Repblica Bolivariana de Venezuela. Universidad de Oriente. Ncleo de Anzotegui.

Departamento de Ingeniera Civil. Ctedra: Hidrologa Bsica.

BALANCE HDRICO E HISTOGRAMAS.

Profesora: Bachilleres: Villahermosa, Oliannys. Benito, Mariemilia. C.I: 20.586.360 Seccin:02. Esclasans, Victoria. C.I: 19.841.630 Ponce, Branyesca. C.I: 21.311.482

Barcelona 8 de febrero del 2015.

INTRODUCCIN.

Una cuenca hidrogrfica puede ser definida como "el rea topogrfica de la

zona en la que el escurrimiento de agua superficial aparente drena a un punto

especfico de un arroyo o de un cuerpo de agua, de esta forma una cuenca

funciona como un colector de agua convirtiendo las entradas de agua en

escorrenta y almacenando agua , Conociendo las caractersticas de una cuenca

(precipitacin, escurrimiento, evapotranspiracin e infiltracin de agua

subterrnea), permitir evaluar la temporada y la disponibilidad espacial del agua,

esto es til para la asignacin y control de flujo del agua.

El balance hdrico es una herramienta que permite conocer caractersticas

de la cuenca mediante la aplicacin del principio de conservacin de la masa o la

ecuacin de continuidad, de acuerdo con este principio, cualquier diferencia entre

las entradas y salidas deben reflejarse en un cambio en el almacenamiento de

agua dentro del rea del presupuesto. Como en todo balance es necesario

establecer las ganancias y las prdidas para tener un lmite que viene marcado

por la reserva hdrica del suelo.

Las ganancias estn representadas prioritariamente por las lluvias, si bien

existen otras como la nieve, las precipitaciones ocultas, como la escarcha o el

roco y, eventualmente, el riego. Si bien en los clculos solo se introduce la lluvia y

la nieve, que son los parmetros suministrados, de forma regular, por las

estaciones meteorolgicas.

Las prdidas consisten en la escorrenta superficial, la percolacin a travs

del suelo, la evaporacin y la transpiracin. La primera es difcil de evaluar y

habra que recurrir a un anlisis completo de las cuencas fluviales, lo que no

siempre es posible, por ellos solo se consideran la evaporacin y la transpiracin,

adems de la percolacin que se deduce de los excesos de agua ganada que no

pueden ser almacenados por la reserva hdrica del suelo. La evaporacin y la

transpiracin por parte de las plantas estn fuertemente influidas por la

temperatura ambiente, y la segunda por la cubierta vegetal presente. A efectos de

cmputo, los dos trminos se engloban en lo que se conoce

como "evapotranspiracin", que puede definirse como la prdida de humedad del

suelo por el efecto conjunto de la evaporacin superficial y la transpiracin de las

plantas.

* EVAPORACIN.

En trminos generales, por evaporacin se designa a la accin y efecto de

evaporarse y especialmente el uso ms difundido que se le atribuye al trmino es

aquel que refiere a la conversin de un lquido en vapor. Entonces, la evaporacin

es el proceso a travs del cual un lquido pasa a estado gaseoso, es decir, cuando

una sustancia se separa de otra, cuando se produce lo que se conoce como punto

de ebullicin.

Llegado un momento del calentamiento, la sustancia en estado lquido

adquiere la energa y fuerza necesaria para vencer la tensin superficial que la

domina y entonces, cuando toda la masa lquida alcanza ese punto de ebullicin o

conocido tambin como de hervor, comienza a sucederse la evaporacin de la

misma y a ms calentamiento, es decir, si no se suspende el calentamiento del

lquido, menos de esa sustancia quedar, porque inmediatamente se transformar

en vapor y una vez as desaparecer. Si bien como decamos la evaporacin ser

ms rpida cuanto ms alta sea la temperatura, a diferencia de lo que ocurre con

el contrario proceso de ebullicin, en el cual la temperatura debe ser alta para que

se suceda, la evaporacin, de todas maneras, puede producirse a cualquier

temperatura.

