una columna de mercurio en un capilar de vidrio, ya que el cambio de longitud de la columna está relacionado con el cambio de temperatura. Si se suministra calor a un gas ideal contenido en un recipiente de volumen constante, la presión aumenta, y el cambio de temperatura puede determinarse a partir del cambio en la presión según la ley de Gay-Lussac, siempre que la temperatura se exprese en la escala absoluta.

Escalas de Temperatura

Una de las primeras escalas de temperatura, todavía empleada en los países anglosajones, fue diseñada por el físico alemán Gabriel Daniel Fahrenheit. Según esta escala, a la presión atmosférica normal, el punto de solidificación del agua (y de fusión del hielo) es de 32 °F, y su punto de ebullición es de 212 °F. La escala centígrada o Celsius, ideada por el astrónomo sueco Anders Celsius y utilizada en

casi todo el mundo, asigna un valor de 0 °C al punto de congelación del agua y de 100 °C a su punto de fusión. En ciencia, la escala más empleada es la escala absoluta o Kelvin, inventada por el matemático y físico británico William Thomson, lord Kelvin. En esta escala, el cero absoluto, que está situado en -273,15 °C, corresponde a 0°K, y una diferencia de un Kelvin equivale a una diferencia de un grado en la escala centígrada.

Tabla 6. Estados del agua en las diferentes escalas de temperaturaFuente: Gustavo Silva Medina, Hidrología Básica

Medición de la Temperatura

Con base en las escalas anteriores la temperatura se muestra como un valor relativo que compara el grado de calor entre dos estados; en las estaciones climatológicas se usan termómetros convencionales para medir la temperatura.

Temperatura Media

El concepto de temperatura media diaria se refiere a la temperatura promedio de la masa de aire en una estación, durante las 24 horas del día. Para cada día, la temperatura media diaria se calcula, ya sea con el registro de un termógrafo (ver figura 25) o con el promedio de lecturas del termómetro de mercurio tomadas cada 6 horas, o como el promedio de las lecturas de los termómetros de máxima y mínimas (ver figura 26) en las 24 horas.

Figura 25. TermógrafoFuente (www.meteofrancia.com)

Figura 26. Termómetro Six (temperatura máxima y mínima)Fuente (www.estacion aguacero.com)

Termómetro six

Este termómetro es usado para indicar la temperatura ambiente, además cuenta con dos índices que marcan uno la temperatura máxima y el otro la mínima. (Ver figura 26).

Efectos de la Temperatura

La temperatura de la atmósfera se ve muy influida tanto por las zonas de tierra como de mar. En enero, por ejemplo, las grandes masas de tierra del hemisferio norte están mucho más frías que los océanos de la misma latitud y en julio la situación es la contraria. A bajas alturas, la temperatura del aire está determinada en gran medida por la temperatura de la superficie terrestre. Los cambios periódicos de temperatura se deben básicamente al calentamiento por la radiación del Sol de las zonas terrestres del planeta, que a su vez calientan el aire situado por encima. Como resultado de este fenómeno, la temperatura disminuye con la altura, desde un nivel de referencia de 15 °C en el nivel del mar (en latitudes templadas) hasta unos -55 °C a 11.000 m aproximadamente. Por encima de ésta altura, la temperatura permanece casi constante hasta unos 34.000 mts.

Transferencia de calor

Figura 27. Transferencia de calor

El calor puede transferirse de tres formas

Por conducción, por convección y por radiación. La conducción es la transferencia de calor a través de un objeto sólido: es lo que hace que el asa de un atizador se caliente aunque sólo la punta esté en el fuego. La convección transfiere calor por el intercambio de moléculas frías y calientes: es la causa de que el agua de una tetera se caliente uniformemente aunque sólo su parte inferior esté en contacto con la llama.

La radiación es la transferencia de calor por radiación electromagnética (generalmente infrarroja): es el principal mecanismo por el que un fuego calienta la habitación.

Gradiente de Temperatura

Se define como la relación entre temperatura y altura para la atmósfera de un sitio determinado. Cuando la atmósfera no está saturada, (el aire tiene capacidad para recibir humedad en forma de vapor de agua) el gradiente de temperatura se denomina adiabático seco, corresponde aproximadamente a una disminución de 1° C por cada 100m de altura.

En atmósfera saturada el gradiente se llama adiabático saturado, su valor es inferior al adiabático seco. Esta diferencia de gradientes se explica porque la densidad (r ) del aire es función tanto del nivel como de la temperatura y el contenido de humedad.

Gradiente barométrico

Es la variación de presión con la distancia. Si las presiones de dos isobaras próximas son p y p+a, entonces el gradiente barométrico es a/x siendo x la distancia de separación.

Gradiente de Temperatura

Es la pendiente de la curva T=f(x) en un punto determinado de un cuerpo situado a una distancia x de un foco térmico. Es siempre negativa porque el calor fluye en la dirección que x crece y T disminuye en esa dirección. Si el cuerpo está aislado y en un régimen estacionario dT/dx es constante a lo largo de x.

Gradiente geotérmico

Es la variación de temperatura en la profundidad de la tierra. Por término medio es de 1ºC por cada 30 metros y es debido a las altas temperaturas de la tierra.

TRANSMISIÓN DE DATOS

En el margen de dos horas desde la recogida de los datos, hay mapas climatológicos disponibles en los centros de previsión meteorológica.

El uso del fax ha multiplicado la eficiencia de estos centros, ya que los mapas son trazados por analistas expertos y están al alcance de los meteorólogos de campo en mayor variedad y con mayor rapidez de lo que antes era posible, cuando se trazaban de forma local.

Pronóstico del tiempo en América del Sur

Ciertos análisis de las condiciones en la atmósfera superior son realizados de modo automático por medio de ordenadores o computadoras que, con periféricos adicionales, pueden traducir y almacenar la información codificada de las líneas de teletipo, realizar cálculos matemáticos y presentar los resultados en forma de líneas trazadas sobre mapas. Tales análisis se transmiten vía fax a las estaciones locales y son almacenados para su empleo en previsiones climatológicas numéricas.

Imagen satelital de la nubosidad en elc caribe para el seguimiento de sistemas tormentosos

ANÁLISIS DE CONSISTENCIA DE LA INFORMACIÓN REGISTRADA

Es necesario verificar la consistencia de los datos de precipitación antes de ser usados, la inconsistencia puede ser causada entre otras por la acción del hombre.

ANÁLISIS DE DOBLES MASAS

El método consiste en construir una curva doble acumulativa, en la cual son relacionados los totales anuales acumulados de precipitación de un determinado lugar y la media acumulada de los totales anuales de todos los puestos de la región, considerada climatológicamente homogénea y por consiguiente homogénea desde el punto de vista de datos. (Monsalve Sáenz, 1999, p.84).

Figura 95. Ajuste de los valores de precipitación mediante el análisis doblemente acumulativoFuente (Hidrología en la Ingeniería, Germán Monsalve Sáenz)

En la figura 95 se observa un cambio de homogeneidad en la pendiente causado por múltiples factores como: un cambio en la localización del aparato, la construcción de obras civiles o el uso de unidades de medida diferentes; por estas razones los datos deben ser corregidos con la siguiente fórmula:

(3.9)

Donde

PA Lluvia anual ajustada (mm)

Ma Pendiente de los datos de la estación X

Mo Pendiente de los datos de las estaciones adyacentes

Po Datos observados que deben ser corregidos

BIBLIOGRAFÍA






MATERÓN MUÑOZ, Hernán. Obras Hidráulicas Rurales. Cali: Universidad del Valle, Departamento de mecánica de fluídos y ciencias térmicas, 1991, 318 p.





COEFICIENTE PLUVIOMÉTRICO

Se denomina coeficiente pluviométrico de una región al cociente entre lo que llovió en un día en el sitio y lo que debió llover ese día.

CPm = Lo que llovió / Lo que ha debido llover (3.4)

Si el coeficiente CP es mayor que 1, lo que llovió es mayor a lo que ha debido llover. Se da en épocas de invierno donde el clima es húmedo y se presentan lluvias.

Si el coeficiente CP es menor que 1, lo que llovió es menor a lo que ha debido llover. Se da en épocas de verano donde el clima es seco y se presenta estiaje.

Cuando el coeficiente CP es 1 o aproximadamente igual a 1, se tiene la figura:

Figura 84. Coeficiente pluviométrico

A continuación se presenta el formato de los registros de datos que provee el IDEAM.

Tabla 21. Registro de datos del IDEAM


Grafique en un hietograma los datos dados en la tabla 18:

Tabla 18. Lluvias anuales estación A periodo 1988 - 2000

Figura 83. Hietograma de lluvias anuales

ESTACIÓN PLUVIOGRÁFICA

En una gráfica se registra en forma continua la precipitación por cambios de peso de una balanza debido al volumen de agua recolectada para determinar la intensidad, duración y el total de las lluvias. La información que se obtiene es de lluvias de duración corta en donde el tiempo varía desde 5 minutos ( mínimo intervalo de tiempo en el que se puede entender) hasta 24 horas.

Figura 80. PluviógrafoFuente ( www.inia.org.uy)

Para analizar los resultados de lluvias en cualquiera de las estaciones antes mencionadas, de donde se pueden calcular lluvias mensuales y anuales para el periodo de registro. Estos valores se presentan en diagramas de barras conocidos como hietogramas.

ESTACIÓN PLUVIOMÉTRICA

Miden el total de la precipitación atmosférica en un período de tiempo dado (24 horas); su observación se realiza en cualquier momento del día pero para que sus datos sean confiables se debe hacer la lectura todos los días a la misma hora.

Figura 78. PluviómetroFuente (www.mixmail.com)

El pluviómetro es el instrumento más utilizado para la medición de las precipitaciones, también se le llama pluviómetro no registrador por cuanto requiere de un observador que tome las lecturas, quien debe a su vez consignar en una hoja de datos el nombre de la estación, coordenadas, altura y el tipo de estación. Consta de un tanque cilíndrico que capta la lluvia que cae directamente sobre él, tiene un área de captación pequeña, los registros se consideran puntuales y expresan dicha captación en litros o mm/m².

Después del segundo párrafo (mm/m2) colocar lo siguiente: A menudo es importante conocer, no solamente la altura de las precipitaciones correspondientes a un período bastante largo (un día por ejemplo), sino también la intensidad (o el caudal) de esas precipitaciones en cada instante en el curso de un aguacero, se utilizan pluviómetros registradores los cuales trazan sobre un diagrama, las curvas de las alturas de las precipitaciones acumuladas en función del tiempo. La información que se obtiene es de lluvias de larga duración en donde el tiempo es mayor a 24 horas sin tener conocimiento de cómo fue la precipitación.

Figura 79. Estación PluviométricaFuente ( www.meteorologia.com)

ESTACIONES HIDROLÓGICAS

Son aquellos puestos de observación donde se encuentran instaladas miras hidrométricas o registradores de nivel. Se clasifican en:

Limnimétricas

Disponen de reglas graduadas o limnímetros que sirven para determinar el nivel de un río o fuente de agua. Su lectura se hace diariamente por observación a las 6:00 AM y 6:00 PM horas. Por lo general disponen de un sistema de paso de una orilla a la otra para medir mediante molinete (medidor de corriente) la velocidad y profundidad del cauce para la determinación de los caudales.

