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1.2. CLIMATOLOGÍA Y CONCEPTOS HIDROMETEOROLÓGICOS BÁSICOS

1.2.1. Introducción En el apartado anterior hemos visto que uno de los términos principales del ciclo del agua que alimenta los acuíferos, y que está por tanto en el origen de gran parte de las aguas subterráneas, es la infiltración del agua de lluvia. Dado que la lluvia es un fenómeno meteorológico, es evidente que el conocimiento y caracterización del clima es un aspecto fundamental de cualquier trabajo en hidrogeología. El clima se puede definir como el conjunto fluctuante de las condiciones atmosféricas, caracterizado por los estados de la atmósfera y la evolución del tiempo, en el curso de un periodo suficientemente largo en un dominio espacial determinado. Cuando se estudia el clima, hay dos tipos de parámetros que juegan un papel importante, los factores y los elementos. Los factores son condiciones físicas y geofísicas que condicionan el clima y los elementos son los componentes o variables climatológicas y meteorológicas que lo determinan. Algunos factores importantes, serían; la latitud que condiciona la insolación o radiación; la altitud, que condiciona la temperatura y la radiación; la continentalidad; la topografía (la orientación e inclinación de los relieves condiciona la radiación); la distribución de la vegetación. Existe una interrelación entre la vegetación y el clima. Es decir, según el clima se podrá desarrollar un tipo de vegetación, pero ésta a la vez condicionará el tipo de clima. Así por ejemplo, en las zonas de bosque las temperaturas mínimas no suelen ser tan rigurosas como en las estepas, y debido a la fuerte transpiración que producen, disminuyen la oscilación térmica. Además esta fuerte evapotranspiración puede determinar un aumento de la precipitación.

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1.2.2. Climatología La climatología se ocupa de todos los factores meteorológicos que pueden definir el clima, y de manera análoga a como sucede en otras ciencias experimentales, los métodos utilizados en climatología son con frecuencia de naturaleza estadística. En general se considera necesario tener datos de un periodo mínimo de 30 años para poder definir las variables climatológicas de una zona determinada. Pero en realidad el rango de años considerado variará según el parámetro que se esté evaluando. Así, la variabilidad de la presión es inferior a la de la precipitación, por esta razón, con unos pocos años bastaría para calcular valores medios de la presión, pero no para la precipitación que es mucho más variable. En hidrología subterránea 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 infiltración, por ejemplo. Así, además de la pluviometría (a la que se dedicará un apartado dentro de este Tema), interesará también controlar otras variables meteorológicas tales como la temperatura, la radiación solar, la presión atmosférica, la humedad del aire, el viento y la insolación, que sirven a la hora de calcular la evapotranspiración. El control climático se efectúa mediante multitud de aparatos que tienen una limitación común; proporcionan una medición puntual en el espacio y en el tiempo, afectando más a las variables discretas que a las variables continuas. En general, para determinar los elementos climatológicos que varían de modo continuo (presión, humedad, temperatura, entre otros) se precisan redes menos densas que los discontinuos (lluvia, nieve). Debe considerarse también que el área de dominio o representatividad de una estación es mucho mayor en lugares llanos, que en zonas montañosas. En particular, los valles abrigados de vientos continentales y abiertos a nubes, son mucho más templados y homogéneos, y en consecuencia precisarán redes de medición menos densas. Históricamente el registro continuo ha sido difícil de conseguir por la dificultad y grado de dedicación que éste exigía. Casi todas las variables meteorológicas que quieran estudiarse con detalle o utilizarse para los equilibrios y balances hídricos necesitan de registro continuo. Las nuevas tecnologías electrónicas

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(en referencia al registro) y de telecomunicaciones (en referencia a la transmisión de datos) permiten migrar las redes de medición y registro discreto a redes de medición automática y continua con una transmisión en tiempo real y registro en soportes digitales. Sólo las estaciones automáticas de registro continuo y telecontrol, aseguran la fiabilidad del dato y su gestión inmediata. 1.2.3. Conceptos hidrometeorológicos

a) Presión atmosférica y Vapor de agua

En un gas, la presión representa el peso de la columna de aire por unidad de superficie. Las unidades que se usan para medir la presión atmosférica son el bar que equivale a 106 dinas/cm2 y a 1.019 Kg/cm2. El valor de la presión atmosférica habitual es de 1.013 milibares. Una atmósfera (atm) es la unidad de presión ejercida sobre un centímetro cuadrado y que es igual a 1,033 Kg/cm2. Por efecto de las diferencias de presión en el espacio (gradientes barométricos), las masas de aire son impulsadas, desplazándose de un lugar a otro desde las altas presiones hacia las bajas presiones, lo que origina el viento. En la atmósfera la composición del aire consiste en una mezcla del 75,5% de nitrógeno, 23,3% de oxígeno, 1,3% de argón. Cabe destacar la existencia de cantidades variables de CO2 y vapor de agua que especialmente en las capas bajas de la atmósfera adquieren un papel relevante. Una fracción creciente de la concentración de CO2 es de origen antropogénico, y afecta el balance de radiación 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 atmósfera, se encuentra en la evaporación del agua desde la superficie terrestre, principalmente en el mar. Es importante también tener en cuenta la capacidad del aire para admitir el vapor de agua, el poder evaporante de la atmósfera (mayor cuanto menor sea la humedad relativa del aire). La atmósfera que está en contacto con el agua, debe tener capacidad para aceptar vapor de agua, sino no se producirá la evaporación. La presión atmosférica también participa en el proceso, facilitando

