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1.2. CLIMATOLOGA Y CONCEPTOS HIDROMETEOROLGICOS BSICOS

1.2.1. Introduccin En el apartado anterior hemos visto que uno de los trminos principales del ciclo del agua que alimenta los acuferos, y que est por tanto en el origen de gran parte de las aguas subterrneas, es la infiltracin del agua de lluvia. Dado que la lluvia es un fenmeno meteorolgico, es evidente que el conocimiento y caracterizacin del clima es un aspecto fundamental de cualquier trabajo en hidrogeologa. El clima se puede definir como el conjunto fluctuante de las condiciones atmosfricas, caracterizado por los estados de la atmsfera y la evolucin del tiempo, en el curso de un periodo suficientemente largo en un dominio espacial determinado. Cuando se estudia el clima, hay dos tipos de parmetros que juegan un papel importante, los factores y los elementos. Los factores son condiciones fsicas y geofsicas que condicionan el clima y los elementos son los componentes o variables climatolgicas y meteorolgicas que lo determinan. Algunos factores importantes, seran; la latitud que condiciona la insolacin o radiacin; la altitud, que condiciona la temperatura y la radiacin; la continentalidad; la topografa (la orientacin e inclinacin de los relieves condiciona la radiacin); la distribucin de la vegetacin. Existe una interrelacin entre la vegetacin y el clima. Es decir, segn el clima se podr desarrollar un tipo de vegetacin, pero sta a la vez condicionar el tipo de clima. As por ejemplo, en las zonas de bosque las temperaturas mnimas no suelen ser tan rigurosas como en las estepas, y debido a la fuerte transpiracin que producen, disminuyen la oscilacin trmica. Adems esta fuerte evapotranspiracin puede determinar un aumento de la precipitacin.

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1.2.2. Climatologa La climatologa se ocupa de todos los factores meteorolgicos que pueden definir el clima, y de manera anloga a como sucede en otras ciencias experimentales, los mtodos utilizados en climatologa son con frecuencia de naturaleza estadstica. En general se considera necesario tener datos de un periodo mnimo de 30 aos para poder definir las variables climatolgicas de una zona determinada. Pero en realidad el rango de aos considerado variar segn el parmetro que se est evaluando. As, la variabilidad de la presin es inferior a la de la precipitacin, por esta razn, con unos pocos aos bastara para calcular valores medios de la presin, pero no para la precipitacin que es mucho ms variable. En hidrologa subterrnea sobre todo nos interesa el clima en las proximidades de la superficie terrestre, en tanto que afectan a factores tan importantes como la recarga o la infiltracin, por ejemplo. As, adems de la pluviometra (a la que se dedicar un apartado dentro de este Tema), interesar tambin controlar otras variables meteorolgicas tales como la temperatura, la radiacin solar, la presin atmosfrica, la humedad del aire, el viento y la insolacin, que sirven a la hora de calcular la evapotranspiracin. El control climtico se efecta mediante multitud de aparatos que tienen una limitacin comn; proporcionan una medicin puntual en el espacio y en el tiempo, afectando ms a las variables discretas que a las variables continuas. En general, para determinar los elementos climatolgicos que varan de modo continuo (presin, humedad, temperatura, entre otros) se precisan redes menos densas que los discontinuos (lluvia, nieve). Debe considerarse tambin que el rea de dominio o representatividad de una estacin es mucho mayor en lugares llanos, que en zonas montaosas. En particular, los valles abrigados de vientos continentales y abiertos a nubes, son mucho ms templados y homogneos, y en consecuencia precisarn redes de medicin menos densas. Histricamente el registro continuo ha sido difcil de conseguir por la dificultad y grado de dedicacin que ste exiga. Casi todas las variables meteorolgicas que quieran estudiarse con detalle o utilizarse para los equilibrios y balances hdricos necesitan de registro continuo. Las nuevas tecnologas electrnicas