Figura 81. Estación limnimétricaFuente (www.ideam.gov.co)

Una Estación Hidrológica de Observación es aquel lugar donde se efectúan observaciones hidrológicas o climatológicas para fines hidrológicos. La Estación vista en la fotografía corresponde a una estación tipo LM según el catálogo de estaciones de Colombia y se caracteriza por no tener instrumentos de registro o limnígrafo, por lo cual dichas estaciones miden únicamente el nivel de los ríos cuando un observador va a determinadas horas a hacer la lectura, razón por la cual el registro no es permanente. (IDEAM, 1999).

Limnigráficas

Además de poseer los elementos medidores de una estación limnimétrica, tienen una estructura especial donde se ubica un registrador que registra continuamente los niveles.

Figura 82. Estación LimnigráficaFuente (www.ideam.gov.co)

Una estación hidrométrica como la de la fotografía es una estación de tipo LG y se caracteriza por tener instrumento registrador o limnígrafo. En la fotografía anterior vemos la caseta que contiene el limnígrafo el cual es un instrumento que registra los niveles de agua en el tiempo. La principal diferencia con los limnímetros es precisamente la característica de estar registrando continuamente en el tiempo ya que éstos poseen un mecanismo de relojería que permite con un adecuado mantenimiento obtener un registro continuo de niveles. (IDEAM, 1999).

ESTIMATIVO DE DATOS FALTANTES DE PRECIPITACIÓN

Puede ocurrir que al recopilar los datos pluviométricos la información esté incompleta, ya sea por una falla en el equipo, falta de personal capacitado en la toma de los registros, etc.

A continuación se relacionan los métodos usados para estimar datos faltantes de precipitación:

Promedio Aritmético

Figura 94. Estimativo de datos faltantes de precipitación

Se realiza el promedio aritmético de las lluvias de las estaciones A, B, C, para determinar la precipitación de X cuando el promedio de la precipitación media anual no es mayor del 10% en cada una de las estaciones comparada con la precipitación media anual en estudio (X).

(3.7)

Si la diferencia es mayor del 10%, la precipitación de la estación X se calcula con la siguiente formula:

(3.8)

Donde

PX Precipitación de la estación X. (mm)

NX Precipitación media anual de la estación X. (mm)

PA,B,C Precipitación de las estaciones A, B, C durante el tiempo por completar. (mm)

NA,B,C Precipitación media anual de las estaciones A, B, C. (mm)

A este método se le conoce como Proporción normal.

FORMACIÓN DE LA PRECIPITACIÓN

Para la formación de la precipitación es necesario tener en cuenta los siguientes elementos:

Humedad atmosférica.

Radiación solar.

Mecanismo de enfriamiento del aire húmedo.

Presencia de núcleos higroscópicos para que haya condensación.

Mecanismo de crecimiento de las partículas.

El aire húmedo es calentado por la radiación solar y debido a ésto asciende; cuando ésta masa atraviesa el nivel de condensación, la temperatura disminuye de acuerdo con un gradiente (desciende 1° C por cada 100 m de ascenso), luego a éste nivel el vapor de agua pasa de su actual estado a líquido o sólido; para este proceso es necesario la presencia de núcleos higroscópicos (cuerpos que absorben o exhalan humedad) donde éstas partículas de agua se adhieren, las gotas se mantienen en suspensión hasta que crecen suficientemente alcanzando el peso requerido para precipitar.

MECANISMOS DE ASCENSO DE LAS MASAS DE AIRE

Precipitación Orográfica

Se presenta cuando la masa de aire húmeda en movimiento chocan contra una barrera topográfica (montañas) y es obligada a ascender siguiendo los accidentes naturales del terreno.

Figura 68. Precipitación orográfica

Precipitación Convectiva

Debido a la radiación solar, la superficie terrestre aumenta su temperatura provocando el calentamiento de la masa de aire existente, por la diferencia de densidades la masa de aire en la parte superior que no se calentó desplaza el aire cálido de la parte inferior causando su ascensión, este proceso es lento si las masas de aire están en calma y no hay turbulencia.

Figura 69. Precipitación convectivaFuente (www.cna.gob.mx)

Cuando hay viento se presenta una ascensión brusca y violenta del aire menos denso (cálido), generando precipitaciones de poca intensidad y larga duración concentradas en grandes áreas así como nubes de gran desarrollo vertical conocidas como "estratos" o "estratocúmulos".

Precipitación por Convergencia

Figura 70. Precipitación por convergencia

Se presenta en el caso en que dos masas de aire de aproximadamente la misma temperatura, que se mueven al mismo nivel en direcciones opuestas chocan produciéndose un calentamiento de las mismas, provocando una disminución en su densidad y por lo tanto su ascenso.

Existen tres tipos

Convergencia

Propiamente dicha la cual obedece a lo explicado anteriormente.

Figura 71. Zona de Convergencia IntertropicalFuente (Enciclopedia el Tiempo)

Área en los hemisferios norte y sur donde convergen los vientos alisios, generalmente localizada entre los 10 grados al norte y sur del ecuador. Es una amplia área de baja presión donde tanto la fuerza de coriolis como la baja presión gradual son débiles, permitiendo la formación ocasional de perturbaciones tropicales. Durante el verano en el hemisferio norte, cambia de lugar siguiendo los rayos solares más perpendiculares, por ejemplo, avanzando hacia el norte sobre el sur de Asia y el Atlántico Norte. (Jiménez Ortega, 1994).

Ciclón

Es una masa de aire circular de baja presión en el centro, la cual gira en sentido antihorario en el hemisferio norte; en su centro (ojo del ciclón) la presión es baja y hace subir el aire de las capas inferiores. El anticiclón es una zona de alta presión circular que gira en sentido horario en el hemisferio norte.

Figura 72. CiclónFuente (www.cna.gob.mx )

Frente

Escribe una superficie de discontinuidad que separa dos masas de aíre de distinta densidad o temperatura. Los frentes provocan, a su paso, diversas modificaciones de los factores meteorológicos, según su naturaleza.

Figura 73. FrentesFuente (www.upv.es)

Un frente cálido

está formado por una masa de aire caliente que asciende por encima del aire más frío y origina la formación de nubes ( cirros) MS" SIZE=3> a gran altura y estratos a baja altura, que provocan lluvias continuas, poco intensas y de gran extensión areal.

Figura 74. Frente cálidoFuente (www.upv.es)

Figura 75. Frente frío

Un frente frío

constituido por una masa de aire frío que se introduce como una cuña por debajo del aire caliente y lo hace ascender con rapidez, provoca la formación de nubes (cumulonimbos), chubascos(lluvias intensas y tormentas), de corta duración y poca extensión areal.

Etapas de formación de un frente

Figura 76. Etapas de formación de un frenteFuente (www.hidrolog.com.br)

Los frentes se asocian a zonas de baja presión y se producen cuando una masa de aire frío entra en contacto con otra de aire cálido. La circulación de la atmósfera terrestre hace que el aire frío se mueva hacia el Este y hacia el ecuador, mientras que el cálido se desplaza hacia el Este y hacia los polos formando una cuña llamada sector cálido. Este movimiento hace que el frente se curve; el frente cálido se desvía hacia el Este, donde el borde delantero del sector cálido está reemplazando al aire frío, y el frente frío se desvía hacia el Oeste.

Como el aire frío se mueve más deprisa que el cálido, el sector cálido se va comprimiendo y el frente se cierra y pierde fuerza.

MEDICIÓN DE LA PRECIPITACIÓN

El lugar especial donde se tienen los equipos de medición de la precipitación se denomina estación meteorológica la cual es un puesto de observación donde se encuentran instrumentos que sirven para medir los elementos meteorológicos, en superficie y altura, con el fin de establecer el comportamiento atmosférico en las diferentes zonas del territorio nacional y el intercambio internacional. (IDEAM, Marzo 15, 1999)

Las estaciones climatológicas, están establecidas para medir por observación los parámetros meteorológicos relacionados con la precipitación, evaporación, recorrido del viento, radiación solar, punto de rocío, cantidad de horas de sol, temperaturas sobre el suelo a 5 y 10 centímetros de altura, dirección y recorrido del viento, temperaturas del ambiente máxima, mínima, seca y húmeda y la humedad relativa (en cada unidad modular se tratarán los equipos e instrumentos correspondientes). Las observaciones se realizan diariamente a las 7:00, 13:00 y 19:00 horas. (IDEAM, Marzo 15, 1999).

Figura 77. Caseta meteorológicaFuente (www.meteochile.cl/intru.htm)

La caseta meteorológica consta de paredes que están provistas de celosías, a manera de persianas, que permiten la libre circulación del aire a través de ellas. Así mismo, el fondo de la caseta está formado por tablillas traslapadas o un doble piso con agujeros desalineados, que impiden la transmisión del calor y la luz que se refleja del suelo hacia el interior. Los instrumentos y aparatos que van dentro de la caseta son:

Termómetro de Máxima.

Termómetro de Mínima.

Higrómetro.

Psicrómetro.

Para la medición de la precipitación se utilizan equipos normalizados denominados pluviómetros los cuales se clasifican en:

Pluviómetros no registradores (pluviómetros).

Pluviómetros registradores (pluviógrafos).

MÉTODO ARITMÉTICO

Figura 86. Estaciones pluviométricas dentro de una cuenca

El método aritmético es poco utilizado y consiste en sacar el promedio aritmético de las estaciones que están dentro de la cuenca.

Los valores entre paréntesis indican p (mm)

Este método utiliza estaciones que están dentro de la cuenca y no se preocupa por las que están por fuera, además no tiene en cuenta la ubicación de las estaciones ni la topografía.

Provee datos confiables si los aparatos pluviométricos están uniformemente distribuidos en la cuenca, la variación entre las medidas es pequeña y el área de la cuenca es bastante plana.

La precipitación media de la cuenca es:

Donde

P Precipitación media de la cuenca (mm)

P Precipitación registrada en el pluviómetro (mm)

n Número de estaciones


Según la figura 86, con sus respectivos valores, la precipitación media de la cuenca es:

Polígonos de Thiessen

Figura 87. Polígonos dentro de una cuenca

En éste método el número de estaciones puede ser cualquiera, tiene en cuenta la localización de las estaciones incluso las que están por fuera de la cuenca, pero no tiene en cuenta la topografía.

Se sigue el siguiente procedimiento (ver figura 87):

Unir las estaciones más cercanas por medio de líneas rectas sin que éstas se crucen.

Después de trazadas las líneas, las figuras que deben quedar son triángulos.

Luego se busca el centro geométrico de cada triángulo (se trazan perpendiculares por el punto medio de cada línea del triángulo y el punto resultado de la intersección de dichas perpendiculares es el centro geométrico).

Los lados de los polígonos son el límite de las áreas de influencia de cada estación.