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la evaporación a presiones menores (aumento de la capacidad evaporante del aire), así como la temperatura del aire, siendo ambientes más cálidos los que más vapor de agua pueden asumir. El contenido de vapor de agua en el aire se denomina humedad y en relación a ésta, se utilizan diversos índices: Presión de vapor: Presión parcial del vapor de agua en el aire. La cantidad máxima de vapor de agua que puede existir en un espacio determinado depende de la temperatura, creciendo con ella según una relación no lineal. Se produce evaporación en función de la relación entre las condiciones de vaporización y de condensación. La vaporización depende de la temperatura, salinidad y curvatura de la superficie del agua (presión de agua) y la condensación depende de la presión parcial del vapor de agua. Si la presión de vapor de agua es muy baja, la vaporización será superior a la condensación, si la presión de vapor está en equilibrio, lo que se condensa es igual a lo que se evapora. Entonces, si la vaporización es igual a la condensación, a una temperatura determinada, el contenido de vapor de agua es máximo y se dice que el espacio está saturado y se define la presión de vapor de saturación (es.). Si se supera esta cantidad de vapor de agua, se produce sobresaturación de manera que el exceso de vapor de agua se condensa. Para una superficie plana de agua es corresponde a:

kPaT

TES

+=

3.23727.17exp6108.0

TºC Presión de vapor, es (103 N/m-2)=kPa

Gradiente de es, ∆ , kPaºC-1

Constante psicrométrica, γ ,

kPaºC-1

Viscosidad, µ ,

(10-3nsm-2)

Tensión superficial ,σ

(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 relación entre la presión de vapor real (e) y la de saturación (es) a una misma temperatura.

sr e

eh = se expresa en %

Este índice es el que mejor representa la sensación real de humedad sobre las personas. Calor latente de evaporación: La evaporación consume gran cantidad de energía. El calor latente de evaporación (λ) es la energía requerida para pasar 1kg de agua líquida a vapor:

kg/MJT002361.0501.2 −=λ corresponde a unas 600kcal/kg (2265 kJ/kg). El calor latente de congelación es de 80kcal/kg. El calor específico del agua en fase líquida es 4.18kJ/kg/ºC (1kcal/kg/ºC) y el del aire húmedo 1.01 kJ/kg/ºC). Por lo tanto, y para comparar, tenemos que:

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

La mayoría de la energía solar incidente sobre la superficie de la Tierra se gasta en evaporar el agua.

b) Radiación solar en la superficie del suelo

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

La radiación solar se determina a partir de la latitud y el día solar, solo depende de la cantidad de nubes ya que al atravesar la atmósfera terrestre, de la radiación solar una parte se absorbe, otra parte se refleja y se refracta múltiples veces y otra parte se difunde. Así, a la superficie terrestre llega radiación

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directa y una parte de la difundida, en total un 60% de la radiación incidente a la atmósfera exterior, llega a la superficie terrestre. Así puede diferenciarse:

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

- Radiación de onda larga, de forma difusa, por la emisión de la radiación de onda corta adsorbida por los gases atmosféricos.

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

Mes Lat

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

0º 858 888 890 862 816 790 804 833 875 880 860 842

5º 809 855 882 878 851 832 842 857 874 855 814 789

10º 759 821 873 894 885 873 879 880 872 830 767 735

15º 701 777 854 898 908 904 905 891 858 793 712 673

20º 642 732 834 902 930 934 930 902 843 755 656 610

25º 575 678 799 891 940 954 942 896 815 708 593 539

30º 508 624 764 880 950 972 955 891 788 658 528 469

35º 436 559 719 856 947 979 957 874 749 597 459 395

40º 364 495 673 833 944 985 958 858 710 536 390 323

45º 293 427 616 798 932 984 948 829 658 470 317 251

50º 222 360 560 764 920 983 938 800 607 404 246 180

55º 155 288 496 720 900 977 923 764 547 333 179 118

60º 88 215 432 676 880 970 908 728 487 262 111 56

Tabla 1.2.2. Valor medio mensual de la radiación global incidente S0 en cal/cm2/día suponiendo que no existe atmósfera (latitud Norte) (Custodio, E., Llamas, M.R., 1983).

