HIDROLOGÍA BÁSICA

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RESUMEN

LISTA DE FIGURAS................................................................................................

LISTA DE TABELAS...............................................................................................

1.CICLO HIDROLÓGICO........................................................................................

1.1 Introducción a la hidrología................................................................................

1.1.1 Historia de la hidrología...................................................................................

1.1.2 Aplicación de la hidrología..............................................................................

1.2 Ciclo hidrológico.................................................................................................

1.3 Cuenca hidrográfica..........................................................................................

1.3.1 Superficie de drenaje......................................................................................

1.3.2 Orden de la cuenca.........................................................................................

1.3.3 Tiempo de concentración................................................................................

1.4 Precipitación.......................................................................................................

1.4.1 Tipos de precipitación....................................................................................

1.5 Interceptación....................................................................................................

1.6 Infiltración..........................................................................................................

1.6.1 Magnitudes características.............................................................................

1.6.2 Factores intervinientes....................................................................................

1.6.3 Determinación de la capacidad de infiltración.................................................

1.7 Evaporación......................................................................................................

1.8 Escurrimiento superficial y régimen de los cursos de agua...............................

1.8.1 Escurrimiento superficial.................................................................................

1.8.2 Régimen de los cursos de agua.....................................................................

1.9 Transporte de sedimentos.................................................................................

1.9.1 Ciclo hidrosedimentológico............................................................................

1.10 Balance hídrico.................................................................................................

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1 – Ciclo Hidrológico

Figura 2 – Cuenca Hidrográfica

Figura 3 – Divisor de aguas

Figura 4– Regiones Hidrográficas de Brasil

Figura 5– Precipitaciones ciclónicas

Figura 6– Precipitaciones orográficas

Figura –7 Precipitaciones convectivas

Figura 8 - Ietograma e hidrograma de una lluvia aislada

Figura 9 – Hidrograma de salida

LISTA DE TABLAS

Tabla 1 - Ecuaciones empíricas basadas en la expresión aerodinámica

Tabla 2 - Valores del coeficiente de flujo, C.

Tabla 3 – Variables de entrada y salida de agua del balance hídrico

3

1. CICLO HIDROLÓGICO

1.1 Introducción a la hidrología

La hidrología es la ciencia que trata del agua en la Tierra, su incidencia, circulación y

distribución, sus propiedades físicas y químicas, y su reacción con el medio ambiente,

incluyendo su relación con las formas vivas (Definición recomendada por el United

States Federal Council for Science and Technology, 1962).

La hidrología es una ciencia interdisciplinaria y ha evolucionado expresivamente debido

a los problemas crecientes observados en las cuencas hidrográficas, como la

ocupación inadecuada, el aumento significativo de la utilización del agua para diversos

fines y, principalmente, frente a los resultados de los impactos sobre el medio ambiente.

El estudio del agua era una ciencia básicamente descriptiva y cualitativa, aunque se

transformó en un área de conocimiento donde los métodos cuantitativos han sido

explorados a través de metodologías matemáticas y estadísticas, mejorando por un

lado los resultados y por el otro, aprovechando mejor las informaciones existentes

(TUCCI, 1993).

En el pasado el planeamiento de ocupación en las cuencas era mínimo, teniendo en

cuenta solamente el menor costo de implantación y el máximo aprovechamiento para

los usuarios. En ese contexto, la cuestión de cuidados y la preservación del medio

ambiente raramente eran apreciadas. De esta forma, el crecimiento poblacional y la

explotación del agua causaron grandes impactos y, subsiguientemente, la degradación

de los recursos naturales.

4

Ante los problemas observados, la población comenzó a preocuparse, estableciendo

medidas preventivas que minimizasen los perjuicios causados a la naturaleza. En los

años 1970, las acciones se centraban en la cuenca hidrográfica, mientras que

actualmente el problema tiene una dimensión global, derivada de los posibles efectos

globales de la alteración del clima. La tendencia actual abarca el desarrollo sustentable

de la cuenca hidrográfica, que implica el aprovechamiento racional de los recursos con

el mínimo daño al medio ambiente.

Según NRC1 (1991) apud Tucci (1993), se llegó a la conclusión que el desarrollo de la

ciencia hidrológica ha sido influido por aspectos específicos del uso del agua y el

control de desastres. La comisión menciona la necesidad de instruir a profesionales con

formación más amplia, que englobe conocimiento de matemática, física, química,

biología y geociencia, para desarrollar una ciencia dentro de un contexto más vasto.

1.1.1 Historia de la hidrología

La hidrología, que es la ciencia que estudia el agua, se encuentra fundamentada en

historiales de procesos transcurridos en el medio físico natural. Para analizar la

estacionalidad de la incidencia de precipitaciones en un determinado lugar, por ejemplo,

son utilizadas observaciones obtenidas en el pasado.

La convivencia con el medio físico natural existe desde el origen de la humanidad. De

acuerdo con Tucci (1993), filósofos griegos intentaron erróneamente explicar el ciclo

hidrológico, y solo Marcus Vitruvius Pollio (100 a.C.) presentó conceptos cercanos al

entendimiento actual del ciclo hidrológico. Se admitía que el mar alimentaba los ríos a

través del subsuelo. Hasta el inicio de este siglo aún existían personas que

cuestionaban el concepto moderno del ciclo hidrológico.

1 NRC (National Research Council), 1991. Opportunities in the hydrologic sciences. Washington: National Academy Pres. 348p.

5

Aún sin conocer el origen del agua y el funcionamiento de los fenómenos naturales, las

civilizaciones antiguas explotaron los recursos hídricos por medio de proyectos de

riego, acueductos para el abastecimiento de agua y el control de inundaciones.

Asimismo, según Tucci (1993), solamente a partir del siglo XV, con Leonardo da Vinci y

Bernard Palissy, el ciclo hidrológico pasó a ser mejor comprendido. El problema era

aceptar que la precipitación tenía un volumen mayor que el caudal y que los ríos son

mantenidos constantes por el retardo del escurrimiento del subsuelo.

Pierre Perrault, en el siglo XVII (1608-1680), evaluó los elementos de la relación

precipitación-caudal, a través del análisis de la precipitación, evaporación y capilaridad

de la cuenca del río Sena, y comparó estas magnitudes con mediciones de caudal

realizadas por Edm‚ Mariotte, constatando que el caudal era apenas de cerca de 16%

de la precipitación.

Las mediciones sistemáticas de precipitación y caudal, así como el desarrollo teórico y

experimental de la hidráulica se iniciaron en el siglo XIX. Sin embargo, en Brasil los

puntos más antiguos de medición de la precipitación corresponden a fines del siglo

pasado, mientras que la recolección de datos de niveles y caudal se inició recién a

principios del siglo XX.

Fue en la década de 1930 que surgieron los elementos descriptivos del funcionamiento

de los fenómenos naturales y fórmulas empíricas de procesos específicos, tales como

las demostradas por Chezy:

• Ecuación para movimiento uniforme en canales;

• Método racional para cálculo de caudal máximo en pequeñas cuencas.

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Esa década también marcó el inicio de la hidrología cuantitativa con algunos trabajos,

tales como:

• Conceptos del hidrógrafa unitario utilizado para el escurrimiento superficial

(Herman,1932);

• Ecuación empírica para el cálculo de la infiltración, permitiendo la determinación

de la precipitación efectiva (Cortón, 1933) ;

• Teoría para la hidráulica de pozos (Thies, 1935).

En esta misma década otros métodos cuantitativos fueron presentados, lo que posibilitó

la ampliación de los conocimientos en esta ciencia. No obstante, aún con este avance,

hasta la década de 1950 la hidrología se limitaba a indicadores estadísticos de los

procesos involucrados.

Recién con el surgimiento de la computadora se dio el perfeccionamiento y la

experimentación de las técnicas numéricas y estadísticas. Algunos aspectos de la

hidrología tales como el escurrimiento subterráneo, flujo en ríos, lagos y estuarios se

desarrollaron con la observación y cuantificación de las variables involucradas, el

perfeccionamiento de técnicas matemáticas y el aumento de la capacidad de la

computadora. Fueron creadas en diversos países cuencas representativas y

experimentales con miras a la atención y cuantificación de procesos físicos que ocurren

en la cuenca, tales como reforestación y deforestación, erosión del suelo y

escurrimiento superficial.

Como la hidrología está ligada directamente al uso del agua, al control de la acción de

la misma sobre la población y al impacto sobre la cuenca, los estudios realizados

apuntan a la mejor comprensión de estos procesos y a la implantación de un

planeamiento adecuado del uso de la cuenca hidrográfica.