Una vez dibujados los polígonos se calcula el área de cada polígono y la precipitación media de la cuenca se determina por la fórmula:

(3.6)

Donde

P Precipitación medio de la cuenca (mm)

Pn Precipitación media de cada estación (mm)

An Área de cada polígono (km2)

A Área total de la cuenca (km2)

Ejemplo

Tomando los mismos datos del ejemplo anterior la precipitación será:

Tabla 22. Ejemplo de Polígonos de Thiessen

MÉTODO DE ISOYETAS

Las isoyetas son líneas que unen puntos de igual precipitación. Para el trazado de las isoyetas podemos utilizar un intervalo de 100 en 100 m, cuando hay precipitaciones bajas, y se puede aumentar el intervalo cuando las precipitaciones son mayores como en zonas montañosas se pueden hacer Isoyetas mensuales, anuales ó diarias.

El trazado de las isoyetas es parecido al de las curvas de nivel, pero la cota de agua precipitada es reemplazada por la cota del terreno. Esto teniendo en cuenta un rango de error de ± 10% del valor de nivel de agua obtenido.

No deben considerarse datos aislados que no encajen con el plano general de la zona, aún en el caso que puedan ser reales, ya que su influencia en valores medios de las precipitaciones en las cuencas es muy pequeña. En el caso de que queden muy próximas dos líneas del mismo valor; debe efectuarse un empalme según se muestra en la figura 88:

Figura 88. Método de Isoyetas

Es importante tener en cuenta el relieve en el trazado de Isoyetas y la dirección de los vientos para localizar las Isoyetas.


En la cuenca de la figura 88, la precipitación media de la cuenca será:

Tabla 23. Ejemplo del método de Isoyetas

La precipitación media de la cuenca es la sumatoria de las precipitaciones ponderadas:

P = 55 + 59.5 + 81 + 110 + 156.4

P = 461.9 mm


Tomado del texto Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar, p. 140

Calcular la precipitación media que se presento para el mes de noviembre de 1981 en la cuenca del río Tuluá, empleando los métodos:

Promedio aritmético.

Polígonos de Thiessen.

Líneas Isoyetas.

Tabla 24. Precipitación registrada en el mes de noviembre de 1981 en las estaciones pluviométricas de la cuenca del río Tuluá

Solución

Método del Promedio Aritmético

Tomando los valores de la precipitación del mes de noviembre de 1981 de las 7 estaciones pluviométricas de la cuenca del río Tuluá, la precipitación media es:

Figura 89. Localización de las estaciones pluviométricas. Cuenca río TuluáFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar)

Método de los Polígonos de Thiessen

Según la expresión general de este método se requiere calcular el área aferente de cada una de las estaciones, para lo cual se inicia triangulando y se continúa con la metodología explicada en el numeral 3.5.2. En la figura 90, se muestra el área de influencia (polígonos de Thiessen) de cada estación presentada en la tabla 25.

Figura 90. Polígonos de Thiessen. Cuenca río TuluáFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar)

Tabla 25. Cálculo de la precipitación media por el método de los Polígonos de ThiessenFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar)

Aplicando la ecuación 3.6 se tiene que la precipitación media de la cuenca es:

Método de las Isoyetas

De acuerdo con el procedimiento explicado en el numeral 3.5.3 se procede a trazar las curvas de igual precipitación (isoyetas). En la figura 91, se presenta el plano de la cuenca del río Tuluá con las curvas isoyetas del mes de noviembre de 1981. La tabla 26, presenta la relación de las áreas entre isoyetras consecutivas, precipitación promedio y el producto P1 x A1 requeridos para determinar la precipitación media de la cuenca.

Figura 91. Plano de isoyetas. Noviembre de 1981. Cuenca río TuluáFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar)

Tabla 26. Cálculo de la precipitación media por el Método de las IsoyetasFuente (Hidrología Básica I, Henry Jiménez Escobar)

De acuerdo con la expresión general, la precipitación media de la cuenca es:

A continuación se presenta un cuadro comparativo de las ventajas y desventajas que tiene cada método

Tabla 27. Ventajas y desventajas de los métodos de variación espacial de la precipitación

POLÍGONOS DE THIESSEN

Figura 87. Polígonos dentro de una cuenca

En este método el número de estaciones puede ser cualquiera, tiene en cuenta la localización de las estaciones incluso las que están por fuera de la cuenca, pero no tiene en cuenta la topografía.

Se sigue el siguiente procedimiento (ver figura 87):

Unir las estaciones más cercanas por medio de líneas rectas sin que éstas se crucen.

Después de trazadas las líneas, las figuras que deben quedar son triángulos.

Luego se busca el centro geométrico de cada triángulo (se trazan perpendiculares por el punto medio de cada línea del triángulo y el punto resultado de la intersección de dichas perpendiculares es el centro geométrico).

Los lados de los polígonos son el límite de las áreas de influencia de cada estación.

Una vez dibujados los polígonos se calcula el área de cada polígono y la precipitación media de la cuenca se determina por la fórmula:

(3.6)

Donde

P precipitación medio de la cuenca (mm)

Pn precipitación media de cada estación (mm)

An área de cada polígono (km2)

A área total de la cuenca (km2)

Ejemplo:Tomando los mismos datos del ejemplo anterior la precipitación será:

Tabla 22. Ejemplo de Polígonos de Thiessen

NUBE

Figura 62. NubesFuente (www.yahoo.com)

Forma condensada de humedad atmosférica compuesta de pequeñas gotas de agua o de diminutos cristales de hielo. Las nubes son el principal fenómeno atmosférico visible.

Formación y efectos

En meteorología, la formación de nubes debido al enfriamiento del aire provoca la condensación de vapor de agua, invisible, en gotitas o partículas de hielo visibles. Las partículas que componen las nubes tienen un tamaño que varía entre 5 y 75 micras (0,0005 cm y 0,008 cm). Las partículas son tan pequeñas que las sostienen en el aire corrientes verticales leves.

Las diferencias entre formaciones nubosas derivan, en parte, de las diferentes temperaturas de condensación. Cuando ésta se produce a temperaturas inferiores a la de congelación, las nubes suelen componerse de cristales de hielo; las que se forman en aire más cálido suelen estar compuestas de gotitas de agua. El movimiento de aire asociado al desarrollo de las nubes también afecta a su formación. Las nubes que se crean en aire en reposo tienden a aparecer en capas o estratos; las que se forman entre vientos o aire con fuertes corrientes verticales presentan un gran desarrollo vertical.

Las nubes desempeñan una función muy importante, ya que modifican la distribución del calor solar sobre la superficie terrestre y en la atmósfera. En general, ya que la reflexión de la parte superior de las nubes es mayor que la de la superficie de la Tierra, la cantidad de energía solar reflejada al espacio es mayor en días nublados.

Aunque la mayor parte de la radiación solar es reflejada por las capas superiores de las nubes, algo de radiación penetra hasta la superficie terrestre, que la absorbe y la emite de nuevo.

La parte inferior de las nubes es opaca para esta radiación terrestre de onda larga y la refleja de vuelta a la Tierra. (refiérase a la unidad modular 2 de este texto " Distribución de la radiación solar con cielo nublado y despejado").

Tipos de nubes

Más de 100 tipos de nubes rodean la superficie terrestre. Según se distribuya tanto la humedad como el calor solar, las nubes suelen clasificarse por su aspecto y altitud.

Clasificación

las nubes suelen dividirse en cuatro familias principales según su altura: nubes altas, nubes medias, nubes bajas y nubes de desarrollo vertical; estas últimas se pueden extender a lo largo de todas las alturas.

Nubes altas (cirros)

Nube blanca y ligera, de aspecto fibroso o filamentoso, que se encuentra a altitudes comprendidas entre los 6.000 y los 10.000 m, y está formada por pequeños cristales de hielo, muy dispersos, que permiten el paso de la luz solar.

Existen dos tipos de cirros: los cirrocúmulos y los cirroestratos.

Cirrocúmulo

Nube blanca y alta, sin sombra propia, constituida por cristales de hielo, que se encuentra entre los 6.000 y los 10.000 m de altitud y forma conjuntos regulares y de contornos precisos. Por lo general, precede a un frente cálido.

Cirroestrato

Nube alta, de color blanco, constituida por cristales de hielo y situada entre los 6.000 y los 10.000 m, que forma un velo tenue, blanquecino, de aspecto liso y de gran extensión.

Figura 63. Cirros

Nubes medias (altocúmulos)

Formación nubosa blanca o grisácea, de aspecto redondeado y tamaño variable. Se encuentra a alturas comprendidas entre los 3.000 y 4.000 m y procede de la descomposición de los altoestratos.

Figura 64. Altocúmulos. Valle de UltzamaFuente ( www.eurorain.com)

Nubes bajas (estratocúmulos)

Cúmulo estratificado que da lugar a formaciones de nubes bajas en forma de losas o rodillos, de color gris oscuro y que normalmente no generan lluvia, estas nubes se forman a alturas inferiores a 1,6 kilómetros.

Figura 65. EstratocúmuloFuente (www.hidrolog.br)

Nubes de desarrollo vertical (cumulonimbos)

Las nubes de esta familia alcanzan altitudes que varían desde menos de 1,6 km hasta más de 13 km sobre la tierra.

Nube de desarrollo vertical, base plana y cima grande y redondeada. Los cúmulos son nubes convectivas que se originan por el aire ascendente de forma localizada debido al calentamiento de la superficie terrestre por la radiación solar.

Figura 66. CumulonimbosFuente (www.channelweather.com)

Un fenómeno importante que ocurre cuando se presentan lluvias torrenciales es:

Relámpago

Chispa eléctrica intensa e instantánea provocada por una descarga eléctrica entre una nube y el suelo o entre dos nubes; ocurre con frecuencia en los cumulonimbos.

Tiene una duración de unas décimas de segundo, provoca la circulación de una corriente y la ruptura brusca de la masa de aire interpuesta provoca el fenómeno del trueno.

Figura 67. RelámpagoFuente (www.altavista.com, lluvia)

PRECIPITACIÓN MEDIA ANUAL (multianual)

Se define como la relación entre la sumatoria de los valores anuales de una serie de años y el número de años.

(3.3)

Donde:

PA Precipitación media anual o multianual

∑PA Sumatoria de valores anuales de N años.

N Número de años.

PRECIPITACIÓN MEDIA DIARIA

Se define como la relación entre la sumatoria de los datos de precipitación diaria durante un mes dado y el número de días del mes (28, 29,30 o 31 según el mes que se esta estudiando).

(3.1)

Donde

Pd Precipitación media diaria durante un mes

∑Pd Sumatoria de precipitaciones diarias durante un mes

n Número de días durante un durante un mes


Tabla 19. Ejemplo de precipitación media diaria

Con (3.1)

PRECIPITACIÓN MEDIA MENSUAL

Se define como la relación entre la sumatoria de los datos de precipitación mensual de un mes dado durante varios años y el número de años.

(3.2)

Donde

P Precipitación media mensual

∑Pm Sumatoria de precipitaciones mensuales de un mismo mes durante N años.