En el ciclo del agua y a instancias del clima, la evaporacin resultar ser un

proceso muy importante, porque cuando el sol calienta una superficie de una

masa de agua, el lquido inmediatamente se evaporar y se transformar en nube

y al producirse la precipitacin en forma de roco, lluvia o nieve, el agua vuelve a la

cuenca y se completa el ciclo. Otras cuestiones atmosfricas, como puede ser el

viento, tambin pueden incidir en este proceso.

Por otra parte y a instancias de la Hidrologa, la evaporacin es una de las

variables hidrolgicas importantes que entrarn en juego a la hora de establecer el

balance hdrico de una determinada cuenca hidrogrfica o parte de esta. La

energa lo que hace es intensificar el movimiento de las molculas y las partculas

comienzan a escaparse en forma de vapor. Esto presupone que la energa

cintica superar la fuerza de cohesin aplicada por la tensin de la superficie,

hecho por el cual la evaporacin se dar con mayor fluidez y rapidez cuando la

temperatura sea alta.

En tanto, dentro del proceso de evaporacin nos podremos encontrar con el

fenmeno de enfriamiento evaporativo que se produce cuando las molculas

alcanzan una energa importante y comienzan a evaporarse y la temperatura del

lquido en cuestin se reduce considerablemente.

* INFILTRACIN Y HUMEDAD DEL SUELO.

La infiltracin es el movimiento del agua de la superficie hacia el interior del suelo. La infiltracin es un proceso de gran importancia econmica. Del agua infiltrada se proveen casi todas las plantas terrestres y muchos animales; alimenta al agua subterrnea y a la vez a la mayora de las corrientes en el perodo de estiaje; reduce las inundaciones y la erosin del suelo. En el proceso de infiltracin se pueden distinguir tres fases: a) Intercambio: Se presenta en la parte superior del suelo, donde el agua puede retornar ala atmsfera por medio de la evaporacin debido al movimiento capilar o por medio dela transpiracin de las plantas. b)Transmisin: Ocurre cuando la accin de la gravedad supera a la de la capilaridad y obliga al agua a deslizarse verticalmente hasta encontrar una capa impermeable. c)Circulacin: Se presenta cuando el agua se acumula en el subsuelo debido a la presencia de una capa impermeable y empieza a circular por la accin de la gravedad, obedeciendo las leyes del escurrimiento subterrneo.

La humedad del suelo es la cantidad de agua por volumen de tierra que

hay en un terreno.

Su medicin exacta se realiza gravimtricamente, pesando una muestra de

tierra antes y despus del secado. Esta es de gran importancia debido a que el

agua constituye un factor determinante en la formacin, conservacin, fertilidad y

productividad del mismo, as como para la germinacin, crecimiento y desarrollo

de las plantas cultivadas.

Para terrenos salinos o muy ridos, se emplea experimentalmente

el SBIB capaz de medir la humedad del suelo sin que le afecten las caractersticas

del mismo y con mayor sensibilidad en terreno rido.

Factores que influyen en el contenido de humedad del suelo.

Clima.

Propiedades del suelo.

Topogrfica.

Cobertura del suelo.

Prcticas que reduce el contenido de humedad del suelo.

Quema de residuos del suelo.

Labranza del suelo y el cultivo mecnico de malezas.

Drenaje.

* BALANCE HDRICO.

Es la determinacin de las entradas y salidas de agua de un determinado

Lugar.

Importancia del Balance Hdrico:

1.-Conocer la factibilidad de establecer un cultivo.

2.-Establecer las necesidades de riego de una centro productivo, regin o finca.

3.-Comparar ambientes y usar un balance hdrico como base para clasificaciones

climticas.

4.-Conocer los periodos secos y lluviosos del reas, a travs del almacenamiento

de agua.

Entradas: Precipitacin (pp.)

Salidas: Evaporacin (Evap).

La utilidad de un balance hdrico radica en que permite identificar aquellos

periodos (dias,quincenas,meses), en que existe suficientemente agua en el suelo

como parte imprescindible en el desarrollo de los vegetales.

Es un mtodo que describe cuantitativamente el comportamiento del rgimen

de humedad permitiendo ubicar y cuantificar condiciones de humedad,

deficiencias y exceso.