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(en referencia al registro) y de telecomunicaciones (en referencia a la transmisin de datos) permiten migrar las redes de medicin y registro discreto a redes de medicin automtica y continua con una transmisin en tiempo real y registro en soportes digitales. Slo las estaciones automticas de registro continuo y telecontrol, aseguran la fiabilidad del dato y su gestin inmediata. 1.2.3. Conceptos hidrometeorolgicos

a) Presin atmosfrica y Vapor de agua

En un gas, la presin representa el peso de la columna de aire por unidad de superficie. Las unidades que se usan para medir la presin atmosfrica son el bar que equivale a 106 dinas/cm2 y a 1.019 Kg/cm2. El valor de la presin atmosfrica habitual es de 1.013 milibares. Una atmsfera (atm) es la unidad de presin ejercida sobre un centmetro cuadrado y que es igual a 1,033 Kg/cm2. Por efecto de las diferencias de presin en el espacio (gradientes baromtricos), las masas de aire son impulsadas, desplazndose de un lugar a otro desde las altas presiones hacia las bajas presiones, lo que origina el viento. En la atmsfera la composicin del aire consiste en una mezcla del 75,5% de nitrgeno, 23,3% de oxgeno, 1,3% de argn. Cabe destacar la existencia de cantidades variables de CO2 y vapor de agua que especialmente en las capas bajas de la atmsfera adquieren un papel relevante. Una fraccin creciente de la concentracin de CO2 es de origen antropognico, y afecta el balance de radiacin solar al que nos referiremos en el siguiente apartado, lo que da lugar al llamado efecto invernadero. El origen de la mayor parte del vapor de agua en la atmsfera, se encuentra en la evaporacin del agua desde la superficie terrestre, principalmente en el mar. Es importante tambin tener en cuenta la capacidad del aire para admitir el vapor de agua, el poder evaporante de la atmsfera (mayor cuanto menor sea la humedad relativa del aire). La atmsfera que est en contacto con el agua, debe tener capacidad para aceptar vapor de agua, sino no se producir la evaporacin. La presin atmosfrica tambin participa en el proceso, facilitando

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la evaporacin a presiones menores (aumento de la capacidad evaporante del aire), as como la temperatura del aire, siendo ambientes ms clidos los que ms vapor de agua pueden asumir. El contenido de vapor de agua en el aire se denomina humedad y en relacin a sta, se utilizan diversos ndices: Presin de vapor: Presin parcial del vapor de agua en el aire. La cantidad mxima de vapor de agua que puede existir en un espacio determinado depende de la temperatura, creciendo con ella segn una relacin no lineal. Se produce evaporacin en funcin de la relacin entre las condiciones de vaporizacin y de condensacin. La vaporizacin depende de la temperatura, salinidad y curvatura de la superficie del agua (presin de agua) y la condensacin depende de la presin parcial del vapor de agua. Si la presin de vapor de agua es muy baja, la vaporizacin ser superior a la condensacin, si la presin de vapor est en equilibrio, lo que se condensa es igual a lo que se evapora. Entonces, si la vaporizacin es igual a la condensacin, a una temperatura determinada, el contenido de vapor de agua es mximo y se dice que el espacio est saturado y se define la presin de vapor de saturacin (es.). Si se supera esta cantidad de vapor de agua, se produce sobresaturacin de manera que el exceso de vapor de agua se condensa. Para una superficie plana de agua es corresponde a:

kPaT

TES

+= 3.237

27.17exp6108.0

TC Presin de vapor, es (103 N/m-2)=kPa

Gradiente de es, , kPaC-1

Constante psicromtrica, ,

kPaC-1

Viscosidad, , (10-3nsm-2)

Tensin superficial ,

(10-3 N/m)

0 0.611 0.044 0.0654 1.787 75.6 5 0.873 0.061 0.0658 1.519 74.9 10 1.228 0.082 0.0661 1.307 74.2 15 1.706 0.110 0.0664 1.140 73.5 20 2.339 0.145 0.0667 1.002 72.7 25 3.169 0.189 0.0670 0.890 72.0 30 4.244 0.243 0.0674 0.797 71.2 35 5.625 0.311 0.0677 0.719 70.4

Tabla 1.2.1. Dependencia con la temperatura de varias propiedades del agua.