N Numero de años.


Tabla 20. Ejemplo de precipitación media mensual

Con (3.2)

PRECIPITACIÓN MEDIA NORMAL

Se calcula como la precipitación media anual pero N tiene un valor de 30 años.

PRECIPITACIÓN

La precipitación se refiere a la cantidad de agua caída en una zona producto de la condensación de la humedad atmosférica en forma líquida o sólida desde las nubes.

Los factores regionales o locales determinan aspectos tales como la mayor humedad de las zonas costeras y la mayor frecuencia de lluvias en las barreras montañosas, en especial en su vertiente orientada al mar. El agua a precipitar se presenta como: lluvia, nieve, neblina, helada, granizo o rocío.

RED PLUVIMÉTRICA

"Con el fin de tener una medida confiable de la distribución espacial de la precipitación, la Organización Meteorológica Mundial (O.M.M.) recomienda la instalación de una red de pluviómetros". (Jiménez Escobar, 1992, p.125).

Tabla 29. Densidad de la red de pluviómetros recomendado por la O.M.M. Pluviómetro por Km2Fuente (Hidrología básica I , Henry Jiménez Escobar)

En condiciones de gran dificultad puede ampliarse hasta 2000 Km2.

Red Hidrológica Nacional

La red hidrológica nacional consta de unos puestos de observación donde se encuentran instaladas miras hidrométricas o registradores de nivel. Dichos puestos se denominan estaciones hidrológicas y pueden ser limnimétricas o limnigráficas.

A continuación se presenta la tabla 30, que relaciona el número de estaciones hidrológicas existentes en Colombia, pertenecientes al IDEAM y demás entidades.

Tabla 30. Red hidrológica nacional

SERIES HISTÓRICAS

Con los registros de las estaciones, es conveniente realizar la estadística de las lluvias; las cuales se utilizan como información básica en los estudios hidrológicos. Con los registros pluviométricos de una estación se puede realizar el histograma de lluvias anuales y el histograma de lluvias medias mensuales multianuales como un ejemplo:

Tabla 28. Registro pluviométrico de la estación A

A continuación se presenta un histograma de lluvias anuales de la estación A en el cual se puede observar fácilmente el promedio multianual y la variación de los años húmedos y secos y con el histograma de lluvias mensuales multianuales podemos observar los períodos secos y lluviosos durante el año.

Figura 92. Histograma de lluvias anuales (estación A)

Figura 93. Histograma de lluvias mensuales multianuales

TIPOS DE PRECIPITACIÓN

Lluvia

Precipitación de gotas líquidas de agua que tienen en general diámetros superiores a 0,5 mm y pueden llegar a unos 3 mm, caen con una velocidad que sobrepasa los 3 m/s. La formación de la lluvia a partir del vapor de agua contenido en la atmósfera se inicia con una fase de saturación, en la que el aire húmedo se enfría hasta la temperatura del punto de rocío.

Figura 57. LluviaFuente (www.metacrawler.com)

En presencia de núcleos de condensación, el aire saturado precipita el vapor de agua en forma de gotitas de pequeño tamaño (fase de condensación). La existencia de corrientes ascendentes provoca la formación de cristales de hielo en la parte superior de las nubes, los cuales, al caer, sirven de núcleo de condensación a la vez que se licuan, formando de este modo las gotas de lluvia que se precipitan (fase de precipitación). La precipitación de gotas menores, es llamada llovizna, suele limitar fuertemente la visibilidad, pero no suele producir acumulaciones significativas de agua. La cantidad o volumen de agua caída se expresa como la profundidad del agua que se recoge en una superficie plana, y se mide en un calibre hasta del 0,25 milímetros.

Nieve

Fenómeno atmosférico que consiste en la precipitación de agua helada en forma de cristales agrupados en copos blancos, que proviene de la congelación de vapor de agua atmosférico.

Figura 58. Nieve en las faldas de Uzturre,TolosaFuente ( www.altavista.com)

Granizo

Nombre que recibe el agua congelada que se origina en los cumulonimbos, cae en forma de chubasco y constituye un fenómeno local y de corta duración.

Su formación es debida a fuertes corrientes de aire ascendentes y descendentes que arrastran los diminutos cristales de hielo, los cuales actúan como núcleos de condensación del vapor de agua, que se va condensando en capas de hielo hasta caer por su peso. Su tamaño oscila entre 0,5 y 2 cm de diámetro.

Figura 59. GranizoFuente (www.altavista.com)

Tormenta

Perturbación o tempestad de la atmósfera. Las perturbaciones tormentosas son violentas y van acompañadas de fuertes descargas eléctricas y de abundantes precipitaciones.

Se producen en todas las zonas de la Tierra, incluso en la atmósfera ártica, en relación con nubes de desarrollo vertical denominadas cumulonimbos.

Se distinguen dos tipos principales de tormentas:

Las de calor, originadas por movimientos ascendentes de aire cálido y húmedo, típicas de los períodos de estiaje y que predominan en las regiones tropicales húmedas.

Las de frente frío, producidas generalmente durante el invierno a causa de la llegada de este tipo de frentes.

Figura 60. Tormenta

Niebla

Nube de características parecidas a los estratos que se halla en contacto con la superficie terrestre.

Formada por numerosas gotitas microscópicas de agua, la niebla presenta un color blanquecino o gris claro y dificulta la visión, cuando es densa, incluso a corta distancia.

Por lo general, las nieblas se forman en las zonas húmedas, por un proceso de irradiación, a causa del enfriamiento nocturno del aire en contacto con el suelo, que provoca una inversión de temperaturas.

Figura 61. NieblaFuente (www.meteofrance.com)

VALOR ANUAL

Es el promedio de los valores de la precipitación diaria en los 365 días del año.

VARIACIÓN ESPACIAL DE LA PRECIPITACIÓN

Figura 85. Zonificación hidrológica de ColombiaFuente (www.ideam.gov.co)

Esta variación se refiere a la distribución de la precipitación que es mayor cerca al Ecuador y disminuye al aumentar la latitud.

Una vez analizados los registros de precipitación y comparados con otras estaciones se puede utilizar esta información para determinar las precipitaciones de la cuenca y se puede determinar anual ó multianual para esto se puede utilizar tres métodos: Método Aritmético, Polígonos de Thiessen e Isoyetas.

VARIACIÓN TEMPORAL DE LA PRECIPITACIÓN

Dependiendo de las condiciones climatológicas, la precipitación presenta variaciones a lo largo del año, las lluvias se representan mediante unas gráficas denominadas hietogramas.

AFOROS

El aforo de corrientes de aguas superficiales (ríos y canales) constituye un problema importante en Hidrología, cuya solución exige el empleo de diversas técnicas, entre las cuales ocupan un destacado lugar las basadas en el empleo de trazadores como se estudio en la unidad modular 4 referente a caudales. En numerosos casos, este tipo de técnicas puede conducir a resultados satisfactorios.

Los fundamentos básicos de las técnicas de trazadores radiactivos no difieren en absoluto de los que rigen los aforos con trazadores convencionales. En general, se trata de inyectar una cierta cantidad de trazador en un punto de la corriente y analizar su concentración en una estación de medida aguas abajo.

Dentro de los trazadores convencionales, el más utilizado para aforos es el dicromato potásico, que se inyecta en la corriente disuelto en agua. Para aforar 1 m3/s, se debe inyectar una cantidad del orden de 1 Kg de trazador (aproximadamente 1.5 litros de solución), por consiguiente para caudales superiores a unos 50 m3/s, el aforo con dicromato se hace engorroso o impracticable, debido al gran volumen de solución que es preciso inyectar. Este inconveniente no existe para los trazadores radiactivos, con los cuales pueden aforarse caudales superiores a 1000 m3/s, con solo unos pocos cm3 de solución trazadora.

Este hecho, Junto con la posibilidad que ofrecen los radioisótopos de ser fácilmente medidos "in situ" y sin interferencias, constituye una de las ventajas más importantes que ofrecen éste tipo de trazadores para realizar los aforos.

En los siguientes numerales se describen las técnicas que se utilizan para el aforo con trazadores radiactivos. Los radioisótopos más idóneos para este tipo de medidas son el Bromo – 82 y yodo – 131.

BIBLIOGRAFÍA

CONCEPTOS DE HIDROLOGIA ISOTOPICA Y APLICACIONES EN INGENIERIA, Ernesto Torres Q. 1983.

DETERMINACION DE SEDIMENTOS UTILIZANDO EQUIPOS CON FUENTES NUCLEARES, Ernesto Torres, Revista Colombia Hídrica, 1991.

ISOTOPOS EN HIDROLOGIA, Antonio Plata Bedmar, 1972.

LA IMPORTANCIA DEL TRITIO EN HIDROLOGIA, Ernesto Torres. Revista Colombia Hídrica, 1992.

TECNICAS NUCLEARES EN HIDROLOGIA E HIDROGEOLOGIA, CURSO DE HIDROLOGIA APLICADA, Antonio Plata y Enrique Baonza,1983.

CLASES DE SEDIMENTOS

Los materiales erosionados que van a parar a las corrientes son transportados de varias formas. De acuerdo con la manera como se transportan los sedimentos en las corrientes, se puede establecer la siguiente clasificación:

Sedimentos en suspensión

Están compuestos por los materiales depositados por la corriente en el lecho del río. Estos sedimentos forman depósitos que pueden alcanzar varios metros de espesor y reciben el nombre de depósitos aluviales.

Sedimento de arrastre de fondo

Se les denomina a aquellos materiales que se deslizan o ruedan por el lecho de un río por la acción de la velocidad de la corriente. La sedimentación de estas partículas varía de acuerdo con la energía que tenga la corriente para hacerlas mover.

Sedimentos en saltación

Comprende aquel material (generalmente arenas) procedente del fondo de la corriente que en un momento dado adquiere la suficiente energía para abandonar el lecho, mantenerse en suspensión durante algún tiempo y caer más adelante (resuspensión). Generalmente el sedimento en saltación puede considerarse una parte del transporte de arrastre, ya que es del mismo tipo y similar mecanismo de transporte.

Sedimentos en suspensión

Estos sedimentos son mantenidos en suspensión por la turbulencia de la corriente y se mueven a velocidad más o menos igual a la de ésta, en tanto que los sedimentos de arrastre o de acarreo se desplazan a una velocidad inferior a la de la corriente en las inmediaciones del fondo.

Tabla 46. Medida de caudales de sólidos en suspensión

Nota: En la tabla 46, el valor de la velocidad y el caudal parcial (columna 4) se determina utilizando el molinete. El valor de la suspensión sólida se determina calculando el peso del sedimento retenido en el filtro o por secado de la muestra conociendo su volumen, el caudal sólido se determina multiplicando las columnas 4 y 5. El valor total de la carga de sedimentos se determina sumando los sedimentos en suspensión más un 10% como carga de fondo si el río es de llanura, para determinar la carga de fondo se determina por las formulas empíricas complejas como la de Einstein, que no es tema de esta publicación.