7

1.1.2 Aplicación de la hidrología

Según Righetto, 1998, la Hidrología ejerce gran influencia en:

1. Elección de fuentes de abastecimiento de agua para uso doméstico o industrial;

2. Proyecto de construcción de obras hidráulicas:

a. Fijación de las dimensiones hidráulicas de obras tales como: puentes,

alcantarillas, etc.;

b. Proyecto de Represas: localización y elección del tipo de represa, de

fundación y de canal de fuga; dimensionamiento;

c. Establecimiento de método de construcción;

3. Drenaje:

a. Estudio de las características de la napa freática;

b. Examen de las condiciones de alimentación y de escurrimiento natural de

la napa: precipitación, cuenca de contribución y nivel de agua en los

cursos de agua;

4. Riego:

a. Problema de elección del manantial;

b. Estudio de evaporación e infiltración;

5. Regularización de cursos de agua y control de inundaciones:

a. Estudio de las variaciones de caudal; previsión de caudales máximos;

b. Examen de las oscilaciones de nivel y de las áreas de inundación;

6. Control de contaminación:

a. Análisis de la capacidad de recepción de cuerpos receptores de los

efluentes de sistemas de desagües: caudal mínimo de cursos de agua,

capacidad de aireado y velocidad de escurrimiento;

7. Control de la erosión:

8

a. Análisis de intensidad y frecuencia de las precipitaciones máximas, y

determinación de coeficiente de escurrimiento superficial;

b. Estudio de la acción erosiva de las aguas y de la protección por medio de

vegetación y otros recursos;

8. Navegación:

a. Observación de datos y estudios sobre construcciones y mantenimiento

de canales navegables;

9. Aprovechamiento hidroeléctrico:

a. Pronóstico de los caudales máximos, mínimos y medios de los cursos de

agua para el estudio económico y el dimensionamiento de las

instalaciones;

b. Verificación de la necesidad de embalse de acumulación; determinación

de los elementos necesarios para el proyecto y construcción del mismo:

cuencas hidrográficas, volúmenes almacenables, pérdidas por

evaporación e infiltración;

10.Operación de sistemas hidráulicos complejos;

11.Recreación y preservación del medio ambiente; y

12.Preservación y desarrollo de la vida acuática.

1.2 Ciclo hidrológico

Se denomina ciclo hidrológico al proceso natural de evaporación, condensación,

precipitación, detención y escurrimiento superficial, infiltración, penetración del agua en

el suelo y en los acuíferos, escurrimientos fluviales e interacciones entre esos

componentes. (Righetto, 1998).

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Para entender mejor, el ciclo puede ser visualizado como iniciándose con la

evaporación del agua de los océanos. El vapor resultante es transportado por el

movimiento de las masas de aire. Bajo determinadas condiciones, el vapor es

condensado, formando las nubes que, a su vez, pueden resultar en precipitación.

Esta precipitación que ocurre sobre la tierra puede ser dispersada de varias formas. La

mayor parte queda retenida temporalmente en el suelo cerca de donde cayó, que a su

vez, retorna a la atmósfera a través de la evaporación y transpiración de las plantas.

Una parte del agua que sobra se escurre sobre la superficie del suelo o hacia los ríos,

mientras que la otra parte penetra profundamente en el suelo, abasteciendo a la napa

de agua subterránea. La Figura 1 demuestra mejor cómo ocurren estas relaciones entre

las fases.

Las principales variables hidrológicas consideradas en el ciclo hidrológico son:

• E: evaporación (mm/d);

• q: humedad específica del aire en gramos de vapor de agua por kilo de aire, o

g/kg;

• P: precipitación (mm);

• i: intensidad de lluvia (mm/h);

• Q: flujo superficial o caudal (m³/s);

• f: tasa de infiltración (mm/h);

• ET: evapotranspiración (mm/d).

10

Figura 1 – Ciclo Hidrológico

Fuente: USGS - United States Geological Survey

Aunque el ciclo hidrológico pueda parecer un ciclo continuo, con el agua moviéndose

de forma permanente y con una tasa constante, es en realidad bastante diferente, ya

que el movimiento que el agua hace en cada una de las fases del ciclo ocurre de forma

bastante aleatoria, variando tanto en el espacio como en el tiempo.

En determinadas circunstancias, la naturaleza parece trabajar con los excesos. A veces

provoca lluvias torrenciales que superan la capacidad de soporte de los cursos de agua,

acarreando inundaciones, otras veces parece que todo el ciclo hidrológico de detuvo

por completo. Estos extremos de inundación y sequía son los que más interesan a los

ingenieros, ya que muchos de los proyectos de Ingeniería Hidráulica son hechos con la

finalidad de garantizar protección contra estos mismos extremos, y cuando no previstos

pueden acarrear daños.

11

Cuando trabajamos con proyectos, necesariamente debemos definir nuestro dominio,

sea él local o regional. La definición del dominio implica la selección de los

componentes más relevantes. Del ciclo hidrológico, por ejemplo, al balance hídrico, son

considerados la evapotranspiración, la precipitación, el escurrimiento superficial, la

infiltración y la penetración profunda. Ya en los estudios de drenaje es necesario

conocer las distribuciones espacio-temporales de la precipitación, de la infiltración y de

los caudales en las secciones de interés.

Para cada trabajo que se realizará, un análisis hidrológico debe ser hecho, sea para

saber si la precipitación interferirá en el proceso, sea para saber si el drenaje es

adecuado para un tipo de emprendimiento.

1.3 Cuenca hidrográfica

Una cuenca hidrográfica de un curso de agua es un área de captación natural del agua

de la precipitación que hace converger los escurrimientos hacia un único punto de

salida, su exutorio. Está compuesta básicamente por un conjunto de superficies

vertientes de una red de drenaje formada por cursos de agua que confluyen hasta

resultar en un lecho único en el exutorio.

Cuenca hidrográfica es, por tanto, un área definida topográficamente, drenada por un

curso de agua o por un sistema conectado de cursos de agua, de modo tal que todo el

caudal efluente es descargado por una simple salida. Se puede considerar un sistema

físico donde la entrada es el volumen de agua precipitado y la salida es el volumen de

agua escurrido por el exutorio (Figura 2), considerándose como pérdidas intermedias

los volúmenes evaporados y transpirados, y también los infiltrados profundamente.

12

Figura 2 – Cuenca Hidrográfica

Fuente: Pedrazzi, 2003.

La formación de la cuenca hidrográfica se da a través de los desniveles de los terrenos

que direccionan los cursos de agua, siempre de las áreas más altas hacia las más

bajas. Es un área geográfica y, como tal, se mide en km².

La cuenca hidrográfica es el elemento fundamental de análisis en el ciclo hidrológico,

principalmente en su fase terrestre, que engloba la infiltración y el escurrimiento

superficial (SILVEIRA, 1993). Ella puede ser definida como un área limitada por un

divisor de aguas (Figura 3), que la separa de las cuencas adyacentes y que sirve de

captación natural del agua de precipitación a través de superficies vertientes.

13

Figura 3 – Divisor de aguas

Fuente: Mendiondo, 2004.

Actualmente, el Consejo Nacional de Recursos Hídricos, de acuerdo con la Resolución

Nº 32 del 15 de octubre de 2003, divide a Brasil en 12 regiones hidrográficas. A

diferencia de las cuencas hidrográficas, que pueden superar las fronteras nacionales,

las regiones hidrográficas están restrictas al espacio territorial perteneciente a Brasil,

como muestra la Figura 4.

14

Figura 4 – Regiones Hidrográficas de Brasil

Fuente: Plan Nacional de Recursos Hídricos (PNRH). Disponible en

http://www2.ana.gov.br/Paginas/default.aspx.

15

1.3.1 Superficie de drenaje

Es el área plana (proyección horizontal) incluida entre sus divisores topográficos. La

superficie o área es el elemento básico para el cálculo de las demás características

físicas. La superficie de una cuenca hidrográfica es generalmente expresada en km2.

En la práctica, se determina la superficie de drenaje con el uso de un aparato

denominado planímetro, aunque es posible obtenerla con una buena precisión

mediante el uso del “método de los cuadraditos”.

1.3.2 Orden de la cuenca

El sistema de drenaje de una cuenca está constituido por el río principal y sus afluentes.

La clasificación de los ríos en cuanto al orden refleja el grado de ramificación o

bifurcación dentro de una cuenca. Los cursos de agua mayores cuentan con sus

afluentes, que a su vez poseen otros hasta que se llega a los minúsculos cursos de

agua de la extremidad. Normalmente, cuanto mayor el número de ramificaciones, más

serán los cursos de agua. De esta forma, se pueden clasificar los cursos de agua de

acuerdo con el número de bifurcaciones (PEDRAZZI, 2003).

El estudio de las ramificaciones y del desarrollo del sistema es importante, ya que él

indica la mayor o menor velocidad con la que el agua abandona la cuenca hidrográfica.