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Humedad relativa: es la relacin entre la presin de vapor real (e) y la de saturacin (es) a una misma temperatura.

sr e

eh = se expresa en %

Este ndice es el que mejor representa la sensacin real de humedad sobre las personas. Calor latente de evaporacin: La evaporacin consume gran cantidad de energa. El calor latente de evaporacin () es la energa requerida para pasar 1kg de agua lquida a vapor:

kg/MJT002361.0501.2 = corresponde a unas 600kcal/kg (2265 kJ/kg). El calor latente de congelacin es de 80kcal/kg. El calor especfico del agua en fase lquida es 4.18kJ/kg/C (1kcal/kg/C) y el del aire hmedo 1.01 kJ/kg/C). Por lo tanto, y para comparar, tenemos que:

- fundir 1kg de hielo a 0C requiere 330kJ - calentar el agua resultante de 0 a 100C requiere 418 kJ - evaporarla requerir 2265 kJ/kg

La mayora de la energa solar incidente sobre la superficie de la Tierra se gasta en evaporar el agua.

b) Radiacin solar en la superficie del suelo

Se trata de la fuente de energa emitida por el sol que activa los procesos atmosfricos. La radiacin neta, es la energa necesaria para que se produzca el cambio de estado del agua. Se calcula planteando el balance entre la energa que llega a la Tierra y la que realmente llega a la superficie.

La radiacin solar se determina a partir de la latitud y el da solar, solo depende de la cantidad de nubes ya que al atravesar la atmsfera terrestre, de la radiacin solar una parte se absorbe, otra parte se refleja y se refracta mltiples veces y otra parte se difunde. As, a la superficie terrestre llega radiacin

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directa y una parte de la difundida, en total un 60% de la radiacin incidente a la atmsfera exterior, llega a la superficie terrestre. As puede diferenciarse:

- radiacin de onda corta directa del sol (longitud de onda de 300-3000nm).

- Radiacin de onda larga, de forma difusa, por la emisin de la radiacin de onda corta adsorbida por los gases atmosfricos.

El resto de la radiacin recibida es irradiada o devuelta por la tierra hacia la atmsfera que se caldea y enva de nuevo a la Tierra la llamada contra radiacin, que junto a la radiacin difusa, calienta la superficie del terreno por las noches. El valor de la radiacin solar incidente (Tabla 1.2.2) sobre la superficie de la atmsfera o extraterrestre S0 es de unos 1376 Jm-2s-1; por unidad de superficie 29.7 MJ m-2 da-1; en potencia 344 w/m2.

Mes Lat

En Fb Mz Ab My Jn Jl Ag Sep Oc Nov Dic

0 858 888 890 862 816 790 804 833 875 880 860 842 5 809 855 882 878 851 832 842 857 874 855 814 789 10 759 821 873 894 885 873 879 880 872 830 767 735 15 701 777 854 898 908 904 905 891 858 793 712 673 20 642 732 834 902 930 934 930 902 843 755 656 610 25 575 678 799 891 940 954 942 896 815 708 593 539 30 508 624 764 880 950 972 955 891 788 658 528 469 35 436 559 719 856 947 979 957 874 749 597 459 395 40 364 495 673 833 944 985 958 858 710 536 390 323 45 293 427 616 798 932 984 948 829 658 470 317 251 50 222 360 560 764 920 983 938 800 607 404 246 180 55 155 288 496 720 900 977 923 764 547 333 179 118 60 88 215 432 676 880 970 908 728 487 262 111 56

Tabla 1.2.2. Valor medio mensual de la radiacin global incidente S0 en cal/cm2/da

suponiendo que no existe atmsfera (latitud Norte) (Custodio, E., Llamas, M.R., 1983).

Se suele expresar en forma de columna de agua y para ello hay que dividir la radiacin media incidente 29.7 MJ m-2 da-1 entre el calor latente (2.46 MJ/kg a 20C), el resultado es de 11.7kg/m2/da o 11.7 mm/da, es decir unos 4mm/ao.