DETERMINACIÓN DEL COEFICIENTE DE DISPERSIÓN CON APLICACIÓN A LA CONTAMINACIÓN EN RIOS

El estudio de dispersión en ríos o canales interesa principalmente, en conexión con la contaminación de residuos industriales o domésticos. La mayor parte de estos residuos, pueden clasificarse dentro del grupo de los agentes contaminantes solubles o miscibles en agua, por lo que su comportamiento viene determinado por parámetros característicos de la corriente.

La posibilidad de utilización posterior del agua cuando cae en ella un contaminante, se encuentra relacionada directamente con los siguientes parámetros: caudal, coeficiente de dispersión y difusión, distancia al punto de vertido, velocidad lineal del flujo y algunos otros de menor importancia.

De estos parámetros, el más difícil de obtener es el coeficiente de dispersión.

En esta sección se explicará la metodología para calcular el coeficiente de dispersión en tramos de ríos o canales utilizando trazadores radiactivos o químicos. En resumen la técnica experimental es:

En un punto determinado del río o corriente se inyecta una actividad conocida de trazador de forma instantánea.

En diferentes puntos (estaciones), aguas abajo se determinan las curvas de paso utilizando escalímetro o detectores para determinar las curvas de concentración vs tiempo.

El estudio de estas curvas permite determinar los coeficientes de dispersión para los diferentes tramos de la corriente.

Si se utilizan diferentes equipos de detección deben estar calibrados tanto para determinar la actividad de la inyección y calibrados entre ellos para tener parámetros iguales de comparación.

Determinación del Coeficiente de Dispersión

Si se considera un tramo del río, en el que se puede suponer caudal y velocidad constante, es posible definir un coeficiente, análogo al coeficiente de difusión molecular y turbulento a la que es sometida alguna sustancia en el río, este coeficiente se conoce como coeficiente de dispersión.

Estudios realizados utilizando modelos matemáticos han sugerido ecuaciones empíricas con las cuales, se simulan diferentes procesos de los contaminantes.

Una de estas ecuaciones, para determinar la concentración del contaminante aguas debajo de ser vertido es la siguiente:

(7.4)

Donde

A Cantidad de contaminante

S Sección del río

X Distancia

D Coeficiente de dispersión

T Tiempos

V Velocidad Media

Una ecuación para determinar el coeficiente de dispersión es

(7.5)

En la cual conociendo, el valor de la distancia x, el coeficiente de dispersión, el caudal, la velocidad media y variando los valores de la variable t, con la ecuación se puede simular la curva de paso del trazador y así los diferentes valores de concentración en un lugar aguas abajo. Estas ecuaciones nos permiten teóricamente calcular la cantidad de trazador a inyectar y los tiempos en los cuales debemos tener los equipos de medida en un punto aguas abajo para determinar las curvas de paso.

Por último con t y la concentración simulada, se procede a realizar la parte experimental, para posteriormente con datos reales de estas variables determinar el coeficiente de dispersión.

DETERMINACIÓN DEL COEFICIENTE DE DISPERSIÓN TENIENDO CURVAS EXPERIMENTALES

Método de los Momentos

Dispersividad entre Nariño y Puerto Salgar.

D = 715.6 m2/s

Este coeficiente es válido para el caudal medio entre ambas estaciones, que ascendía, según los datos, a 1241 m3 /s. En este caso, no se plantea el problema de la falta de buena mezcla porque se parte de una nube de trazador bien mezclado.

Figura 191. Curva de paso del trazador

En la figura 191, se puede apreciar dos distribuciones de la concentración del trazador, la curva del lado derecho (roja) muestra una mejor disposición de dicha concentración (debido a que la curva está más abierta respecto al valor medio del tiempo de ésta curva).

Si en un determinado río se realiza una inyección de material radiactivo y se tienen dos estaciones de detección obtenemos dos curvas de paso de trazador como las observadas en la figura, se puede obtener el coeficiente de dispersión utilizando las siguientes fórmulas:

Inicialmente se determina el valor de la varianza ( VARt2), de cada curva con la siguiente expresión:

(7.6)

El valor del coeficiente de dispersión se obtiene con la ecuación:

(7.7)

Donde

D Coeficiente de dispersión

V Velocidad entre los puntos teniendo la distancia y el tiempo

tm Tiempo medio de cada curva

VARt2 Varianza de cada curva

Método de Parker

Si se tiene la inyección y un punto de detección se puede utilizar la siguiente fórmula:

(7.8)

Ejemplo de dispersión en el río Magdalena

Método de Parker

Nariño: Varianza de la curva 1: VARt2 = 0.2257 horas2

D = 324.7 m2/s

Como la distancia entre Girardot y Nariño relativamente es pequeña no se puede considerar representativo este valor, debido a la falta de buena mezcla del trazador en el tramo inicial de su recorrido. El coeficiente de dispersión en este tramo sería algo mayor.

Puerto Salgar

Varianza de la curva 2: VARt2 = 4.79 horas2

D = 682.9 m2/s

Lo expuesto en el caso anterior en relación con la representatividad de este coeficiente de dispersión es también valido aquí. Pero, debido a la mayor distancia entre la estación de inyección y detección, el efecto de buena mezcla en el tramo inicial, en este caso, una importancia relativa menor.

Método de los Momentos

Dispersividad entre Nariño y Puerto Salgar

D = 715.6 m2/s

Este coeficiente es válido para el caudal medio entre ambas estaciones, que ascendía a 1241 m3/s. En este caso, no se plantea el problema de la falta de buena mezcla porque con la distancia recorrida por el trazador se presenta una nube de trazador bien mezclado.

CONCENTRACIÓN

En general se denomina concentración a la cantidad de sólidos que se encuentran en una unidad de solución (sólido + líquido). Las concentraciones se expresan en partes por millón (PPM) o en peso por unidad de volumen líquido (kg/m3). La forma como varía la concentración en una vertical depende en gran parte de la turbulencia de la corriente.

DETERMINACIÓN DE CAUDALES

Para determinar el caudal en cualquier sitio del río, con el método de inyección instantánea y detección continua se adiciona un pulso de trazador de actividad (I) en el sitio de inyección, y en el sitio de detección se mide en forma continua la concentración del trazador C en función del tiempo, como se observa en la figura 188.

El caudal se determina utilizando la siguiente ecuación:

Figura 188. Determinación del caudal

Otra forma para determinar el caudal es dejar el detector sumergido en la corriente, determinando un factor de calibración y se utiliza la siguiente formula:

(7.3)

Donde

K Factor de calibración

I Actividad en la inyección

∫ Cdt Área de la curva de paso

Medición del Caudal del Río Magdalena

Como un ejemplo de aplicación al método de inyección instantánea y detección continua se explica la determinación del caudal en un tramo del río Magdalena. El día 10 de noviembre de 1989, a las 8:30 h se inyectaron 2.2 Curios de bromo 82 en Girardot. El material radioactivo se disolvió en 41.66 litros de agua y de aquí se tomo una fracción pequeña para calibrado del detector. En principio esta se calibró con una solución de concentración relativa contenida en una botella de 20.83 litros de volumen de acuerdo con el siguiente proceso de dilusión

La muestra final de la botella de 20.83 litros dio un conteo de 94.309 cpm una vez corregido por desintegración, referida al tiempo de la inyección. Posteriormente, se determinó experimentalmente el

factor de transformación de esta disposición geométrica de medida (botella de 20.83 litros) a la geometría de detector sumergido con volumen de saturación. Para ello se utilizó un gran depósito de 2.2 metros de diámetro y 1.5 metros de altura. Este depósito se lleno con solución de bromo - 82 y se efectuó el conteo. Con esta misma solución, se lleno la botella y se efectuó otro conteo.

La relación entre ambos conteos fue de 9.816. Este es por lo tanto el factor de transformación que permitió pasar de la geometría de la botella de 20. 83 litros a la geometría de saturación del río.

Las curvas de paso del bromo 82 se detectaron en las estaciones de Nariño y Puerto Salgar, dichas curvas se muestran en las figuras 300 y 190.

En el caso de la última estación, la cola de la curva no quedó bien definida debido a la gran dilusión del trazador (pequeño conteo).

Los diferentes peldaños de las curvas corresponden a intervalos de conteo. Las cuentas por minuto obtenidas para cada intervalo fueron corregidas por desintegración radiactivas, referidas al momento de la inyección del trazador.

Las curvas de paso proporcionan información cuantitativa sobre los siguientes parámetros:

Tiempo de tránsito dado por la mediana de la curva o tiempo de paso del 50% del trazador.

Caudal del río obtenido a partir de la conocida ecuación:

Siendo (I) la actividad inyectada expresada en cuentas por minuto (cpm) y C la concentración dada en cpm/m3. El valor de A se obtiene a través de las medidas de calibrado y del proceso de dilusión indicado anteriormente, el resultado es el siguiente:

La expresión ∫ Cdt se obtiene por integración de las curvas 5.13 y 5.14 los resultados obtenidos son:

Figura 300. Curva de paso del bromo – 82 (Estación Nariño)

Figura 190. Curva de paso del bromo – 82 (Estación Puerto Salgar)

Nariño

de donde se obtiene:

Puerto Salgar

de donde se obtiene

DETERMINACIÓN DEL TIEMPO DE TRÁNSITO

Para determinar el tiempo de tránsito en cada punto se utilizan los datos de la curva de paso y la hora en que fue inyectado el trazador al río.

Los datos de la curva de paso del trazador radiactivo que generalmente se dan en cuentas por minuto (cpm) que tienen una relación directa a desintegraciones por segundo (d/s), se acumulan desde que comienza a pasar el trazador por el punto de detección hasta que termina de pasar el trazador. Luego con el 50% de este valor acumulado se entra a la curva y en el punto de corte se baja hasta la coordenada del tiempo para determinar el tiempo medio de paso o de transito, como se observa en la figura 187.

Figura 187. Determinación del tiempo de tránsito

Se toma el 50% debido a que el centro de la masa de la curva de concentración está desplazado hacia el lado derecho pues no es simétrica y este porcentaje permite hallar el tiempo medio para hacer una buena lectura del trazador (datos confiables).

EL CARBONO – 14

Los isótopos carbono 13 y carbono 14 se usan como trazadores en la investigación bioquímica. El carbono 14 se utiliza también en la técnica llamada método del carbono 14, que permite estimar la edad de los fósiles y otras materias orgánicas. Este isótopo es producido continuamente en la atmósfera por los rayos cósmicos, y se incorpora a toda la materia viva. Como el carbono 14 se desintegra con un periodo de semidesintegración de 5.760 años, la proporción entre el carbono 14 y el carbono 12 en un espécimen dado, proporciona una medida de su edad aproximada.

La determinación de la edad de la materia orgánica e inorgánica es un problema interesante que puede ser abordado por las actuales técnicas radiactivas tales como el análisis de contenido de carbono –14, el cual mediante emisión de partículas beta se desintegra, posee un periodo de semidesintegración de 5570 ± 30 años.