El nivel de drenaje de una cuenca depende de la estructura geológica del local, tipo de

suelo, topografía y clima. Este nivel también influye sobre el comportamiento hidrológico

de la cuenca.

De esta forma, el Ingeniero brasileño Otto Pfafstetter, del extinguido Departamento

Nacional de Obras de Saneamiento (DNOS), desarrolló un eficiente e ingenioso método

de subdivisión y codificación de cuencas hidrográficas, utilizando diez guarismos,

16

directamente relacionado con la superficie de drenaje de los cursos de agua

(PFAFSTETTER, 1989 apud GALVÃO & MENESES, 2005).

De acuerdo con Galvão y Menezes (2005), este método es considerado natural,

jerárquico, basado en la topografía del área drenada y en la topología (conectividad y

dirección) de la red de drenaje. Su aplicabilidad en escala global, con el empleo de

pocos dígitos, además del ajuste en los dígitos de la relación topológica entre las

cuencas hidrográficas, son las características marcantes del método de Otto Pfafstetter.

La técnica desarrollada por Otto Pfafstetter, conocida por el nombre de “Ottocuencas”,

se caracteriza por su racionalidad. Utilizando una pequeña cantidad de dígitos en un

código específico para una cuenca dada, el método permite inferir a través de ese

código cuáles son las cuencas hidrográficas que se localizan aguas arriba y aguas

debajo de aquella en estudio. Cada vez que fuere citada una determinada numeración,

se sabe exactamente la identificación de la cuenca hidrográfica, su río principal y su

relación con las demás cuencas de la misma región hidrográfica, hasta el nivel

continental (SILVA, 1999 apud GALVÃO & MENESES, 2005).

El primer principio de esta forma de clasificación es que el río principal de una cuenca

es siempre el que tiene la mayor área de contribución aguas arriba. Esto contraría, en

muchos casos, la atribución de nombres hecha tradicionalmente en la cuenca, pero es

un criterio que ciertamente tiene una base hidrológica más sólida. A partir de la

identificación del río principal, se clasifican sus cuencas afluentes por área de drenaje.

Las cuatro mayores reciben números pares, siendo la mayor aguas abajo la número 2,

la mayor siguiente aguas arriba la 4, la siguiente la 6, y la más aguas arriba de todas la

8.

17

Las cuencas incrementales reciben números impares, siendo la de la desembocadura la

número 1, la incremental entre las cuencas 2 y 4 la 3, y así en adelante hasta la cuenca

aguas arriba, que recibe el número 9. De esta forma está terminada una fase de la

clasificación. Cada una de las cuencas determinadas puede ser nuevamente

clasificada, siendo entonces atribuido un guarismo adicional.

Las cuencas pares son clasificadas como una nueva cuenca integral, siendo el río

principal el que en la fase anterior fue un afluente. Las cuencas incrementales, impares,

son clasificadas considerándose el mismo río principal de la fase anterior, restringido al

trecho incremental considerado. El proceso puede ser repetido mientras hubiere

afluentes en la red hidrográfica.

La clasificación de Pfafstetter tiene como objetivo las cuencas, pero nada impide que

sea adaptada, como fue hecho, para la clasificación de los ríos. Basta para esto que el

río reciba el número de la cuenca principal a la cual es asociado. De esta manera los

códigos de los ríos siempre tendrán su terminación en un número par. (AGENCIA

NACIONAL DE AGUAS, 2002).

1.3.3 Tiempo de concentración

El tiempo de concentración es aquel necesario para que toda el agua

precipitada en la cuenca hidrográfica pase a contribuir en la sección considerada. Este

tiempo puede ser calculado a través de dos métodos, presentados a continuación.

Fórmula de Kirpich

• Ecuación – Tiempo de concentración

18

t c=57( L2

I eq )0,385

Donde:

Ieq = declive equivalente en m/km

L = largo del curso de agua en km.

Fórmula de Picking

• Ecuación – Tiempo de concentración

t c=5,3( L2

I eq )13

Donde:

L = largo de la vaguada en km;

Ieq = declive equivalente en m/m.

1.4 Precipitación

El régimen hidrológico de una región es determinado por sus características físicas,

geológicas y topográficas, y por su clima. Los factores climáticos más importantes son

la precipitación, principal “input” del balance hidrológico de una región, su distribución y

modos de incidencia, y la evaporación, responsable directa por la reducción del

escurrimiento superficial.

19

La precipitación es entendida en hidrología como toda el agua proveniente del medio

atmosférico que alcanza la superficie terrestre. Neblina, lluvia, granizo, rocío, heladas y

nieve son formas diferentes de precipitaciones. La diferencia entre estas precipitaciones

es el estado en que el agua se encuentra (BERTONI & TUCCI, 1993).

La disponibilidad de precipitación en una cuenca durante el año es un factor

determinante para cuantificar, entre otros, la necesidad de riego de cultivos y el

abastecimiento de agua doméstica e industrial. La determinación de la intensidad de

precipitación es importante para el control de inundaciones y de la erosión del suelo.

Por su capacidad para producir escurrimiento, la lluvia es el tipo de precipitación más

importante para la hidrología (BERTONI & TUCCI, 1993).

Otros factores climáticos de suma importancia son la temperatura, la humedad y el

viento, principalmente por la influencia que ejercen sobre la precipitación y la

evaporación.

Los fenómenos atmosféricos de precipitación ocurren cuando existe una condensación

de vapor de agua formando nubes. Los vientos mueven las partículas de agua de

manera que ocurre una aglutinación de gotas, formando masas de agua lo

suficientemente grandes para que se precipiten.

Los procesos de crecimiento de las gotas más importantes son los de coalescencia y

de difusión del vapor. El proceso de coalescencia es aquel en el cual las pequeñas

gotas de las nubes aumentan su tamaño debido al contacto con otras gotas a través de

la colisión, provocada por el desplazamiento de las gotas, como consecuencia de

movimientos turbulentos del aire, la fuerza eléctrica y al movimiento Browniano2.

2 El movimiento Browniano es el movimiento aleatorio de partículas macroscópicas en un fluido como consecuencia de los choques de las moléculas del fluido en las partículas.

20

A partir del momento que las gotas de agua alcanzan un tamaño suficiente para vencer

la resistencia del aire, ellas se desplazan en la dirección del suelo. En este movimiento

de caída, las gotas mayores caen con mayor velocidad que las menores, lo que hace

que las gotas menores sean alcanzadas e incorporadas a las mayores aumentando, por

tanto, su tamaño.

El proceso de difusión del vapor es aquel en el cual el aire luego del nivel de

condensación continua evolucionando, provocando la difusión del vapor supersaturado

y su consecuente condensación en torno de las partículas que aumentan de tamaño.

1.4.1 Tipos de precipitación

El enfriamiento dinámico o adiabático es la principal causa de la condensación y es el

responsable por la mayoría de las precipitaciones.

El movimiento vertical de las masas de aire es un requisito importante para la formación

de las precipitaciones, que pueden ser clasificadas de acuerdo con las condiciones que

producen el movimiento vertical del aire. En este sentido, el rápido enfriamiento de

grandes masas de aire puede ser producido de forma ciclónica, orográfica y convectiva.

Normalmente cuando ocurre la precipitación, más de uno de esos procesos es activado.

• Precipitaciones frontales o ciclónicas

Están asociadas al movimiento de masas de aire de regiones de alta presión a regiones

de baja presión. La diferencia de presión normalmente es causada por el calentamiento

desigual de la superficie terrestre.

Las precipitaciones ciclónicas pueden ser clasificadas en frontales y no frontales. La

frontal resulta de la ascensión del aire caliente sobre el aire frío en la zona de contacto

21

entre dos masas de aire de características diferentes. Si la masa de aire fría se mueve

de tal forma que es substituida por una masa de aire más caliente, el frente es conocido

como frente caliente, y si lo contrario acontece, la llamamos frente frío. La ascensión

frontal puede ser vista en la figura 5.

Las precipitaciones ciclónicas

Acostumbran ser de larga duración, presentando intensidad de baja a moderada y

esparciéndose por grandes áreas.

Figura 5 – Precipitaciones ciclónicas

Fuente: Villela & Mattos, 1975.

• Precipitaciones orográficas

Esta precipitación es resultado de ascensión mecánica, acontece cuando una corriente

de aire húmedo horizontal es forzada a pasar por una barrera natural, tal como las

montañas. Las precipitaciones de la Serra do Mar son ejemplos típicos. La figura 6

muestra cómo esto ocurre.

22

Figura 6 – Precipitaciones orográficas

Fuente: Villela & Mattos, 1975.