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Pero en realidad es del orden de 1mm/ao dado que parte de la radiacin solar es reflejada o absorbida y no llega a la superficie terrestre y tambin porque no existe tanta disponibilidad de agua para la evaporacin. Normalmente el valor de la radiacin solar incidente, se deduce empricamente a partir de la insolacin. La parte de la radiacin solar que se refleja y no llega a la superficie terrestre, se llama albedo (). As, la radiacin neta de onda corta Sn es:

( )= 1SS tn El albedo depende del espectro, la orientacin del sol, la humedad del suelo, entre otros. Su valor es ms pequeo para el agua y bosques en los que la luz penetra y por lo que se asimilan a cuerpos negros, y es mayor para suelos secos, cultivos cortos y sobretodo para la nieve (Tabla 1.2.3).

Caractersticas Albedo ( ) Emisividad ( ) Agua Pequeo ngulo cenital

Gran ngulo cenital 0.03-0.10 0.10-1.00

0.92-0.97 0.92-0.97

Nieve Vieja Fresca

0.40-0.70 0.45-0.095

0.82-0.89 0.90-0.99

Hielo Marino Glaciar

0.30-0.45 0.20-0.40

0.92-0.97

Arena Seca Hmeda

0.35-0.45 0.20-0.30

0.84-0.90 0.91-0.95

Suelo Arcilla seca Arcilla hmeda

Campo hmedo en barbecho

0.20-0.40 0.10-0.20 0.05-0.07

0.95 0.97

Pavimento Hormign 0.17-0.27 0.05-0.10

0.71-0.88 0.88-0.95

Hierba Larga (1m) Corta (0.02m)

0.16 0.26

0.90 0.95

Cultivos Trigo, arroz, entre otros. Frutales

0.18-0.25 0.15-0.20

0.90-0.99 0.90-0.95

Bosques Hoja Caduca Conferas

0.10-0.20 0.05-0.15

0.97-0.98 0.97-0.99

Tabla 1.2.3. Albedos y emisividades para varios tipos de superficies.

Normalmente el valor de la radiacin solar incidente, se deduce empricamente a partir de la insolacin (nmero de horas diarias en las que luce el sol).

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c) Balance de energa y ciclo del agua La energa solar condiciona la evaporacin y por lo tanto tambin el ciclo del agua, pero tambin lo contrario, es decir, el agua controla en parte al ciclo de energa ya que una parte de esa energa se consume en la evaporacin. Ambos inciden sobre la vegetacin y viceversa. El ciclo del carbono y otros elementos, estn muy ligados a los del agua y la energa.

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed by surface

Solarirradiation

Sensibleheat fluxLatentheat flux

Absorbed byatmosphere

Thermal emission

Back radiation

Surface radiation

9

31

22

100

58

497 23

95

489

69

12

12

95114

102

20

Outgoing shortwave rad.

Incoming solarradiation

Outgoing longwave rad.

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed by surface

Solarirradiation

Sensibleheat fluxLatentheat flux

Absorbed byatmosphere

Thermal emission

Back radiation

Surface radiation

9

31

22

100

58

497 23

95

489

69

12

12

95114

102

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Outgoing shortwave rad.

Incoming solarradiation

Outgoing longwave rad.

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed by surface

Solarirradiation

Sensibleheat fluxLatentheat flux

Absorbed byatmosphere

Thermal emission

Back radiation

Surface radiation

9

31

22

100

58

497 23

95

489

69

12

12

95114

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Outgoing shortwave rad.

Incoming solarradiation

Outgoing longwave rad.

Figura 1.2.1. Balance global de energa separando las componentes de radiacin corta (izquierda) y larga (derecha). El balance se expresa como porcentaje de radiacin solar

incidente sobre la superficie de la atmsfera (S0 radiacin extraterrestre).