Principales Conceptos y Aplicaciones

Origen del Carbono – 14

El carbono – 14 se genera de forma continua en la alta atmósfera por reacción entre el nitrógeno y los neutrones liberados por los rayos cósmicos. El proceso más importante de producción es por la reacción neutrón – protón, es decir 14N (n, p) 14-C. El carbón así producido es arrastrado por las precipitaciones, probablemente en forma de 14 CO2.

Puesto que el flujo de rayos cósmicos y por tanto el de neutrones atmosféricos, es prácticamente constante, la actividad especifica en 14C de todo el carbono existente en materiales que participan del ciclo dinámico del carbono es idéntica, independientemente de su origen, la relación 14 C/C total, se ha mantenido constante para todos los seres vivos que participan del ciclo biológico del carbono.

Las explosiones nucleares de las ultimas décadas han motivado un importante incremento en la actividad especifica, o contenido, de carbono –14 en el CO2 atmosférico, como se ve en la próxima figura.

Una contribución especial a la producción de 14C en el subsuelo en un particular sistema de aguas subterráneas, Zito (l.980) ha visto teóricamente reacción de neutrones con núcleos estables de O, N y C pueden producir enriquecimiento de la concentración de 14C en aguas subterráneas, la principal producción se presenta en la siguiente lista: Posibles y principales reacciones en el subsuelo para producción de carbono –14 y sus eficiencias (Zito l.980).

Esta producción de 14C no es importante en estudios hidrogeológicos pero tiene significado en estudios de agua subterránea en rocas cristalinas, porque allí el contenido total de carbono inorgánico puede ser bajo y el enriquecimiento de uranio en fracturas minerales pocas veces se presenta en la naturaleza.

Determinación de la edad de los materiales

La edad de los materiales se determina a partir desde cuando el carbono queda aislado del ciclo biológico, respectivamente por infiltración del agua o por muerte del ser vivo y se realiza mediante medida de la actividad especifica del 14C presente en los mismos, comparando su valor presente con el de la actividad específica de cualquier otro material moderno, que intervenga actualmente en el ciclo dinámico del carbono, universalmente se utiliza ácido oxálico contemporáneo.

Utilizando la ecuación fundamental de radioactividad y comparando las concentraciones de carbono -14 en las muestras y la de los patrones de ácido oxálico la edad está dada por la fórmula:

(7.2)

Donde

E Edad en años

Ao Actividad especifica de los patrones

At Actividad especifica de las muestras.

Causas posibles de variaciones de la velocidad de producción de carbono –14

La variación del campo magnético terrestre afecta la dispersión y reflexión de los rayos cósmicos y por lo tanto el flujo disponible para producir neutrones.

Actividad solar: en periodos de mucha actividad solar hay mucho "viento solar" y l los rayos cósmicos son dispersados en mayor proporción fuera del sistema solar, con lo cual disminuye el flujo de neutrones.

El cambio en el tamaño del medio receptor o en la velocidad de intercambio de CO2 atmosférico en este medio. El medio receptor esta formado, principalmente por el mar, donde hay 30 veces más carbono que en la biosfera y atmósfera juntas.

Cualquier cambio en la velocidad de producción del carbono – 14 se detecta de forma suave, debido a la vida media tan larga, según Libby el error para los últimos 2500 años es menor de 200 años.

Curvas isocronas

Una aplicación de los resultados del Carbono 14, es trazar las curvas isocronas, las cuales se dibujan uniendo puntos de igual valor de tiempo de infiltración que se realiza midiendo el carbono 14 de diferentes muestras del acuífero.

Como ejemplo se presenta, la ubicación de algunas muestras de análisis de Carbono 14 presentes en el agua subterránea de la Sabana de Bogotá, en las cuales se encuentran valores que varían entre edad moderna y 30.650 años, esto quiere decir que en donde aparece edad moderna, el tiempo de infiltración es mínimo, pero en el caso del agua con edad de 30.650 años, el agua se ha demorado ese tiempo desde que se infiltró hasta el pozo en estudio. En la figura 185 se han dibujado las curvas isocronas el

cual al interpretarlo nos indica las zonas de recarga del acuífero y movimiento del agua subterránea dentro de él.

Figura 185. Curvas isocronas (Sabana de Bogotá)

EL TRITIO

El tritio es el único isótopo radioactivo del hidrógeno de masa atómica 3 y que posee 2 neutrones y 1 protón en el núcleo, tiene un periodo de desintegración de 12.26 años y emite una energía de radiaciones beta de 0.018 Mev (MEGA-ELECTRO VOLTIO); su presencia en las precipitaciones se debe a las siguientes causas:

1. Reacciones termonucleares originadas por los rayos cósmicos con los gases de la atmósfera.

2. Explosiones termonucleares (bomba de hidrógeno) llevadas a cabo en l952. Estas explosiones han liberado en la atmósfera cantidades de tritio que hicieron aumentar su concentración en la precipitación en aproximadamente l000 veces en el hemisferio norte; En la figura 183 se presenta la variación de la concentración de tritio en la precipitación en Bogotá.

Figura 181. Pruebas Termonucleares

Figura 182. Bomba atómica

Después de algunas pruebas experimentales llevadas a cabo en la primavera de 1951 en la zona de pruebas de Estados Unidos, Islas Marshall, el 1 de noviembre de 1952 se realizó con éxito la primera prueba a gran escala de un dispositivo de fusión. Esta bomba llamada Mike, produjo una explosión de la potencia de varios millones de toneladas de TNT ( es decir, varios megatones). La Unión Soviética detonó una bomba termonuclear de más de un megatón en agosto de 1953, mucho antes de lo que se esperaba. El 1 de marzo de 1954, Estados Unidos hizo explotar una bomba de fusión de una potencia de 15 megatones. Provocó una bola de fuego de más de 4.8 kilómetros de diámetro y una enorme nube en forma de hongo, que se elevó con mucha rapidez hasta la estratósfera. (Microsoft Encarta 99).

Figura 183. Concentración de tritio en la precipitación de Bogotá

La presencia de tritio en las precipitaciones tiene como consecuencia su contenido en todas las fases del ciclo hidrológico. Debido a los pequeños valores de concentraciones producidos por el tritio cosmogónico (teoría de la formación del universo), las aguas precipitadas con anterioridad a l.952 tienen en la actualidad unas concentraciones tan bajas, que en la mayoría de los casos no son detectables. Por lo tanto si en una muestra de agua se encuentra una concentración de tritio superior a 4UT (Unidades de tritio); Puede determinarse que el agua es total o parcialmente posterior a l.952. Es decir, el tritio puede identificar aguas recientes datables con exactitud.

Medida de tritio

La medida de tritio presenta grandes inconvenientes ya que este radioisótopo no emite radiación gamma y su radiación beta es excesivamente blanda ( 0.018 Mev); su detección "in situ" no es posible y su medición se realiza tomando muestras individuales.

Concentraciones superiores a 500 UT, pueden medirse directamente con detector de centelleo liquido que usa la técnica de dos tubos fotomultiplicadores en coincidencia. Para ello, basta añadir 10 ml de la muestra tritiada y 12 ml de instagel y leerse directamente en el detector de centelleo liquido.

Sin embargo, para sacar todo el provecho que ofrece el tritio de origen termonuclear, el hidrólogo tiene que disponer de medios para medir el tritio a concentraciones tan bajas como 2 UT, pues, estos niveles y aun inferiores son frecuentes en aguas subterráneas. Esto exige disponer de técnicas especiales de enriquecimiento y de medida del tritio tales como las que el INEA puso en su laboratorio y ahora se encuentran en el INGEOMINAS en el ámbito internacional en Viena se pueden hacer estas mediciones en el OIEA.

Figura 184. Medida de tritio a bajos nivelesFuente (www.mixmail.com)

La realización de la medida del tritio a bajos niveles consta de las siguientes etapas:

Destilación primaria: partiendo de la muestra a medir de un litro o medio litro se eliminan las impurezas.

Enriquecimiento Electrolito: partiendo de 400 o 500 ml del agua ya destilada y agregando 2.5g de peróxido de sodio como electrolito, se llega a 10 o 12 ml de agua concentrada en tritio. En esta descomposición electrolítica las condiciones eléctricas y de temperatura hacen que se descompongan preferentemente moléculas de agua. El hidrógeno por ser más ligero se elimina, mientras el tritio lo hace en menor proporción. Aproximadamente, el 70% de los átomos de tritio existentes originalmente en el volumen inicial permanece en el volumen final.

Destilación Secundaria: se hace con el fin de retirar el electrolito adicionado en la electrólisis.

Medida en el detector de centelleo liquido; utilizando 10ml de la muestra y 12ml de instagel.

Utilización de tritio en Colombia

El tritio en Colombia ha sido utilizado en dos formas:

Tritio artificial

Ha sido usado como trazador en los siguientes trabajos de hidrología:

Determinación de parámetros hidráulicos del río Magdalena y su cuenca. Esta investigación se hizo en noviembre de 1989 (caudal alto) y abril de 1990 (caudal bajo); inyectando el tritio en Giradot y detectándolo en diferentes estaciones hasta Barranquilla determinando caudal, velocidad, tiempo de transito y coeficiente de dispersión.

Determinación de factores de conversión de las unidades de generación en las plantas hidroeléctricas de la empresa de energía de Bogotá, 1991. En este trabajo se utilizó el tritio para determinar el caudal en cada unidad de generación a diferentes potencias.

Tritio natural

En diferentes lugares de Colombia se han realizado estudios sobre evaluación de las aguas subterráneas utilizando este isótopo.

Con la estadística de la concentración de tritio en el agua de precipitación, ríos, manantiales, aljibes (tanques) y pozos profundos, se ha podido determinar el tiempo de transito, la edad y el comportamiento general de los acuíferos en proyectos en el Atlántico, Bolívar, Sabana Bogotá, Tunja, Cali, etc.

FUNDAMENTOS DEL MÉTODO

Los métodos que utilizan isótopos radiactivos para medir caudal, están basados en la inyección de un trazador en el fluido, ya sea en forma instantánea o continua (por un período de tiempo limitado), y en la medición de su concentración en el fluido en un punto suficientemente alejado del lugar de la inyección, para asegurar el mezclado completo del trazador con el fluido.

Trazador Utilizado

En los aforos en canales y ríos, los trazadores utilizados deben cumplir varias propiedades para que puedan aplicarse. Entre otras, las propiedades que deben tener esos trazadores son:

No debe reaccionar con el agua.

La cantidad adicionada no debe alterar el flujo.

Fácilmente detectable.

Soluble en el agua.

No afectar a seres humanos, flora y fauna de la zona.

Técnica experimental

Un parámetro importante a controlar para el éxito de las mediciones, es la distancia entre la inyección y la detección (L), de modo que ésta sea mayor al "largo de buena mezcla".

Figura 186. Distancia entre inyección y detección de trazadores (planta)

Según la fórmula de "Hull" para un río, se recomienda que:

a 50 Inyección en el centro de la corriente

a 200 Inyección en la orrilla de la corriente.

L Se expresa en m

Q Se expresa en m3/s.