Se suele expresar en forma de columna de agua y para ello hay que dividir la radiación media incidente 29.7 MJ m-2 día-1 entre el calor latente (2.46 MJ/kg a

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20ºC), el resultado es de 12.07kg/m2/día o 12.07 mm/día, es decir unos 4m/año. Pero en realidad es del orden de 1m/año dado que parte de la radiación solar es reflejada o absorbida y no llega a la superficie terrestre y también porque no existe tanta disponibilidad de agua para la evaporación. Normalmente el valor de la radiación solar incidente, se deduce empíricamente a partir de la insolación. La parte de la radiación solar que se refleja y no llega a la superficie terrestre, se llama albedo (α). Así, la radiación neta de onda corta Sn es:

( )α−= 1SS tn El albedo depende del espectro, la orientación del sol, la humedad del suelo, entre otros. Su valor es más pequeño 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).

Características Albedo (α ) Emisividad ( ε ) Agua Pequeño ángulo cenital

Gran ángulo 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 Húmeda

0.35-0.45 0.20-0.30

0.84-0.90 0.91-0.95

Suelo Arcilla seca Arcilla húmeda

Campo húmedo en barbecho

0.20-0.40 0.10-0.20 0.05-0.07

0.95 0.97

Pavimento Hormigón 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 Coníferas

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.

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Normalmente el valor de la radiación solar incidente, se deduce empíricamente a partir de la insolación (número de horas diarias en las que luce el sol).

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

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed

by surface

So larirrad iation

Sensib leheat flux

Latentheat flux

Absorbed byatmosphere

Thermal em ission

Back radiation

Surface radiation

9

31

22

100

58

49

723

95

48

9

69

12

12

95114

102

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Outgo ing shortwave rad.

Incom ing solarrad iation

Outgo ing longwave rad.

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed

by surface

So larirrad iation

Sensib leheat flux

Latentheat flux

Absorbed byatmosphere

Thermal em ission

Back radiation

Surface radiation

9

31

22

100

58

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723

95

48

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Outgo ing shortwave rad.

Incom ing solarrad iation

Outgo ing longwave rad.

Reflectedby surface

Reflected by clouds,aerosols

Absorbedby surface Absorbed

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So larirrad iation

Sensib leheat flux

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Thermal em ission

Back radiation

Surface radiation

9

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9

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Outgo ing shortwave rad.

Incom ing solarrad iation

Outgo ing longwave rad.

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

incidente sobre la superficie de la atmósfera (S0 radiación extraterrestre).

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

(cajas) expresan los volúmenes de agua en cada compartimento en miles de km3 al año. Estas magnitudes son difíciles de manejar, por lo que es habitual expresarlos en columna de agua, dividiéndolas entre la superficie de la tierra (aprox. 500*106 km2). Así 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

(básicamente casquetes polares y Groenlandia); 30.6 m son de agua subterránea, etc. Lo mismo puede hacerse con flujos. Obsérvese que la lluvia es del orden de 1m/año.

Pequeñas variaciones en el clima, vegetación o uso del suelo afectan los balances de agua y energía:

- efecto de la latitud y clima sobre el balance de energía en la superficie del suelo (Figura 1.2.3). La principal diferencia radica en la partición de la radiación neta (Rn) entre el calor latente (LE) y sensible (Ha). Los bosques templados son mucho menos eficientes (disponen más agua y energía) por lo que evapotranspiran mucho más y en términos relativos, su producción 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 elevación de la capa límite planetaria (PBL), lo que tiene implicaciones climáticas.

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

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

mucho mayor que el de bosques. Por ello, dado que la evapotranspiración es análoga, emiten mucho menor calor sensible. Ello implica menor altura de la capa límite atmosférica.

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Figura 1.2.4. Efecto del uso del suelo sobre el balance de energía en la superficie del

suelo.

d) Precipitación La precipitación constituye la componente del ciclo hidrológico que origina las aguas superficiales y por su infiltración las aguas subterráneas, de manera que será esencial su estimación y el conocimiento de su distribución en el tiempo y en el espacio. Como se ha comentado antes, para el hidrólogo será fundamental considerar la precipitación en relación con los límites de la cuenca1. Los datos de lluvia o pluviometría se pueden obtener en los servicios meteorológicos, en las centrales hidroeléctricas, y otras administraciones nacionales, regionales o locales, como las confederaciones hidrográficas 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 escorrentía 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 más próximos a la zona de estudio (no siempre tenemos la suerte de que exista una estación meteorológica en la misma), así como de series de datos históricos o temporales suficientemente largas para ser representativas. Asimismo, dependiendo tanto de la climatología local como de los temas estudiados, el grado de detalle de los datos requeridos puede ser muy diferente: precipitación mensual o diaria (o incluso horaria), intensidad de lluvia, temperaturas, humedades, viento, insolación, entre otros. A efectos de cálculo de la recarga, lo que suele interesar es la lluvia mensual (volumen total de lluvia caída en el mes) o diaria. La precipitación puede medirse con:

- Pluviómetros: El pluviómetro está compuesto por un cilindro recto, de sección 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 pluviómetros puede variar en función de las características geográficas y de la variabilidad de la precipitación, y puede ser desde 1 pluviómetro cada 25 Km2 a 1 pluviómetro cada 250Km2.