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Figura 1.2.2. Balance global de agua (National Academy of Sciences, 1987). Los depsitos

(cajas) expresan los volmenes de agua en cada compartimento en miles de km3 al ao. Estas magnitudes son difciles de manejar, por lo que es habitual expresarlos en columna de agua, dividindolas entre la superficie de la tierra (aprox. 500*106 km2). As el volumen total de agua

(1460*106 km3) equivale a una columna de agua de 2920 m sobre toda la tierra. De esta columna: 2800 m son de agua de mar; 86.8 m son de agua en forma de hielo y nieve

(bsicamente casquetes polares y Groenlandia); 30.6 m son de agua subterrnea, etc. Lo mismo puede hacerse con flujos. Obsrvese que la lluvia es del orden de 1m/ao.

Pequeas variaciones en el clima, vegetacin o uso del suelo afectan los balances de agua y energa:

- efecto de la latitud y clima sobre el balance de energa en la superficie del suelo (Figura 1.2.3). La principal diferencia radica en la particin de la radiacin neta (Rn) entre el calor latente (LE) y sensible (Ha). Los bosques templados son mucho menos eficientes (disponen ms agua y energa) por lo que evapotranspiran mucho ms y en trminos relativos, su produccin de biomasa (Ub) es menor. A su vez, el hecho de que el flujo de calor sensible sea mayor en los bosques boreales, conduce a una elevacin de la capa lmite planetaria (PBL), lo que tiene implicaciones climticas.

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BorealForest

PBL 3000 m

PBL1500 m

25 m

Hs= 0.03 RnU b = 0.02 R n Hs= 0.07 Rn

U b = 0.03 R n

10 m

LE = 0.65 R n

H a = 0.3 R n

LE = 0.25 R n

Ha = 0.65 R n = 0.10 R g Rn = 0.87 R g

= 0.10 R g Rn = 0.87 R g

Temperate Forest

BorealForest

PBL 3000 m

PBL1500 m

25 m

Hs= 0.03 RnU b = 0.02 R n Hs= 0.07 Rn

U b = 0.03 R n

10 m

LE = 0.65 R n

H a = 0.3 R n

LE = 0.25 R n

Ha = 0.65 R n = 0.10 R g Rn = 0.87 R g

= 0.10 R g Rn = 0.87 R g

Temperate Forest

BorealForestBorealForest

PBL 3000 m

PBL 3000 m

PBL1500 m

25 m

Hs= 0.03 RnU b = 0.02 R n Hs= 0.07 Rn

U b = 0.03 R n

10 m

LE = 0.65 R n

H a = 0.3 R n

LE = 0.25 R n

Ha = 0.65 R n = 0.10 R g Rn = 0.87 R g

= 0.10 R g Rn = 0.87 R g PBL

1500 m

25 m

Hs= 0.03 RnU b = 0.02 R n Hs= 0.07 Rn

U b = 0.03 R n

10 m

LE = 0.65 R n

H a = 0.3 R n

LE = 0.25 R n

Ha = 0.65 R n = 0.10 R g Rn = 0.87 R g

= 0.10 R g Rn = 0.87 R g

Temperate Forest

Figura 1.2.3. Efecto de latitud y clima sobre el balance de energa en la superficie del suelo.

- Efecto del uso del suelo (Figura 1.2.4). El albedo de suelos agrcolas es

mucho mayor que el de bosques. Por ello, dado que la evapotranspiracin es anloga, emiten mucho menor calor sensible. Ello implica menor altura de la capa lmite atmosfrica.

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PBL:1500 m

PBL:1000 m

Hs= 0.08 Rn

Ub=0.02 Rn

Ha = 0.3 RnLE = 0.6 Rn

= 0.15 Rg

Rn = 0.65 Rn

LEn = 0.8 Rn

= 0.25 Rg

Ha = 0.05 Rn

Rn = 0.85 Rg

Hs= 0.15 Rn

PBL:1500 m

PBL:1000 m

Hs= 0.08 Rn

Ub=0.02 Rn

Ha = 0.3 RnLE = 0.6 Rn

= 0.15 Rg

Rn = 0.65 Rn

LEn = 0.8 Rn

= 0.25 Rg

Ha = 0.05 Rn

Rn = 0.85 Rg

Hs= 0.15 Rn

PBL:1500 mPBL:

1500 m

PBL:1000 mPBL:

1000 m

Hs= 0.08 Rn

Ub=0.02 Rn

Ha = 0.3 RnLE = 0.6 Rn

= 0.15 Rg

Rn = 0.65 Rn

LEn = 0.8 Rn

= 0.25 Rg

Ha = 0.05 Rn

Rn = 0.85 Rg

Hs= 0.08 Rn

Ub=0.02 Rn

Ha = 0.3 RnLE = 0.6 Rn

= 0.15 Rg

Rn = 0.65 Rn

LEn = 0.8 Rn

= 0.25 Rg

Ha = 0.05 Rn

Rn = 0.85 Rg

Hs= 0.15 Rn Figura 1.2.4. Efecto del uso del suelo sobre el balance de energa en la superficie del

suelo.

d) Precipitacin La precipitacin constituye la componente del ciclo hidrolgico que origina las aguas superficiales y por su infiltracin las aguas subterrneas, de manera que ser esencial su estimacin y el conocimiento de su distribucin en el tiempo y en el espacio. Como se ha comentado antes, para el hidrlogo ser fundamental considerar la precipitacin en relacin con los lmites de la cuenca1. Los datos de lluvia o pluviometra se pueden obtener en los servicios meteorolgicos, en las centrales hidroelctricas, y otras administraciones nacionales, regionales o locales, como las confederaciones hidrogrficas o las gestoras de redes complejas de saneamiento. Evidentemente se trata de un dato medido en un punto y periodo de tiempo determinados, no calculado.

1 conjunto de puntos del territorio en los que la parte del agua de lluvia que se drena por escorrenta superficial, sale por un mismo punto de la red fluvial aguas abajo.

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Dada la variabilidad tanto espacial como temporal de la lluvia, es extraordinariamente importante disponer de datos lo ms prximos a la zona de estudio (no siempre tenemos la suerte de que exista una estacin meteorolgica en la misma), as como de series de datos histricos o temporales suficientemente largas para ser representativas. Asimismo, dependiendo tanto de la climatologa local como de los temas estudiados, el grado de detalle de los datos requeridos puede ser muy diferente: precipitacin mensual o diaria (o incluso horaria), intensidad de lluvia, temperaturas, humedades, viento, insolacin, entre otros. A efectos de clculo de la recarga, lo que suele interesar es la lluvia mensual (volumen total de lluvia cada en el mes) o diaria. La precipitacin puede medirse con:

- Pluvimetros: El pluvimetro est compuesto por un cilindro recto, de seccin conocida, abierto por un extremo (boca) y un dispositivo graduado (colector) para recoger el agua (Figura 1.2.5). En este recipiente se leen directamente las unidades de altura del agua. La densidad de la red de pluvimetros puede variar en funcin de las caractersticas geogrficas y de la variabilidad de la precipitacin, y puede ser desde 1 pluvimetro cada 25 Km2 a 1 pluvimetro cada 250Km2.

Figura 1.2.5. Pluvimetros. (Fuente: http://www.meteocat.com).

- Pluvigrafos: Son instrumentos que permiten medir la distribucin de la

lluvia con el tiempo P=P(t) en un punto determinado. Por lo tanto, puede calcularse la intensidad de precipitacin. Su funcionamiento es similar al del pluvimetro, pero tiene un sistema de registro de manera que se grafica el llenado del recipiente a lo largo del tiempo. El grfico obtenido se denomina pluviograma, que representa la lluvia precipitada acumulada en el tiempo.

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Los pluvigrafos son instrumentos que miden la distribucin de la lluvia con el tiempo, es decir que a partir de los datos que proporcionan, se puede obtener la intensidad de precipitacin en un intervalo de tiempo determinado.

- Nivmetros: Se utilizan para medir la nieve precipitada en un determinado punto. El funcionamiento es parecido al de los pluvimetros.