• Precipitaciones convectivas

Las precipitaciones convectivas son típicas de las regiones tropicales. Cuando se

produce un calentamiento desigual de la superficie terrestre, acaba dándose la

aparición de capas de aire con densidades diferentes, lo que genera una estratificación

térmica de la atmósfera en equilibrio estable.

Si este equilibrio, por cualquier motivo (viento, recalentamiento) fuere roto, provocará

una ascensión brusca y violenta del aire menos denso, que es capaz de alcanzar

grandes alturas. Estas precipitaciones suelen ser de gran intensidad y corta duración,

concentradas en pequeñas áreas. La Figura 7 demuestra cómo acontece este

fenómeno.

23

Figura 7 – Precipitaciones convectivas

Fuente: Villela & Mattos, 1975.

1.5 Interceptación

La interceptación es la retención de parte de la precipitación sobre la superficie del suelo (Blake,

1975), pudiendo ocurrir por la presencia de vegetación u otra forma de obstrucción al

escurrimiento. El volumen retenido es perdido por evaporación, retornando a la

atmósfera. Este proceso interfiere en el balance hídrico de la cuenca hidrográfica,

funcionando como un embalse que almacena una parte de la precipitación para

consumo. La tendencia es que la interceptación reduzca la variación del caudal a lo largo del

año, y retarde y reduzca el pico de las crecientes (TUCCI, 1993).

Aún de acuerdo con Tucci (1993), la retención de parte del escurrimiento también

puede ocurrir por depresiones del suelo, pero no puede ser considerada una

interceptación propiamente dicha, ya que parte del volumen retenido retorna al flujo de la

cuenca a través de la infiltración. Estas depresiones del suelo, o la baja capacidad de

drenaje, pueden provocar el almacenamiento de grandes volúmenes de agua

reduciendo el caudal medio de la cuenca.

24

Como ya mencionado, la interceptación puede ocurrir de dos formas: por la vegetación

y por depresiones. Las dos formas son explicadas a continuación.

• Interceptación vegetal

Este tipo de interceptación puede depender de algunas variables, entre ellas: características de la

precipitación y condiciones climáticas, tipo y densidad de la vegetación y período del año. Las

características principales de la precipitación son la intensidad, el volumen precipitado y la lluvia

antecedente.

La intensidad del viento es el factor climático más significativo en la interceptación, aumentando

la misma en una creciente larga y disminuyendo en crecientes menores (WIGHAM,

1970 apud TUCCI, 1993).

El tipo de vegetación caracteriza la cantidad de gotas que cada hoja puede retener y la

densidad de la misma indica el volumen retenido en una superficie de cuenca. Las

hojas generalmente interceptan la mayor parte de las precipitaciones, pero la disposición de los

troncos contribuye significativamente. En regiones en que ocurre una mayor variación climática, o

sea, en latitudes más elevadas, la vegetación presenta una significativa variación del follaje a lo

largo del año, que interfiere directamente con la interceptación. La época del año también puede

caracterizar algunos tipos de cultivos que presentan las diferentes fases de crecimiento y

cosecha. La ecuación de la continuidad del sistema de interceptación puede

ser descrita por

• Ecuación – Precipitación Interceptada

S i =P−T−C

25

Donde:

Si = precipitación interceptada;

P = precipitación;

T = precipitación que atraviesa la vegetación;

C = porción que se escurre por el tronco de los árboles.

De acuerdo con Tucci (1993), Horton (1919) fue uno de los primeros en describir y

presentar resultados y ecuaciones para describir el comportamiento de la interceptación

vegetal. El referido autor relacionó el volumen interceptado durante una creciente con la

capacidad de interceptación de la vegetación y la tasa de evaporación.

• Ecuación – Interceptación vegetal

S i =Sv +( AvA ) . E .tr

Donde:

Sv = capacidad de almacenamiento de la vegetación para el área;

Av = área de vegetación;

A = área total;

E = evaporación de la superficie de evaporación;

tr = duración de la precipitación.

• Almacenamiento en las depresiones

En la cuenca hidrográfica existen obstrucciones naturales y artificiales al escurrimiento,

acumulando parte del volumen precipitado. En áreas rurales esto puede ser observado

luego de una inundación, cuando áreas sin drenaje forman pequeñas lagunas. El volumen de

26

agua retenido en estas áreas solo disminuye por evaporación y por infiltración. Como la

napa freática queda alta, inmediatamente después de la inundación, la salida de agua se da

principalmente por la evaporación, reduciendo el caudal medio de la cuenca. Esto es más

grave en suelos que se impermeabilizan con la humedad, como el arcilloso (TUCCI,

1993).

En cuencas urbanas, pueden ser creadas artificialmente áreas con retención del

escurrimiento en función de rellenos sanitarios, puentes y construcciones. La suma de

estas pérdidas se refleja en la reducción del caudal medio y en la reducción de los picos

de crecientes. Linsley et al. (1949) utilizó la siguiente expresión empírica para retratar el

volumen retenido por las depresiones del suelo luego del inicio de las precipitaciones (TUCCI,

1993).

• Ecuación – Fórmula empírica de interceptación

1−e−kPe

V d =Sd

Donde:

Vd = volumen retenido;

Sd = capacidad máxima;

Pe = precipitación efectiva;

K = coeficiente equivalente a 1/Sd

En el uso de esta ecuación, se admite que al inicio de la precipitación las depresiones están

vacías y para generar escurrimiento superficial es necesario que las depresiones estén

27

rellenadas. Son aproximaciones del comportamiento real ya que el escurrimiento superficial ocurre

sin que las depresiones sean totalmente rellenadas, debido a la variabilidad espacial de la

capacidad de retención de las mismas.

1.6 Infiltración

La infiltración es el fenómeno de penetración del agua en las capas del suelo próximas

a la superficie del terreno, moviéndose hacia abajo, a través de los vacíos, bajo la

acción de la gravedad, hasta alcanzar una capa soporte, que la retiene, formando

entonces el agua del suelo (MARTINS, 1976).

El agua de lluvia precipitada sobre terreno permeable es generalmente succionada

totalmente por el suelo hasta el instante en que se inicia la formación de un espejo de

agua en la superficie y, en consecuencia, la incidencia de flujo superficial. Este hecho

puede ser observado por cualquier persona, aunque es regido por leyes físicas

complejas, cuya cuantificación es supuestamente conseguida por medio de

experimentos, leyes empíricas y solución de ecuaciones diferenciales que gobiernan el

movimiento del agua en el suelo (RIGHETTO, 2008).

La infiltración puede ser dividida en tres fases esenciales, siendo ellas la fase de

intercambio, de descenso y de circulación. En la fase de intercambio, el agua está

cercana a la superficie del terreno, sujeta a retornar a la atmósfera por una aspiración

capilar, provocada por la acción de la evaporación o absorbida por las raíces de las

plantas y luego transpirada por los vegetales.

Cuando el desplazamiento vertical del agua ocasionado por la acción de su propio peso

supera la adhesión y la capilaridad, pasamos a la llamada fase de descenso. Este

movimiento se efectúa hasta alcanzar una capa soporte de suelo impermeable.

28

La fase de circulación ocurre cuando existe acumulación de agua, donde son

constituidas las napas subterráneas, cuyo movimiento se debe también a la acción de

la gravedad, obedeciendo a las leyes del escurrimiento subterráneo.

1.6.1 Magnitudes características

Las principales magnitudes características son explicadas por Martins (1976), como

muestran los próximos puntos.

• Capacidad de infiltración

Es la cantidad máxima de agua que un suelo, bajo una dada condición, puede absorber

en la unidad de tiempo por unidad de área horizontal. La penetración del agua en el

suelo, en razón de su capacidad de infiltración, se verifica solamente cuando la

intensidad de la precipitación excede la capacidad del suelo de absorber el agua, esto

es, cuando la precipitación es excedente. La capacidad de infiltración puede ser

expresada en milímetros por hora (mm/h), milímetros por día (mm/día), metros cúbicos

por metro cuadrado (m3/m2) o metros cúbicos por día (m3/día).

• Distribución granulométrica

Es la distribución de las partículas que constituyen el suelo en función de sus

dimensiones.

29

• Porosidad

Es la relación entre el volumen de vacíos de un suelo y su volumen total, expresada

comúnmente en porcentaje (%).

• Velocidad de infiltración

Es la velocidad media de escurrimiento del agua a través de un suelo saturado,

determinada por la relación entre la cantidad de agua que atraviesa la unidad de área

del material del suelo y el tiempo. Puede ser expresada en metros por segundo (m/s),

metros por día (m/día), metros cúbicos por metro cuadrado (m3/m2) o metros cúbicos

por día (m3/día).

1.6.2 Factores intervinientes

Los principales factores intervinientes también son explicados por Martins (1976),

presentados en los siguientes puntos.