Método empleado

El método más empleado es la inyección instantánea y detección continua, el cual consiste en adicionar en forma instantánea el trazador y posteriormente medir en forma continua la concentración del trazador en función del tiempo.

Detección del trazador

En el caso de que el trazador utilizado sea radiactivo, la detección se ejecuta mediante la utilización del equipo detector de centelleo líquido.

Esencialmente el método de detección utilizado consiste en desviar por intermedio de una bomba un caudal (q) constante del río y hacerlo pasar por una cámara de detección a un nivel constante y a un volumen conocido.

Esta cámara está provista de un orificio para ubicar el detector de radiación, el cual va acoplado a un escalímetro y éste posee una unidad de registro que finalmente nos suministra los datos de paso del trazador.

En el caso de que sea utilizado un trazador químico el inconveniente que se presenta es que no se puede medir "in-situ" las muestras y requieren ser llevadas al laboratorio para ser medidas (fluorímetro, conductivímetro, fotómetro, etc.).

Otro caso que se puede utilizar es el detector introducido en la corriente, pero en este caso, se debe realizar una calibración previa.

HIDROLOGÍA ISOTÓPICA

A continuación se presentan, algunos conceptos teóricos, técnicas de medida y las aplicaciones más importantes de los Isótopos estables del agua, tritio, Carbono –14 y de los radioisótopos más usados para ser utilizados en proyectos de Ingeniería Civil.

Los isótopos se definen como cada uno de los núcleos de un mismo elemento químico que difieren en el número de neutrones que contienen, es decir que tienen el mismo número atómico y diferente número másico (poseen las mismas propiedades físicas y químicas que no dependen de su masa); además de los isótopos naturales existen los artificiales preparados mediante reacciones nucleares siendo todos radiactivos.

Figura 177. Isótopo (modelo de los tres isótopos del hidrógeno)Fuente (Diccionario Enciclopédico Salvat)

Sus símbolos son:

El número atómico de un átomo representa el número de protones de su núcleo. Este número es constante para cada elemento. Sin embargo, el número de neutrones puede variar, lo que da lugar a isótopos que tienen el mismo comportamiento químico pero diferente masa. Los isótopos del hidrógeno son el protio (sin neutrones), el deuterio (un neutrón) y el tritio (dos neutrones). El hidrógeno siempre tiene un protón en su núcleo, cuya carga está equilibrada por un electrón. Las imágenes que se muestran en la figura 177, sólo son representaciones esquemáticas del átomo: en realidad el núcleo es 100.000 veces menor que el átomo y el electrón es un millón de veces menor que el núcleo. El tamaño del átomo está determinado por el movimiento del electrón, que se produce en unas regiones del espacio llamadas orbitales. (Microsoft Encarta 99).

La composición de los isótopos estables y radiactivos que integran la molécula del agua, proporcionan información que permite identificar, zonas de infiltración, origen y edad del agua subterránea, determinación de tiempos de tránsito, caudal y coeficiente de dispersión en ríos, herramienta muy útil en el área ambiental. El concepto de trazador en hidrología se define como una sustancia que se incorpora a la masa del agua y permite investigar el comportamiento de ésta en el medio que la contiene, se pueden considerar como trazadores ideales los Isótopos estables y radiactivos.

ISÓTOPOS ESTABLES DEL AGUA

Los isótopos estables son una herramienta en los estudios hidrológicos para obtener información acerca del origen y comportamiento del agua; debido a que los procesos físicos y meteorológicos que producen el transporte del agua en el ciclo hidrológico están marcados isotópicamente pues la composición del agua varía en cada uno de los procesos de dicho ciclo, al cambiar la estructura de los elementos que conforman el compuesto del agua como se verá más adelante.

Los Isótopos estables del agua son

Por el Hidrógeno H-1 y H-2 (Deuterio) y por él oxígeno: O –16, O – 17 y O – 18, las unidades con la que se expresan tanto el H – 2 (Deuterio) como del O – 18 que son los isótopos estables del agua que más se emplean es en tanto por mil ( d ‰ ), el valor de referencia mas utilizado mundialmente es el SMOW ( Standard Mean Ocean Water), que fue preparado mezclando 19 muestras de diferentes océanos y que por definición tiene un valor de d = 0‰. Tanto el Deuterio como el oxígeno –16 de determinan en el espectrómetro de masas.

Figura 178. Espectrómetro de masasFuente (http://hercules.cedex.es/equipos-ceh/especmar)

El espectrómetro de masas es un instrumento utilizado para separar los distintos isótopos de los átomos y medir sus abundancias relativas.

Variación de la composición isotópica a través del ciclo hidrológico

La composición isotópica de cualquier muestra de agua depende de su movimiento, iniciado en el momento de salir del mar por evaporación, formando nubes que son isotópicamente más ligeras, debido al fraccionamiento producido en el cambio de estado.

En las precipitaciones se tiene en cuenta el efecto de continentalidad, es decir, las masas nubosas que teniendo un mismo origen, presentan lluvias más ligeras cuanto mayor es la distancia al mar (el contenido de Deuterio y oxígeno-18 es más negativo), el valor de oxígeno - 18 en el mar más aproximado es más alejado de 0‰ ejemplo, en el agua de precipitación varían entre (-8‰ hasta -12‰).

Figura 179. Funcionamiento del espectrómetro de masas

Otro factor que afecta el contenido de Deuterio y oxígeno-18 es la altitud, en ciertas regiones se disminuye en un 3‰ para Deuterio y 0.3‰ para oxígeno - 18 por cada 100 metros de altitud, es decir a mayor altitud el contenido Deuterio y oxígeno - 18 son más negativos.

Esta variación se utiliza para determinar origen y recarga de las aguas subterráneas en diferentes proyectos.

Un ejemplo de la interacción entre las aguas de precipitación y las aguas subterráneas, se utilizó en la determinación del origen del agua subterránea, que contribuye al deslizamiento en la vereda de Masa en la cuenca del río Blanco. Los resultados combinados de hidrogeoquímica e isótopos estables indican que parte del agua que produce deslizamientos es debido a las tuberías y drenajes ubicadas en la parte alta utilizados por los pobladores para abastecimiento de agua y riego.

Esta circunstancia señaló que se debe hacer mantenimiento a estas tuberías y mangueras para controlar el flujo que es una de las causas que produce dicho deslizamiento.

Relación entre el deuterio y él oxígeno – 18 en las precipitaciones

En la mayor parte de las precipitaciones del globo obedecen a la ecuación general:

(7.1)

Sin embargo en casos aislados pueden observarse valores fuera de estas rectas debido a fenómenos de evaporación. En la figura 180 se muestra las líneas de precipitación y evaporación, y la curva de relación entre él d oxígeno 18 y el d deuterio para las estaciones de precipitación de la sabana de Bogotá.

Figura 180. Relación oxígeno 18 – deuterio, Sabana de BogotáFuente (Conceptos de hidrología isotópica y aplicaciones en la ingeniería, Ernesto Torres, 1992)

Esta curva se utiliza para análisis de las aguas subterráneas y superficiales, para conocer su procedencia y origen.

MEDICIÓN DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

Existen instrumentos para medir la concentración de sedimentos tanto en suspensión como de fondo, este método por ser práctico es el más usado en Colombia. Los valores obtenidos deben ser comparados con datos recopilados de otras cuencas con fisiografía similar, aunque cabe la posibilidad de que dicha comparación no pueda realizarse debido a la carencia de estaciones hidrométricas que provean dichos datos.

La concentración de sedimentos en suspensión se determina con un tomamuestras que básicamente es un elemento aerodinámico que posee una botella de vidrio en su interior para contener las muestras, tiene un conducto que permite que el aire salga a medida que el agua llena la botella, la entrada del agua se realiza a través de una boquilla la cual controla la tasa de llenado de la botella.

La muestra de sedimento tomada en la botella se filtra y el sedimento se seca, la concentración de sedimentos es la relación entre el peso seco de sedimentos y el peso total.

Figura 170. Medición de sólidos en suspensión

Figura 171. Muestreadores de sedimentos en suspensión

Para los fines de estimación de sedimentos en proyectos hidroeléctricos, se consideran generalmente las concentraciones medias de suspensiones de aquellas estaciones hidrométricas que están ubicadas dentro de las mismas cuencas hidrográficas. En los casos de falta de mediciones en la cuenca, se realizan análisis de similitud de factores fisiográficos, genéticos del régimen de sedimentos (principalmente características geológicas y de suelos, cubrimiento vegetal, erosión, pendientes, etc.) y son transferidos los valores de las estaciones hidrométricas ubicadas en cuencas de condiciones similares. Se aceptó considerar que los volúmenes de fondo corresponden al 10% adicional a los volúmenes de suspensión. (Departamento Nacional de Planeación, 1979, p.27).

El 10% considerado en la cita anterior no es del todo cierto, debido a que las condiciones fisiográficas del terreno (área, pendiente, vegetación, etc.) influye directamente en la cantidad de sedimentos que el agua puede arrastrar. Así si un área está desprovista de plantas será mayor la erosión frente a la acción del agua por lo tanto arrastrará un mayor volumen de sedimentos al cauce y si a esto se le suman cambios bruscos de pendiente dicho volumen también aumentaría. Por esto el porcentaje puede disminuir o en caso contrario aumentar según las características de la cuenca.

Si no es adoptado un porcentaje para hallar la cantidad de sedimentos de fondo, se hace una trampa de sedimentos en el fondo del cauce a lo largo de su sección transversal, su construcción se realiza con retroexcavadora y las dimensiones se establecen con topografía mediante el uso de miras para saber con que volumen se cuenta, después de un periodo de tiempo (días, meses) vuelve a hacerse una cubicación con topografía (batimetría) para saber qué tanto se llenó la trampa y por consiguiente conocer el volumen de arrastre de sólidos en el fondo del cauce.

Figura 172. Trampa de sedimentos

Figura 173. BatimetríaFuente (www.advance.com.ar/usuarios/!fueyo/h2.htm)

....La gran dificultad que existe para medir la carga sólida de fondo hace que sea poco usual en todo el mundo y prácticamente desconocido en Colombia; por esta razón, es frecuente utilizar ecuaciones de transporte en la estimación de la "carga de material del lecho", como por ejemplo las correspondientes al

denominado "Método de Einstein", que en concepto del autor, es el que produce en el momento una mayor confiabilidad en los resultados. Este método es un algoritmo complejo, que utiliza la descripción más desagregada que se conoce actualmente de los procesos hidráulicos que generan el transporte sólido, e incluye no menos de 30 ecuaciones para producir los resultados finales. (Ordóñez, 1995, p.2).

Para mayor información refiérase al texto Hidráulica de Transporte de Sedimentos de Jaime Iván Ordóñez.