- Radar: El radar es un detector excelente de todo tipo de hidrometeoros

areos (Figura 1.2.6). La capacidad de determinar la distribucin zonal de las intensidades de precipitacin, depende del tipo de radar que se emplee.

Figura 1.2.6. Radar meteorolgico de Vallirana (Baix Llobregat, Barcelons).

(Fuente: http://www.meteocat.com).

El radar y el pluvimetro son dos instrumentos complementarios (Figura 1.2.7). El radar define la forma y la evolucin espacial y temporal de la lluvia. Y puede llegar a medir una aproximacin de la intensidad de lluvia en el aire, que no es la lluvia que cae en el terreno. El pluvimetro define la lluvia total en tierra en un punto nico, en un periodo de tiempo dado. Mide la lluvia casi real que cae al suelo y por tanto la que participa en la escorrenta. El pluvimetro sirve para calibrar el radar.

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Figura 1.2.7. Funcionamiento complementario del radar y del pluvimetro.

A veces puedes ser necesario calcular la precipitacin media en una cuenca y se pueden utilizar varios mtodos:

- Media aritmtica: es un mtodo sencillo pero de poca representatividad. Puede aplicarse en cuencas con una homogeneidad en las propiedades climticas y fsicas. - Mtodo de las curvas isoyetas: Una isoyeta es una lnea imaginaria que une todos los puntos de igual valor de precipitacin en un tiempo dado como puede verse en la Figura 1.2.8.

A partir de los valores registrados localmente como en los pluvimetros, nivmetros o pluvigrafos, puede realizarse una distribucin espacial de la lluvia mediante el trazado de isoyetas. En la actualidad esos mapas de precipitacin pueden completarse con las imgenes de los radares meteorolgicos.

Pluvimetro

Radar

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Figura 1.2.8. Mapa de isoyetas de una cuenca. Los nmeros indican la precipitacin en mm/m2.

Este mtodo considera que en el rea comprendida entre dos isoyetas se produce una precipitacin media calculada con los valores de precipitacin de ambas:

1

121

Smedia S

S*2

PP

P1

+=

T

1nn1n

121

cuencamedia S

S*2

PP......S*2

PP

P

+++

+

=

siendo P la precipitacin S la superficie

7

8

65

54

43

3

2

P1

P2

P3 S1

S2

Clase 1.2

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- Mtodo de los polgonos de Thiessen: Se trazan las mediatrices entre los pluvimetros cercanos, de manera que se separa el rea de influencia de cada pluvimetro que queda representada por el valor de precipitacin dado por el pluvimetro en cuestin:

( )

=

i

iicuencamedia S

S*PP

a, b y c son pluvimetros SA, SB, SC superficie del polgono A, B y C respectivamente. Pa, Pb, Pc valor de la precipitacin del pluvimetro a, b y c respectivamente. La precipitacin puede representarse grficamente de varias formas:

- curva de precipitaciones acumuladas o pluviograma: La lluvia acumulada es el volumen de lluvia cada desde el comienzo del evento de lluvia. La banda que se obtiene del pluvigrafo es una curva de lluvia acumulada (Figura 1.2.9) donde se representa el total de lluvia cada en un intervalo de tiempo determinado. A partir de este grfico puede calcularse la intensidad de precipitacin en el periodo de tiempo que se determine, expresndolo en mm/hora.

Figura 1.2.9. Representacin de la curva de lluvia acumulada o pluviograma. El tramo

del periodo A representa una intensidad de lluvia mucho mayor que el tramo del periodo B.

a

c b

SBSC

SA

tiempo (horas)

P (mm)

A

B

Clase 1.2

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La intensidad de precipitacin es el valor de la precipitacin en funcin del tiempo (mm/h), es decir, es el volumen de lluvia que cae por unidad de superficie y de tiempo. Tpicamente se expresa como columna de agua en mm/da y puede calcularse, aunque con poca precisin, hallando el valor de la pendiente en esta curva precipitacin-tiempo. Otra manera de calcular la intensidad, es medir la lluvia recogida por el pluvimetro cada cierto tiempo (por ejemplo cada 5 minutos) de manera que se obtenga la variacin de la intensidad de precipitacin, ya que no es constante durante todo el episodio que dura la lluvia, como se aprecia en la tabla siguiente.