• Tipo de suelo

La capacidad de infiltración varía directamente con la porosidad, el tamaño de las

partículas del suelo y el estado de fisuración de las rocas. Las características presentes

en una pequeña capa superficial, con espesor del orden de 1 cm, tiene gran influencia

sobre la capacidad de infiltración.

• Compactación debida al ser humano y a los animales

30

En lugares donde existe un tránsito constante de personas o vehículos, o en áreas de

utilización intensa por animales (pastaje), la superficie es sometida a una compactación

que la torna relativamente impermeable.

• Acción de la precipitación sobre el suelo

Las aguas de las lluvias, cuando colisionan con el suelo, promueven la compactación

de su superficie, disminuyendo la capacidad de infiltración; transportan los materiales

finos que, por su sedimentación posterior, tenderán a disminuir la porosidad de la

superficie; humedecen la superficie del suelo, saturando las capas próximas y

aumentando la resistencia a la penetración del agua; y actúan sobre las partículas de

substancias coloidales que, al hincharse, reducen las dimensiones de los espacios

intergranulares.

1.6.3 Determinación de la capacidad de infiltración

Para la determinación de la capacidad de infiltración, pueden ser utilizados equipos

llamados infiltrómetros, que son capaces de realizar una medición directa. Son tubos

cilíndricos cortos de chapa metálica, con diámetros que varían entre 200 y 900 mm.

Son clavados verticalmente en el suelo de modo que reste una pequeña altura libre

sobre este.

El método de Horner y Lloyd también puede ser utilizado para conocer la capacidad de

infiltración del suelo de un área determinada, aunque para pequeñas cuencas

hidrográficas. Se basa en la medida directa de la precipitación y del escurrimiento

superficial resultante, lo que posibilita la determinación de la curva de la capacidad de

infiltración en función del tiempo.

31

Ya en cuencas muy grandes, la intensidad de precipitación no es constante en toda el

área y por este motivo, Horton propuso un método de evaluación de la capacidad media

de infiltración. Este método implica que la precipitación sea medida por diversos

aparatos distribuidos por toda la cuenca, y uno de ellos debe ser necesariamente un

pluviógrafo.

1.7 Evaporación

La evaporación es el conjunto de los fenómenos de naturaleza física que transforman el

agua líquida o sólida en vapor de agua de la superficie del suelo y transferida, en este

estado, a la atmósfera. Este proceso sólo ocurre naturalmente si hubiere ingreso de

energía en el sistema, proveniente del sol, de la atmósfera o de ambos, y será

controlado por la tasa de energía, en la forma de vapor de agua que se propaga sobre

la superficie de la Tierra (TUCCI & BELTRAME, 1993).

La evaporación puede producirse en cuerpos de agua, embalses de acumulación,

aguas retenidas en la capa superficial del suelo y mares, y es influenciada también por

la temperatura y humedad relativa ambiente, el viento y la presión de vapor.

Los métodos más utilizados para determinar la evaporación son:

• Evaporímetros: se trata de instrumentos que posibilitan una medida directa del

poder de evaporación de la atmósfera, estando sujetos a los efectos de la

radiación, la temperatura, el viento y la humedad. Los más conocidos son los

atmómetros y los tanques de evaporación;

• Transferencia de masa : se basa en la primera ley de Dalton, que establece la

relación entre evaporación y presión de vapor, expresada de la siguiente forma:

32

• Ecuación – Transferencia de masa

E=C . ( es−e )

Donde:

E = intensidad de la evaporación;

C = coeficiente influenciado por factores de interferencia;

eS = presión de saturación del vapor de agua a la temperatura del agua;

e = presión del vapor de agua presente en el aire atmosférico.

El efecto del viento fue introducido a través de la alteración del coeficiente empírico (C).

La expresión resultante es función de la velocidad del viento, expresada por:

• Ecuación – Evaporación en función del viento

s−ea

eNf ( w )E0=

Donde:

N = parámetro que considera los efectos de la densidad del aire y de la presión;

f(w) = función de la velocidad del viento;

f(r) = parámetro de rugosidad.

33

De acuerdo con Tucci y Beltrame (1993), las funciones introducidas, que retratan el

efecto del viento, son obtenidas con base en los conceptos de capa límite, que se da

por la acción del viento próximo a la superficie de interés. Varias expresiones son

utilizadas para la estimación de la evaporación en intervalos de tiempo superiores a un

día. A continuación la ecuación presentada por Sverdrup (1946):

• Ecuación – Evaporación en intervalo de tiempo superior a un día

E0=0,63 ρK 2 w8 ( e2−e8 )

p[ ln( 800r ) ]

2

Donde:

ρ = masa específica del aire;

K = 0,41 (constante de Von Karman);

w8 = las velocidades del viento a 8 metros sobre la superficie;

e2 y e8 = presión de vapor a 2 y 8 metros;

p = presión atmosférica;

r = altura de la rugosidad.

• Ecuaciones empíricas : fueron establecidas con base en el ajuste por regresión

de las variables involucradas, para algunas regiones y condiciones específicas.

Por eso deben ser utilizadas con cautela. Están basadas usualmente en la

ecuación aerodinámica:

• Ecuación

34

E0 =Kf ( w ) [ e s( T s )−ea ]

Donde:

K = constante;

f(w) = función de la velocidad del viento.

Tucci y Beltrame (1993) presentaron un resumen de las ecuaciones de este tipo,

presentadas en la Tabla 1.

Tabla 1 - Ecuaciones empíricas basadas en la expresión aerodinámica

EcuaciónCondiciones de

aplicaciónReferencia

Eo (pul/mes) = 11(1+0,1w8)

(es-e8)Lagos rasos

Meyer

(1915)Eo (pul/día) = 0,771(1,465-

0,0186p)(0,44+0,118w0)(es-ea)*Lagos rasos

Rohwer

(1931)Eo (pul/día) = 0,35(1+0,24w2)

(es-ea)

Pequeños

tanques

Penman

(1948

Eo (pul/día) = 0,057w8(es-e8) Lago HefnerMarciano y

Harbeck (1952)

Eo (pul/día) = 0,072w4(es-e2) Lago HefnerMarciano y

Harbeck (1952)* presión barométrica

• Balance hídrico : posibilita la determinación de la evaporación con base en la

ecuación de la continuidad del lago o embalse. La referida ecuación puede ser

escrita de la siguiente forma:

35

• Ecuación – Balance hídrico

dVdt

=I −Q−E 0 . A+P . A

Donde:

V = volumen de agua contenido en el embalse (hm);

t = tiempo (s);

I = caudal total de entrada en el embalse (m3/s);

Q = caudal de salida del embalse (m3/s);

E0 = evaporación (mm/mes);

P = precipitación sobre el embalse (mm/mes);

A = área del embalse (km2).

La evaporación es obtenida a partir de la ecuación 10 por:

• Ecuación – Evaporación

E0=I−Q

A+P−

dVdtA

Además de la ecuación de continuidad, el método del balance hídrico también presenta

la ecuación de Evaporación Real (ER):

• Ecuación – Evaporación real

36

ER= [ EP+ ( I −EP )−∆AS ]

Donde:

EP = Evaporación Potencial

I = Infiltración;

∆AS = Variación del Almacenamiento de agua en el Suelo.

La evapotranspiración representa la cantidad de agua que en las condiciones reales se

evapora del suelo y transpira de las plantas, y es de suma importancia para el balance

hídrico de una cuenca como un todo. Para estimar los valores de esta variable, se

puede aplicar el método de Penman-Monteith, representado por la siguiente ecuación:

• Ecuación – Evapotranspiración

δ+γ∗.900

( T+273 ).( es−ea )

δ+γ∗( Rn−G )1λ+

γ

ET 0=δ

Donde:

ET0 = evapotranspiración diaria de referencia (mm);

� = calor latente de vaporización (MJkg-1);

37

δ = inclinación de la curva de la presión de vapor saturado versus temperatura

(k Pa K-1);

Rn = saldo de radiación (MJ m-2 día-1);

G = flujo de calor en el suelo (MJ m-2 día-1);

es = presión de vapor saturado del aire (k Pa);

ea = presión de vapor del aire en la altura z (k Pa);

T = temperatura del aire en la altura z (ºC);

γ * = coeficiente psicrométrico modificado (k Pa K-1) = γ (1+ 0,33 U2); (U2 es la

velocidad del viento medida a 2 metros de altura (n s-1);

900 = Constante (k J-1 kg ºK).

1.8 Escurrimiento superficial y régimen de los cursos de agua

1.8.1 Escurrimiento superficial

El escurrimiento superficial talvez sea la fase más importante del ciclo hidrológico y la

de mayor importancia para los ingenieros, puesto que se trata de la etapa que estudia

el desplazamiento de las aguas sobre la superficie de la Tierra y se encuentra

directamente ligada al aprovechamiento del agua superficial y a la protección contra los

efectos causados por su desplazamiento (erosión del suelo, inundaciones, etc.).