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

- Pluviógrafos: Son instrumentos que permiten medir la distribución de la

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

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

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

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

aéreos (Figura 1.2.6). La capacidad de determinar la distribución zonal de las intensidades de precipitación, depende del tipo de radar que se emplee.

Figura 1.2.6. Radar meteorológico de Vallirana (Baix Llobregat, Barcelonés).

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

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

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Figura 1.2.7. Funcionamiento complementario del radar y del pluviómetro.

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

- Media aritmética: es un método sencillo pero de poca representatividad. Puede aplicarse en cuencas con una homogeneidad en las propiedades climáticas y físicas. - Método de las curvas isoyetas: Una isoyeta es una línea imaginaria que une todos los puntos de igual valor de precipitación en un tiempo dado como puede verse en la Figura 1.2.8.

A partir de los valores registrados localmente como en los pluviómetros, nivómetros o pluviógrafos, puede realizarse una distribución espacial de la lluvia mediante el trazado de isoyetas. En la actualidad esos mapas de precipitación pueden completarse con las imágenes de los radares meteorológicos.

Pluviómetro

Radar

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Figura 1.2.8. Mapa de isoyetas de una cuenca. Los números indican la precipitación en mm/m2.

Este método considera que en el área comprendida entre dos isoyetas se produce una precipitación media calculada con los valores de precipitación 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 precipitación S la superficie

7

8

6 5

5 4

4 3

3

2

P1

P2

P3 S1

S2

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- Método de los polígonos de Thiessen: Se trazan las mediatrices entre los pluviómetros cercanos, de manera que se separa el área de influencia de cada pluviómetro que queda representada por el valor de precipitación dado por el pluviómetro en cuestión:

( )∑

∑=

i

iicuencamedia S

S*PP

a, b y c son pluviómetros SA, SB, SC superficie del polígono A, B y C respectivamente. Pa, Pb, Pc valor de la precipitación del pluviómetro a, b y c respectivamente. La precipitación puede representarse gráficamente de varias formas:

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

Figura 1.2.9. Representación 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

SB

SC

SA

tiempo (horas)

P (mm)

A

B

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

Hora Intervalo de tiempo Precipitación Intensidad

12:05 5 min 3 mm ( ) hmm

121 36

hmm3

=

12:10 5 min 10 mm ( ) hmm

121 120

hmm10

=

12:15 5 min 25 mm ( ) hmm

121 300

hmm25

=

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

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

evolución temporal de la intensidad de lluvia (i(t)). Es un gráfico de barras verticales en el que se expresa la intensidad de precipitación en función del tiempo. Puede representarse un día, una tormenta pero también puede representarse un yetograma anual.

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

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

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

Intervalo 1º 2º 3º 4º 5º 6º 7º 8º 9º 10º 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/duración para las frecuencias 1/50, 1/10 y 1/5.

Celda 1 Celda 4 Celda 3 tiempo (horas)

i (t) (mm / h)

Celda 2

Clase 1.2

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La curva de intensidad/duración con frecuencia 1/10, significa que en los 50 años, ha sucedido 5 veces (columna 5). La curva de intensidad/duración con frecuencia 1/5 significa que ha sucedido 10 veces en los 50 años (columna 10). Si se produce una precipitación con una intensidad constante (poco frecuente en la realidad), el caudal del río irá aumentando hasta un máximo, que coincide con el tiempo de concentración de la cuenca. Si se conoce el tiempo de concentración2 de la cuenca se podrá evaluar el caudal máximo que deberá superar una determinada obra que se quiera construir, como por ejemplo un puente, se podrá determinar qué altura de agua y caudal máximo deberá resistir. Para más seguridad se suele hacer esta comprobación con la curva de intensidad/duración con frecuencia de 1/50 como se detalla a continuación con la determinación de la altura de agua y caudal máximo que deberá resistir un puente que se quiere construir.

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

Curvas intensidad/duración

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 concentración tc

HIDROGRAMA Curva intensidad/duración

0

50

100

150

200

0 50 100 150Tiempo (min)

Inte

nsid

ad (m

m/h

)

Frecuencia 1/50

tc

Qmáx

Clase 1.2

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Se obtiene así una intensidad de lluvia y se puede calcular un caudal máximo Qm que deberá soportar la obra que se quiere construir.