Hora Intervalo de tiempo Precipitacin Intensidad

12:05 5 min 3 mm ( ) hmm121 36hmm3 =

12:10 5 min 10 mm ( ) hmm121 120hmm10 =

12:15 5 min 25 mm ( ) hmm121 300hmm25 =

Sin embargo, no debe confundirse la intensidad de precipitacin con la lluvia total cada en un da o en una hora. Pueden darse casos de intensidades de 100mm/h (muy grande) pero si solo ha llovido durante 10 minutos, la precipitacin total sera nicamente de 16mm, cifra normal o incluso baja.

- yetograma: El yetograma es un grfico (Figura 1.2.10) que representa la

evolucin temporal de la intensidad de lluvia (i(t)). Es un grfico de barras verticales en el que se expresa la intensidad de precipitacin en funcin del tiempo. Puede representarse un da, una tormenta pero tambin puede representarse un yetograma anual.

Clase 1.2

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Figura 1.2.10. Representacin del yetograma de 4 periodos de lluvia o chubascos.

Cada celda (Figura 1.2.10) representa un episodio lluvioso o chubasco.

- Curva intensidad/duracin: Las curvas intensidad duracin pueden representarse para diferentes frecuencias. Por ejemplo, en una estacin, durante 50 aos se ha obtenido los valores mximos expresados en mm/h en los intervalos de 5, 10, 20, 40, 1h, 1h30 y 2h. En la siguiente tabla se indican los valores mximos de intensidad de lluvia para diferentes intervalos de tiempo.

Intervalo 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 5 190 173 166 151 118 70 54 - - 30 10 150 136 120 115 89 55 36 - - 24 20 112 103 92 82 58 35 23 - - 18 40 66 61 53 37 28 18 12 - - 9 1h 44 40 31 23 17 12 9 - - 6 1h30 30 24 21 17 12 8 7 - - 5 2h 23 19 16 13 10 7 5 - - 2

De esta manera se pueden dibujar las curvas de intensidad/duracin para las frecuencias 1/50, 1/10 y 1/5.

Celda 1 Celda 4Celda 3 tiempo (horas)

i (t) (mm / h)

Celda 2

Clase 1.2

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La curva de intensidad/duracin con frecuencia 1/10, significa que en los 50 aos, ha sucedido 5 veces (columna 5). La curva de intensidad/duracin con frecuencia 1/5 significa que ha sucedido 10 veces en los 50 aos (columna 10). Si se produce una precipitacin con una intensidad constante (poco frecuente en la realidad), el caudal del ro ir aumentando hasta un mximo, que coincide con el tiempo de concentracin de la cuenca. Si se conoce el tiempo de concentracin2 de la cuenca se podr evaluar el caudal mximo que deber superar una determinada obra que se quiera construir, como por ejemplo un puente, se podr determinar qu altura de agua y caudal mximo deber resistir. Para ms seguridad se suele hacer esta comprobacin con la curva de intensidad/duracin con frecuencia de 1/50 como se detalla a continuacin con la determinacin de la altura de agua y caudal mximo que deber resistir un puente que se quiere construir.

2 tiempo que tarda en llegar una gota que cae en el punto ms alejado de la salida de la cuenca hasta este punto de salida.

Curvas intensidad/duracin

0

50

100

150

200

0 20 40 60 80 100 120 140

Tiempo (min)

Inte

nsid

ad (m

m/h

)Frecuencia 1/50Frecuencia 1/10Frecuencia 1/5

Q

Tiempo Tiempo de concentracin tc

HIDROGRAMA Curva intensidad/duracin

0

50

100

150

200

0 50 100 150Tiempo (min)

Inte

nsid

ad (m

m/h

)

Frecuencia 1/50tc

Qmx

Clase 1.2

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Se obtiene as una intensidad de lluvia y se puede calcular un caudal mximo Qm que deber soportar la obra que se quiere construir.