Este tipo de escurrimiento se presenta fundamentalmente ante la ocurrencia de

precipitaciones y considera desde el movimiento del agua de una pequeña lluvia que,

cayendo sobre un suelo saturado de humedad, se escurre por su superficie, formando

los torrentes, arroyos, riachos, ríos y lagos o embalses de acumulación.

De acuerdo con Martins (1976), parte del agua de lluvia es absorbida por la vegetación

y otros obstáculos, la cual se evapora posteriormente. De la cantidad de agua que llega

38

al suelo, parte es retenida en depresiones del terreno y parte es infiltrada. Luego que el

suelo alcanza su capacidad de absorber el agua, o sea, cuando los espacios en las

superficies retentoras hubieren sido rellenados, se produce el escurrimiento superficial

del agua restante.

Al inicio del escurrimiento superficial se forma una película laminar que aumenta de

espesor, a medida que la precipitación prosigue, hasta alcanzar un estado de equilibrio.

Entre los factores que influyen en el escurrimiento superficial se cuentan los siguientes:

• Factores climáticos : ligados a la intensidad de la lluvia, duración de la lluvia y la

lluvia antecedente;

• Factores fisiográficos : ligados al área y forma de la cuenca, la permeabilidad y

capacidad de infiltración y la topografía de la cuenca;

• Obras hidráulicas : ligadas a la construcción de represas, canalización o

rectificación y derivación o transposición.

• Coeficiente de escurrimiento superficial (run off)

El coeficiente de escurrimiento superficial o coeficiente de “run off”, es definido como la

razón entre el volumen de agua escurrido superficialmente y el volumen de agua

precipitado. Este coeficiente puede ser relativo a una lluvia aislada o relativo a un

intervalo de tiempo donde varias lluvias ocurrieron (VILLELA y MATTOS, 1975). La

siguiente ecuación demuestra el coeficiente de “run off”.

• Ecuación – Coeficiente de “run off”

C=

39

Volumen total escurridoVolumen total precipitado

Se sabe que conociendo el coeficiente de “run off” para una determinada lluvia intensa

de una cierta duración, se puede determinar el escurrimiento superficial de otras

precipitaciones de intensidades diferentes, siempre que la duración sea la misma. Este

coeficiente es muy utilizado para prever el caudal de una inundación provocada por una

lluvia intensa.

• Métodos de estimación del escurrimiento superficial

De acuerdo con Carvalho y Silva (2006), los métodos de estimación del escurrimiento

superficial pueden ser divididos en cuatro grupos conforme se enumeran a

continuación:

a) Medición del nivel de agua

La estimación del escurrimiento superficial por medio de la medición del nivel de agua

es realizada en puntos fluviométricos, donde la altura del nivel del agua es obtenida con

el auxilio de las reglas limnimétricas o por medio de los limnígrafos. A partir de las

alturas se puede estimar el caudal en una determinada sección del curso de agua por

medio de una curva clave. Esta curva relaciona una altura del nivel del curso de agua,

con un caudal. Es el método más preciso y requiere varios puntos fluviométricos.

b) Modelo lluvia-caudal calibrados - Método del hidrograma

El área de drenaje, grado de permeabilidad, profundidad de la napa freática, porosidad

del suelo y también el tipo de precipitación que ocurrió sobre la cuenca, son aspectos

de la cuenca que pueden reflejarse en un hidrograma. El hidrograma, hidrógrafo o

fluviograma es la representación gráfica de la distribución del caudal en función del

tiempo en una sección dada de un curso de agua. Esta distribución es interpretada

40

como la respuesta de la cuenca hidrográfica o área de drenaje al ser estimulada por las

lluvias que caen sobre esa área (Righetto, 1998).

La figura 8 presenta un hidrógrafo de una lluvia aislada (ietograma) de una precipitación

que ocurrió en una cuenca, así como la curva de caudal correspondiente registrada en

una sección de un curso de agua.

Figura 8 - Ietograma e hidrograma de una lluvia aislada

Fuente: CARVALHO y SILVA, 2006

Algunos factores contribuyeron para el escurrimiento en la sección considerada,

siendo ellos:

1) precipitación recogida directamente por la superficie libre de agua;

2) escurrimiento superficial directo (incluyendo el escurrimiento superficial);

41

3) escurrimiento básico (contribución de la napa de agua subterránea).

Es posible observar cuatro trechos diferentes en la Figura xx, donde el primero va hasta

el punto A. En este primer trecho el escurrimiento ocurre debido exclusivamente al

aporte de la napa freática, haciendo que el caudal decrezca. Entre los puntos A y B se

da el aporte simultáneo del escurrimiento superficial y de base, formando escurrimiento

superficial directo, el cual promueve un aumento del caudal a medida que aumenta el

área de aporte al escurrimiento.

Cuando la lluvia dura tiempo suficiente para que toda el área de la cuenca hidrográfica

aporte al caudal en la sección de control, se alcanza el punto B, donde se produce el

caudal de pico, o sea, el valor máximo para el caudal resultante de la precipitación en

análisis.

De cualquier forma el punto B es un máximo del hidrógrafo, aunque toda el área de la

cuenca no aporte al caudal, y no representa la condición crítica. Si la lluvia tiene una

duración superior al tiempo de concentración de la cuenca, el hidrógrafo tenderá a un

nivel con fluctuaciones de la intensidad de precipitación.

El aporte del escurrimiento superficial y de base se da en el trecho entre los puntos A y

B, llamado también trecho de ascenso del escurrimiento superficial directo.

Cuando la lluvia hubiere terminado, el área de aporte del escurrimiento superficial se

reduce gradualmente, como muestra el trecho B-C. Este trecho es denominado trecho

de depleción del escurrimiento superficial directo, el cual finaliza en el punto C. Cuando

es observado solo el aporte del escurrimiento básico, la llamamos curva de depleción

de escurrimiento de base, fase presentada al término del trecho C.

42

El volumen escurrido superficialmente (VESD) corresponde al área comprendida entre

el trecho de recta A-C y el hidrógrafo. Para evaluarlo se debe utilizar cualquier proceso

de aproximación como lo es la integración numérica, con base por ejemplo, en la regla

de los trapecios, de cuya aplicación resulta:

• Ecuación – volumen escurrido superficialmente

Q i

Q1 +Qn

2+∑

1=2

n−1

;

VESD=∆T

Siempre que ∆t sea constante. Se debe utilizar para ∆t la misma unidad de tiempo del

caudal.

El valor encontrado para VESD puede ser transformado en lámina escurrida o

precipitación efectiva (Pe) por medio de:

• Ecuación – Precipitación efectiva

Pe=VESDABH

Donde:

Pe = precipitación efectiva;

VESD = volumen escurrido superficialmente directo;

ABH = área de la cuenca hidrográfica.

43

La separación del hidrograma en escurrimiento superficial directo y escurrimiento

básico es muy importante para el estudio de las características hidrológicas de la

cuenca y para algunos métodos de pronóstico de inundaciones.

La determinación del hidrograma de proyecto de una cuenca hidrográfica depende de

dos componentes principales: la separación del volumen de escurrimiento superficial y

la propagación de este volumen aguas abajo. Este último componente de los modelos

hidrológicos generalmente hace uso de la teoría de sistemas lineales, o sea, del

hidrograma unitario (HU) (Tucci, 1993).

El método de HU, presentado por Le Roy K. Sherman en 1932 y perfeccionado más

tarde por Bernard y otros, se basa fundamentalmente en determinadas propiedades del

hidrograma de escurrimiento superficial (Pinto, 1976).

El HU es el hidrograma resultante de un escurrimiento superficial unitario (1mm, 1cm, 1

pulgada) generado por una lluvia uniforme distribuida sobre la cuenca hidrográfica, con

intensidad constante de cierta duración, constituyendo una característica propia de la

cuenca, que refleja las condiciones de flujo para el desarrollo de la onda de creciente

(Carvalho y Silva, 2006).

c) Modelo lluvia-caudal no calibrado

Método racional

El método racional es utilizado para el dimensionamiento de las redes de drenaje

urbano por su simplicidad, puesto que engloba todos los procesos en apenas un

coeficiente “Coeficiente de Escurrimiento (C)”. No obstante ello, no deben ser aplicados

en cuencas con área superior a 2 km².

44

Los principios de esta metodología son:

1) Se debe considerar la duración de la precipitación intensa de proyecto igual al

tiempo de concentración de la cuenca. Al considerar esta igualdad se admite que

la cuenca es lo suficientemente pequeña para que esta situación ocurra, ya que

la duración es inversamente proporcional a la intensidad. En cuencas pequeñas,

las condiciones más críticas ocurren debido a las precipitaciones convectivas

que poseen pequeña duración y gran intensidad.