A continuación se presenta con un ejemplo de cálculo de transporte de sedimentos la metodología utilizada en el proyecto Pequeña Central Hidroeléctrica Patico- La Cabrera (Cauca). Con el fin de tener un estimativo razonable, para prever el volumen de sedimentos en suspensión transportados por el río Cauca a la altura de la bocatoma del proyecto, se decidió analizar en 4 etapas los diferentes tipos de información recopilada al respecto. Como primera etapa, se realizaron en el río Cauca, aforos para hallar la cantidad sólidos en suspensión, que arrojaron los siguientes resultados:

Análisis granulométrico en la bocatoma

En cada punto se toman hasta 3 muestras distribuidas a lo ancho del lecho con el mismo espaciamiento, a través de un muestreador de material de lecho tipo almeja que es operado desde un bote.

Figura 174. Muestreo para análisis granulométrico

Figura 175. Muestreador de material de lecho tipo almeja

Las muestras tomadas se tamizan para obtener su distribución granulométrica como se muestra en la tabla 47:

Tabla 47. Análisis granulométrico

Tabla 48. Volumen de sedimentos transportados en la bocatoma

Como segunda etapa se hizo una visita a campo realizada en la Pequeña Central Hidroeléctrica Florida II, que está 3 Kilómetros aguas abajo del proyecto y adicionalmente toma el 100% del río, se estudió la colmatación de los sedimentos en el tanque de carga, en esta experiencia, se cubicó el volumen de sedimentos depositados en el mismo y se obtuvo un volumen de 23.400 m3 para un lapso de 4 meses, por lo tanto se podría estimar un volumen de 70.200 m3/año, lo que equivale a 195 m3/día.

Se debe tener en cuenta que el volumen cubicado en el tanque de carga es una valor muy aproximado a la realidad, ya que por el contrario, los aforos efectuados son sólo muestras puntuales para caudales medios y bajos. Se estima que una primera aproximación al volumen o caudal de sólidos en suspensión es de 70.000 m3/año es decir 91.000 Ton/año y una carga de 249 Ton/día.

Como tercera etapa se realizó un estudio topográfico a la toma de la central de Florida II, el 19 de octubre de 1999; se cubicó el volumen de sólidos depositados, obteniendo un valor de 19.998,91 m3 en 8 meses lo que equivale a 29998,4 m3/año y 82,19 m3/día.

En la cuarta etapa se realizó el análisis de sedimentos basados en la información existente en el IDEAM, para las estaciones Puente Aragón, Juanchito y La Virginia. Obteniendo:

Tabla 49. Resumen de datos de sedimentos

Comparación de métodos y determinación de transporte de sedimentos

En la tabla 50 se muestran los diferentes métodos utilizados para hallar la cantidad de sedimentos que se depositan en el fondo de un cauce:

Tabla 50. Comparación datos carga de sedimentos

MEDIDAS EN CAMPO

Sedimentos en Suspensión

Para realizar las medidas de sedimentos en suspensión, simplemente se va al sitio donde se desea determinar y con la curva de calibración del lugar, se introduce el equipo a la profundidad deseada y en pocos minutos se conoce la concentración de sedimentos en suspensión.

Este equipo reduce el tiempo en comparación con los métodos convencionales y la manipulación de muestras desde la toma hasta el laboratorio, otra ventaja es que reduce el costo, con cuna de las limitaciones es que mide concentraciones superiores a 0.5 gramos/litro.

Concentraciones de sedimentos en suspensión se han determinado con esta tecnología en el río Cauca, embalse de Chivor, río Checua donde se instalo un equipo fijo, donde con determinado nivel del río prendía y registraba la concentración de sedimentos en suspensión en la crecida del río. Esta investigación es muy importante porque el río es intermitente, es decir en un porcentaje de tiempo el río no lleva caudal pero cuando llueve se presentan pequeñas avenidas que conllevan transporte de sedimentos, que con los métodos convencionales es muy difícil determinar.

Sedimentos de Fondo

Estas medidas se realizan generalmente en puertos para determinar dónde y cuándo dragar, en los embalses para conocer con exactitud el volumen del embalse muerto.

Figura 194. Navegación de grandes buques y pequeñas embarcaciones

El equipo una vez conocida la curva de calibración, se introduce en el sitio determinado, el cual nos registra un perfil de la concentración de sedimentos de fondo desde 1.0 ton/m3 hasta 1.4 ton/m3, la ventaja de este método frente a la medida convencional (ecosonda), es que cuando registra el perfil de sedimento se ubica fácilmente la densidad de 1.2 ton/m3 que es la aceptada mundialmente para que los buques puedan navegar en los canales, puertos, etc., mientras que con el método utilizado en Colombia sólo registra un determinado nivel de densidad de sedimentos (1.02 ton/m3), lo que conduce a sobrecostos en el dragado al no tener una buena información para planear el dragado. Ver figura Esta tecnología se utiliza en Países con gran cantidad de puertos como Brasil y España.

Figura 195. Comparación de resultados con la Ecosonda y el equipo con fuente radiactiva

Medidas de este tipo se han realizado en el Puerto de Buenaventura, es de anotar que estos equipos son operativos en sitios donde se encuentran sedimentos limo – arcillosos, con velocidad del agua menor a 2 mts/seg.

DETERMINACIÓN DE SEDIMENTOS UTILIZANDO EQUIPOS CON FUENTES NUCLEARES

A continuación se presentan los principios para cuantificar los sedimentos de suspensión y de fondo empleando equipos con fuentes radiactivas, que por primera vez en Colombia fueron desarrollados en el año de 1990.

Los equipos se dividen en dos; para determinar los sedimentos en suspensión ver figura 192, se basan en la atenuación de rayos x ó gamma, en este equipo se coloca una fuente radiactiva generalmente Americio – 241 de 100 mCi, enfrentada a un detector de centelleo a una distancia apropiada. Este sistema de atenuación de rayos x ó gamma, es similar a ubicar entre una fuente de luz y un detector de luz diferentes medios, la pasa sin barreras se puede detectar la mayor intensidad de luz, si se ubica obstáculos se detectan menor cantidad de luz de acuerdo con la cantidad de obstáculos entre la fuente de luz y el detector, en el caso de los sedimentos, si pasa solo agua limpia el detector podrá medir mayor cantidad de intensidad de radiactividad, en caso de tener sedimentos en suspensión en el agua, presentan obstáculos que no permiten leer toda la intensidad de la radiactividad.

El equipo de sedimentos de fondo que se observa en la figura 193, consta de una fuente radioactiva Cesio-137 separada por un blindaje del detector de centelleo que no deja que la radiación incida directamente sobre el detector, la única manera que la radiación sea registrada, es por retrodispersión ósea atravesando el medio en el que esta sumergida la sonda.

Figura 192. Equipo de sedimentos en suspensión

Para ambos casos si tenemos agua, nos da un determinado contaje en el equipo registrador, pero si tenemos una mezcla de agua y sedimentos se disminuye el contaje, antes de realizar las medidas sobre el río, embalse, lago o cualquier cuerpo de agua, se realiza una calibración que consiste en hacer medidas en agua, posteriormente se va añadiendo concentración de sedimentos de la región a estudiar hasta obtener una curva como la mostrada en la figura 191.

Figura 193. Equipo de sedimentos de fondo

SEDIMENTOS

Los sedimentos se definen como los sólidos que se separan del líquido en el cual ha estado en suspensión, este proceso físico se lleva a cabo debido a la acción de la gravedad.

Los sedimentos tienen su origen en la erosión que la lluvia causa al terreno, cuando se produce el escurrimiento, dicho volumen de agua llega a las fuentes naturales. De la misma forma la corriente de agua puede originar un volumen de sedimentos a causa de la acción erosiva del agua sobre el cauce.

El suelo es removido constantemente de la superficie de la tierra y transportado aguas abajo por los ríos hasta que se deposita finalmente en los lagos, estuarios y océanos. Dado que el agua es uno de los principales agentes de erosión y el vehículo principal del transporte del material erodado, este proceso es importante en el desarrollo de aprovechamientos hidráulicos.

Ya que el objetivo de este trabajo es el diseño de estructuras de sedimentación para proyectos como: pequeñas centrales hidroeléctricas (PCH), bocatomas (estructura de toma de agua para acueductos), presas, etc., es imprescindible determinar adecuadamente las tasas de transporte y las tasas de deposición que soportará cada estructura, de manera que funcione eficientemente y con un periodo adecuado de mantenimiento. En términos generales, sedimento es cualquier fragmento de material transportado, suspendido o depositado por el agua o por el aire.

Figura 167. Proceso de sedimentaciónFuente (www. stmarys.ca/academic/scient/geology/sediments/welcome.html)

Figura 168. Variación mensual multianual de transporte de sedimentos

El fenómeno de la erosión está íntimamente ligado al fenómeno de los sedimentos en los cursos de agua, el principal factor erosivo es el agua. El proceso empieza desde el momento en que las gotas de agua lluvia caen sobre la superficie del suelo y abren pequeños cráteres aflojando las partículas del suelo, las cuales empiezan a ser arrastradas por los diminutos hilos de agua, los arroyos y los ríos. Así lo que en un principio fueron pequeñas cantidades de microscópicos granos de material, al formarse los arroyos en los grandes ríos se convierten en miles de m3 transportados por el agua diariamente.

La forma como sucede la erosión depende de tres factores principales a saber:

1. Energía del agente erosivo (tamaño de las gotas de agua o granizo, velocidad de las corrientes)

2. Erodabilidad del suelo o susceptibilidad a los agentes de erosión.

3. Protección de la superficie erodable especialmente por la cobertura vegetal.

Figura 169. Desprendimiento de sedimentos (La Palma España)

La erosión causa graves daños en los suelos agrícolas, en los cauces de los ríos donde las corrientes socavan, provocan deslizamiento de los taludes o bloquean los canales por la deposición de materiales.

El transporte de sedimentos en las corrientes es problema que tiene que ver con la planificación, diseño y operación de obras como puertos, canales para navegación, hidroeléctricas, acueductos, sistemas de riego, etc. Con la obtención de muestras de sedimentos se persigue determinar la cantidad de sólidos que transporta una corriente en un tiempo fijado (ton/día, ton/año).

TRANSPORTE O CARGA DE SEDIMENTOS

El transporte total de sedimentos comprende tanto el sedimento que se traslada suspendido en la corriente como el que viaja arrastrándose o rodando por el fondo. El transporte de fondo se mide directamente con muestreadores y se expresa ordinariamente en m3/día; el transporte de sedimentos en suspensión se refiere a la cantidad de sólidos o sedimentos flotantes que pasan por la sección de una corriente en una unidad de tiempo, se expresa ordinariamente en Ton/día o kg/s. El transporte de sedimentos en suspensión es igual al producto de la concentración media por el caudal líquido que pasa por una sección.

UTILIZACIÓN SEDIMENTOS EN INGENIERÍA CIVIL

El estudio de sedimentos es muy importante para el diseño de todo tipo de obras en ingeniería civil: desarenadores utilizados en Centrales Hidroeléctricas, acueductos, distritos de riego, tanques de carga, procesos de socavación y depositación en ríos, hidráulica de ríos, diseño de espolones y espigones, etc.

Figura 176. Depósito de sedimentos a lo largo de la playaFuente (www.mixmail.com)

unidades hidrologia

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