A partir de un Balance Hdrico se puede:

1.-Conocer la factibilidad de establecer un cultivo comparando sus requerimientos

con la humedad disponible.

2.-Examinar las relaciones entre las condiciones de humedad y el rendimiento de

los cultivos.

3.-Establecer las necesidades de riego para una regin o una finca.

4.-Comparar ambientes y usar el balance como base para clasificaciones

climticas.

5.-Apoyar clasificaciones de suelo tomando en cuenta el rgimen hdrico.

6.- Estudiar las relaciones de precipitaciones y escorrenta y con ellos definir la

implementacin o no de las practicas de conservacin de suelo.

* Parmetros que se usan en el Balance Hdrico:

En todo balance se estudian las entradas y salidas y para ello deben

conocerse:

1.- lamina de lluvia (Pp)mm, (entrada).

2.-Evapotranspiracion. (Evap).

2.1.-Evapotranspiracion Potencial. (ETP). mm

2.2.-Evapotranspiracin Real (ETR). mm.

3.-Almacenamiento en el Suelo (Alm). mm.

Lamina de lluvia o precipitacin:

Es el agua cada, es la nica entrada del balance hdrico y se debe considerar

que el 100% de la precipitacin es til o efectiva.

Evapotranspiracin Potencial:

Representa el agua demandada por la atmosfera del lugar ante lo cual debe

responder el suelo o el cultivo. La evapotranspiracin Potencial nos dice cual es el

poder de secante de la Atmosfera del lugar a que corresponde los datos.

Evapotranspiracin Real:

Esta representa lo que realmente se Evapotranspira en el Campo y por lo tanto

solo se podr evapotranspirar el agua existente. El valor del ETR se podr

determinar por la disponibilidad de agua.

Agua Almacenada en el Suelo:

Es el agua que ingresa al suelo que queda despus de satisfacer las

demandas evapotranspirativas (Potencial y Real).

* EMBALSE.

Desde el punto de vista de riego, hemos definido embalse como un lago artificial construido para almacenar agua durante la estacin lluviosa y para distribuirla durante la estacin seca. Tanto para Venezuela como para la mayora de los pases del mundo, sta es una condicin general impuesta por el clima. Nuestras lluvias, salvo contadas reas, estn concentradas durante un periodo de cinco o seis meses, que llamamos invierno, siendo muy escasa o nulas durante el resto del ao; entonces esa mala distribucin del agua de lluvia nos obliga a almacenarla mediante la construccin de embalses. Los embalses pueden almacenar agua y tiene muchos usos no menos importantes como son:

En Riego: usos domsticos e industriales, obtenindose como beneficio; Incremento de la produccin agropecuaria. Suministro de agua para uso de las poblaciones y de las industrias.

En control de inundaciones: Prevencin de daos causados por desbordamiento durante la creciente, en defensa de las poblaciones y reas cultivadas o industriales.

Generacin de Energa: proteccin y suministro de energa para usos domsticos e industriales.

Navegacin: facilidades de transporte por va fluvial, permitiendo la navegacin entre poblaciones.

Control de sedimentos: pequeos embalses para control de sedimentos a otros embalses o a corrientes de agua. Control de erosin.

Recreacin: aumento de bienestar de la poblacin. Mejoramiento de la piscicultura para usos industriales. Mejoramiento de

la ecologa vegetal y animal.