2) Adoptar un coeficiente único de pérdidas (coeficiente de escurrimiento), estimado

con base en las características de la cuenca.

3) No evaluar el volumen de la creciente y la distribución temporal de los caudales.

La ecuación del método racional es la siguiente:

• Ecuación – Método racional

Q=0,27 .C .i . A

Donde:

Q = caudal máximo (m³/s);

0,027 = corrección cuando se usa el área de la cuenca en km²;

C: coeficiente de escurrimiento, también conocido como run-off o flujo;

i: intensidad de la precipitación (mm/h);

A: área de la cuenca (km²).

45

La tabla abajo presenta algunos valores de C relativos a tipos de ocupación de suelo.

Tabla 2 - Valores del coeficiente de flujo, C.

Tipo de Ocupación Coeficiente CÁreas con edificación; grado de densidad -

• Muy grande 0,70 a 0,95• Grande 0,60 a 0,70• Medio 0,40 a 0,60• Pequeño 0,20 a 0,40

Áreas libres: bosques, parques, campos 0,05 a 0,20Pavimentos 0,70 a 0,95Suelos con vegetación -

• Arenoso 0,05 a 0,15• Arcilloso 0,15 a 0,35

Fuente: RIGHETTO, 1998

El coeficiente de escurrimiento utilizado en el método racional depende de las

siguientes características:

• suelo;

• cobertura;

• tipo de ocupación;

• tiempo de retorno;

• intensidad de la precipitación.

• Método racional modificado

Este método debe ser utilizado para áreas mayores de 80 hectáreas y de hasta 200

hectáreas. La siguiente ecuación representa el método.

• Ecuación - Método racional modificado

46

Q=C . i . A360

. D

Donde:

D = 1 – 0,009.L/2 (L = largo axial de la cuenca, km).

• Método de I – Pai – Wu

Método desarrollado en 1963 siendo aplicado a áreas mayores de 200 hectáreas y de

hasta 20.000 hectáreas.

• Ecuación – Método de I – Pai – Wu

Q=C∗.i . A0,90

360. K

Siendo que:

C∗( 21+F ) .

C

( 42+F )

F=L

√ Aπ

Donde:

47

F = factor de ajuste relacionado con la forma de la cuenca;

L = largo axial de la cuenca;

A = área de la cuenca;

K = coeficiente de distribución espacial de la lluvia.

d) Fórmulas empíricas

La estimación por medio de fórmulas empíricas debe ser utilizada solamente ante la

imposibilidad del empleo de otra metodología. La utilización de las fórmulas empíricas

es principalmente objeto de estudios de pronóstico de inundaciones.

1.8.2 Régimen de los cursos de agua

De suma importancia en el estudio de las cuencas hidrográficas es el conocimiento del

sistema de drenaje, o sea, determinar qué tipo de curso de agua está drenando la

región de acuerdo con su régimen. Según Carvalho y Silva (2006), una manera utilizada

para clasificar los cursos de agua es la de tomar como base la constancia del

escurrimiento, con lo que se establecen tres tipos:

a) Continuos: contienen agua durante todo el tiempo. La napa freática mantiene

una alimentación continua y no baja nunca a un menor nivel que el lecho del curso de

agua, incluso durante las sequías más severas.

b) Intermitentes: en general, escurren durante las estaciones de lluvias y se

secan en los estíos. Durante las estaciones de lluvias, transportan todos los tipos de

flujo, ya que la napa de agua subterránea se conserva sobre el lecho fluvial y

alimentando el curso de agua, lo que no ocurre en la época de estío, cuando la napa

freática se encuentra en un nivel inferior al del lecho.

48

c) Efímeros: existen apenas durante o inmediatamente después de los períodos

de precipitación y sólo transportan escurrimiento superficial. La superficie freática se

encuentra siempre en un nivel inferior al del lecho fluvial, no existiendo la posibilidad de

escurrimiento de flujo subterráneo.

Los ríos representan la forma más visible de escurrimiento del agua siendo parte

integrante del ciclo hidrológico y alimentado a partir de las aguas superficiales y

subterráneas (CHRISTOFOLETTI, 19813 apud DESTEFANI, 2005). El caudal es una de

las principales variables que caracteriza un río, constituyéndose por la cantidad de agua

que pasa por una sección en un determinado período de tiempo.

Los caudales que escurren en un curso de agua son considerados estocásticos

(TUCCI, 2002) siendo variables a través del tiempo y en el espacio. Esta variabilidad

representada por el ascenso y el descenso de las aguas consideradas en el transcurso

de un año calendario (enero a diciembre) o un año hidrológico (ciclo de bajante-

creciente-bajante) corresponde al régimen fluvial o régimen de cursos de agua o

hidrológico (DESTEFANI, 2005).

Tucci (1993) cita que la variabilidad del régimen hidrológico es controlada por algunos

elementos que forman la cuenca hidrográfica o factores que inciden sobre ella. Entre

ellos: las condiciones climáticas, como las precipitaciones, evapotranspiración y la

radiación solar; la geología; la geomorfología; los tipos y uso de los suelos; la cobertura

vegetal; y las acciones antrópicas.

El régimen de un curso de agua se constituye en la forma en que es alimentado, esto

es, según el origen del agua que lo abastece. Puede ser clasificado en pluvial, nival o

mixto. El régimen pluvial es caracterizado por los ríos que reciben agua de la lluvia, ya

3

CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfología fluvial. São Paulo: Edgard Blucher, 1981.

49

en el régimen nival el río es abastecido por el derretimiento de nieves. Un ejemplo de

río que presenta régimen mixto es el río Amazonas, cuyas aguas provienen de

derretimiento y de altos niveles pluviométricos.

1.9 Transporte de sedimentos

Cuando el agua está desplazándose rumbo a la salida de una cuenca hidrográfica,

pasa sobre las rocas y los suelos que forman o revisten las vertientes y los canales de

la red de drenaje. Los obstáculos que el agua encuentra determinan los caminos que

ella va a seguir y la velocidad en la que se desplazará, propiciando que partículas sean

retiradas y transportadas vertiente o río abajo, por el flujo líquido. Aunque de manera

eventual, el desplazamiento de los sedimentos cargados por el agua puede causar la

alteración del ciclo hidrológico, y ciertamente afectar el uso, la conservación y la gestión

de los recursos hídricos (BORDAS & SEMMELMANN, 1993).

La composición del material del lecho y las características geométricas e hidráulicas de

la sección y del trecho del río son factores importantes que influyen sobre la cantidad de

sedimentos transportada. Por esta razón, cualquier intervención que altere el equilibrio

natural del río puede tener serias consecuencias en términos de erosión y deposición

de sedimentos.

Transporte y deposición de sedimentos en lechos de cursos de agua son acciones

naturales que ocurren de forma lenta y continua. No obstante, ese proceso está siendo

acelerado por el hombre cuando ocupa de forma desordenada e irresponsable las

áreas próximas a los ríos. La falta de cuidados, como el corte de la vegetación, el

manejo inadecuado del suelo y la urbanización acelerada próxima a los ríos, son

algunos de los factores que importan serias consecuencias para el medio ambiente y el

ser humano.

50

Entre otras consecuencias, podemos citar la colmatación de embalses y ríos y, por

consiguiente, inundaciones, reducción de la calidad del agua para consumo y riego,

mortandad de especies acuáticas e imposibilidad de navegación debido a la

disminución de la lámina de agua. Los costos para la recuperación de un río o embalse

colmatado son extremadamente altos, y por ello medidas preventivas seguidas de un

monitoreo sedimentométrico son recomendadas (SCAPIN, 2005).

Righetto (1998) afirma que gran parte de los sedimentos transportados por un río, por

ejemplo, son provenientes de la erosión del suelo de la cuenca hidrográfica, retirando

una significativa cantidad de nutrientes de tierras fértiles para la agricultura. Este hecho

puede darse como consecuencia de lluvias sobre suelos desprotegidos, provocando la

erosión mediante un proceso físico complejo de desprendimiento y transporte de

partículas de suelo por la acción del impacto de las gotas de lluvia y por el arrastre del

escurrimiento superficial.

1.9.1 Ciclo hidrosedimentológico

Este ciclo es paralelo, vinculado fuertemente a, y dependiente del ciclo hidrológico. Es

un ciclo abierto que involucra el desplazamiento, el transporte y el depósito de

partículas sólidas presentes en la superficie de la cuenca. No obstante, al contrario de

las moléculas de agua, los sedimentos no tendrán como volver al medio de donde

provienen.

La gestión integrada de los recursos hídricos, los riesgos de degradación de los suelos,

de los lechos de los ríos y de los ecosistemas fluviales y de estuarios, o de

contaminación de sedimentos por productos químicos, hicieron que fuese prestada

mayor atención al ciclo hidrosedimentológico, ya que el costo de los impactos derivados

51

de la remoción no controlada de sedimentos en las cuencas hidrográficas es

sumamente elevado (BORDAS & SEMMELMANN, 1993).

Los principales fenómenos que componen el ciclo hidrosedimentológico y que rigen el

desplazamiento de partículas sólidas son la desagregación, separación o erosión,

transporte, decantación o sedimentación, depósito y consolidación. Estos procesos son

explicados por Bordas y Semmelmann (1993), como presentado a continuación:

• Desagregación

Es el desprendimiento de partículas sólidas del medio del cual forman parte, pudiendo

acontecer por reacciones químicas, fluctuaciones de temperatura, acciones mecánicas

u otros factores naturales. Estos procesos dejan una masa de partículas sólidas

expuesta a la acción del escurrimiento superficial, que es remoldada por el movimiento

de las aguas. Este estoque de material sólido está compuesto por elementos de varios

tamaños y características, distinguidos como: arcilla, sedimentos, arena, cascajo, canto

rodado y piedras, pedregullos o rocas.

• Erosión

La erosión es el proceso de desplazamiento de las partículas sólidas de su lugar de

origen. Este desplazamiento ocurre cuando las fuerzas hidrodinámicas ejercidas por el

escurrimiento sobre una partícula superan la resistencia por ella ofrecida. La resistencia

tiene su origen, principalmente, en el peso de las partículas y en las fuerzas de

cohesión. La cohesión constituye la fuerza de resistencia por excelencia de las

partículas más finas, mientras el peso de la partícula es la principal fuerza resistente

para las arenas y el material más grande. En el primer caso, los sedimentos son

clasificados en cohesivos, y en el segundo en no cohesivos o granulares.

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• Transporte

El proceso de transporte de material erosionado por el agua puede ocurrir de diversas

formas. Las partículas más pesadas se desplazan sobre el fondo rodando,

deslizándose o, en algunos casos, por saltos cortos, y constituyen la llamada descarga

sólida de fondo o arrastre. Las más livianas se desplazan en el seno del escurrimiento y

constituyen la descarga sólida en suspensión. Estas pueden ser provenientes de la

cuenca vertiente, o del fondo y paredes del canal, mientras el arrastre está

exclusivamente constituido por material encontrado en el fondo.

• Sedimentación o decantación

En este proceso las partículas más finas transportadas en suspensión, tienden a llegar

al fondo del lecho bajo la acción de la gravedad. Puede además ocurrir la resistencia

del medio fluido, impidiendo o reduciendo la caída de las partículas al fondo,

principalmente por efecto de la turbulencia.

• Depósito

Se entiende por depósito la parada total de las partículas en suspensión recién

decantadas sobre el fondo, o de aquella transportada por arrastre. Este proceso,

algunas veces, es confundido con la decantación. Sin embargo, es diferente, ya que

una partícula recién decantada puede continuar moviéndose luego de entrar en

contacto con el fondo, de acuerdo con las fuerzas hidrodinámicas existentes al ras del

fondo.

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• Consolidación

La consolidación ocurre luego del depósito de las partículas y corresponde a la

acumulación de partículas sobre el fondo y la compactación del depósito resultante bajo

los efectos del propio peso de los sedimentos, de la presión hidroestática o cualquier

otro fenómeno que venga a aumentar la densidad de los depósitos (efecto del

vaciamiento de una represa, por ejemplo).

Algunas acciones de control pueden ser consideradas para evitar las consecuencias de

la erosión y el subsiguiente transporte de sedimentos. En pequeñas cuencas

hidrográficas, por ejemplo, debe darse el correcto manejo del suelo en la agricultura,

considerando el tipo de plantación y respetando las curvas de nivel del terreno. Ya en

las áreas urbanas, una de las acciones es la implantación de un sistema de drenaje

eficiente y su mantenimiento adecuado.

1.10 Balance hídrico

El balance hídrico puede ser entendido como el resultado de la cantidad de agua que

entra y sale de un sistema en un determinado intervalo de tiempo. Diversas escalas

espaciales pueden ser analizadas para calcular el balance hídrico. En escala global, el

“balance hídrico” es el propio “ciclo hidrológico”, cuyo resultado nos mostrará la

cantidad de agua disponible en el sistema (en el suelo, ríos, lagos, vegetación húmeda

y océanos), o sea, en la biosfera, presentando un ciclo cerrado.

La cuenca hidrográfica es el mejor espacio de evaluación del comportamiento hídrico,

ya que ha definido el espacio de entrada, la cuenca, el lugar de salida y la sección de

río que define la cuenca hidrográfica (TUCCI, 1993).

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De esta forma, en una escala intermedia, que puede ser representada por una

microcuenca hidrográfica, el balance hídrico tiene como resultado el caudal de agua de

ese sistema. Para períodos en los que la lluvia es menor que la demanda atmosférica

por vapor de agua, el caudal disminuye, a la vez que en los períodos en que la lluvia

supera la demanda, el caudal aumenta.

En la escala local, en el caso de un cultivo, el balance hídrico tiene por objetivo

establecer la variación de almacenamiento y, consecuentemente, la disponibilidad de

agua en el suelo. Conociéndose cuál es la humedad del suelo o cuánta agua éste

almacena, es posible determinar si el cultivo está sufriendo deficiencia hídrica, lo que

está íntimamente relacionado con los niveles de rendimiento de ese cultivo.

Conociendo estas características, podemos aplicar la ecuación de la continuidad de

la masa, que afirma que el volumen de agua de entrada menos el volumen de agua de

salida, debe igualar la variación de los estoques de agua en el área en un determinado

período de tiempo. Esta ley es representada por la Ecuación 20.

• Ecuación – Continuidad de la masa

∆V=ΣI−ΣO

Siendo:

ΔV = variación de volumen en el tiempo, que consideraremos de un mes (m3);

ΣI = sumatoria de los volúmenes de agua que entran en el sistema aislado (m3);

ΣO = sumatoria de los volúmenes de agua que salen del sistema aislado (m3).

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De esta forma, las entradas y salidas pueden ser determinadas como presentadas en la

Tabla 3.

Tabla 3 – Variables de entrada y salida de agua del balance hídrico

Entrada de agua Salida de aguaLluvia EvapotranspiraciónRocío Escurrimiento superficialEscurrimiento Superficial Escurrimiento subsuperficialEscurrimiento subsuperficial Drenaje profundoAscensión capilar

Fuente: Tomaz, 2006.

De acuerdo con Tucci (2009), el entendimiento del balance hídrico es uno de los

fundamentos más importantes para conocer los efectos causados por el ser humano

sobre el medio natural, la disponibilidad hídrica y sustentabilidad ambiental. La

determinación del balance hídrico puede ser realizada para una capa de suelo, para un

trecho de río o para una cuenca hidrográfica.

El conocimiento de estos componentes depende de varios factores como: precipitación,

evapotranspiración potencial (aquí incluidas otras variables climáticas), condiciones del

suelo y uso del suelo y geología subterránea.

Los principales objetivos de estudiar el balance hídrico, son: conocer el régimen hídrico;

conocer las disponibilidades hídricas; conocer las demandas de uso del agua y prestar

informaciones para la elaboración de proyectos, estudios y gestiones. Es de suma

importancia para el planeamiento agropecuario, principalmente para saber cuáles son

las épocas propicias para el plantío y el control de plagas, para el planeamiento de

obras de ingeniería, pronóstico y seguimiento de inundaciones, zoneamiento de áreas

anegables y otras diversas acciones.

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En una cuenca el balance hídrico es determinado por (TUCCI, 1993):

• Ecuación – Balance hídrico

S ( t+1 ) =S ( t ) +( P−E−Q ) . Dt

Donde:

S (t+1) y S (t) = cantidad de agua en el tiempo t+1 y t;

P = precipitación en el área de la cuenca en el intervalo;

E = evapotranspiración real en el intervalo de tiempo en la cuenca;

Q = caudal de salida en el intervalo de tiempo Dt.

Cuando el período de evaluación (Dt) es muy extenso, la diferencia de almacenamiento

(S) puede ser considerada despreciable y, de esa forma tenemos:

• Ecuación

El caudal Q en el tiempo es el hidrograma de salida de la cuenca y representa el

escurrimiento superficial (superficie de las cuencas) y subterráneo (generado por los

acuíferos) (Figura 9).

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P−E=Q

Figura 9 – Hidrograma de salida

Fuente: Tucci, 2009. Disponible en: Blog de Tucci (http://rhama.net/wordpres/?p=116)

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