Estructuras que conforman los embalses. Todo embalse consta de las siguientes estructuras bsicas: la presa, el aliviadero y las obras de toma. La presa, dique o represa, es la estructura de retencin de las aguas y resiste un empuje. Debe ser por lo tanto, impermeable y estable, conjuntamente con su fundacin y sus estribos. El aliviadero o estructura de alivio o descarga de los excedentes que llegan al embalse, los cuales no se desean almacenar. Sus caractersticas ms importante es la de evacuar con facilidad las mximas crecientes que llegan al vaso de almacenamiento. Su insuficiencia provoca el desborde del agua por encima de la cresta de la presa y el posible colapso de esta estructura si se trata de una presa de tierra o enrocado. Las obras de toma son un conjunto de estructuras formado por una estructura de entrada o toma, un tnel o conducto a travs de un estribo o de la presa y una estructura de salida. Este conjunto permite tomar las aguas del embalse y pasarlas al canal principal. Debe tener suficiente capacidad para descargar las aguas abastecer a la zona de riego con el gasto necesario, de acuerdo a los requerimientos de los suelos para niveles mnimos del embalse. En algunos embalses se construyen diques o presas adicionales para el cierre de alguna depresin en la divisoria de aguas del vaso de almacenamiento. Algunos de estos diques se disean como diques fusibles, es decir, que pueden destruirse con el paso de las aguas sobre los mismos, aumentando as la seguridad de la presa principal. * Capacidad de un embalse. La capacidad de un embalse se mide por el volumen de agua contenido en su vaso de almacenamiento para una altura dada de la presa y de su aliviadero. Para calcular la capacidad se utilizan los planos levantados del vaso de almacenamiento. Para ello, una vez que hayamos fijado el sitio de la presa y la cota del fondo del ro, comenzamos por medir con el planmetro las reas abarcadas por cada una de las curvas de nivel. Luego, si calculamos la semisuma de las reas entre curvas y las multiplicamos por el intervalo entre las mismas obtenemos el volumen almacenado entre curvas o volumen parcial. Si se acumulan luego los volmenes parciales, se obtienen el volumen almacenado por cada cota o altura sobre el fondo del ro. * CURVAS DE MASA.

La curva masa est definida como un diagrama, el cual en las ordenadas

nos representa los volmenes acumulados de tanto cortes como de terrapln. En

las abscisas representa kilometrajes de los puntos de estudio.

UTILIDAD

Mtodo grfico que permite determinar la distribucin econmica de los

volmenes excavados y calcular el costo para llevar a cabo dicha distribucin.

La curva masa busca el equilibrio para la calidad y economa de los

movimientos de tierras, adems es un mtodo que indica el sentido del

movimiento de los volmenes excavados, la cantidad y la localizacin de cada uno

de ellos. Las ordenadas de la curva resultan de sumar algebraicamente a una cota

arbitraria inicial el valor del volumen de un corte con signo positivo y el valor del

terrapln con signo negativo; como abscisas se toma el mismo cadenamiento

utilizado en el perfil. Los volmenes se corrigen aplicando un coeficiente de

abundamiento a los cortes o aplicando un coeficiente de reduccin para el

terrapln.

. * HIDROGRAMAS. Representa la variacin de las descargas de una corriente con respecto al tiempo, en una seccin determinada del curso de agua. Los factores que influyen en la forma del hidrograma son: magnitud de precipitacin, duracin de la tormenta, rea de la cuenca, forma de la cuenca, capacidad de almacenaje de la cuenca (topografa, cobertura vegetal, tipo de suelo, entre otros). * ESCURRIMIENTO. La escorrenta (o escurrimiento) se define como aquella parte de la lluvia, del agua de deshielo y/o del agua de irrigacin que no llega a infiltrarse en el suelo, sino fluye hacia un cauce fluvial, desplazndose sobre la superficie del mismo. Se denomina tambin escorrenta superficial o de superficie. La escorrenta tambin comprende el agua que llega al cauce fluvial con relativa rapidez justo debajo de la superficie. Junto con la escorrenta superficial, este flujo, que se denomina interflujo o flujo subsuperficial, constituye el volumen de agua que en hidrologa se conoce generalmente como escorrenta o escurrimiento .El motivo principal del estudio del proceso de escorrenta es la necesidad de estimar la cantidad de agua que alcanza rpidamente el cauce fluvial. La escorrenta es el elemento ms importante de la prediccin de crecidas y puede consistir de agua pluvial o del agua generada por el derretimiento de la nieve y del hielo. Las condiciones en la cuenca hidrolgica determinan la proporcin de lluvia o nieve que se transforma en escorrenta. Conociendo la cantidad de agua esperada en forma de escorrenta, pueden utilizarse otras herramientas, como el hidrograma unitario, para calcular el caudal o gasto correspondiente que se descargar en el cauce. El movimiento del agua en el

suelo es el resultado de tres procesos fsicos: entrada, transmisin y almacenamiento. El proceso de entrada, que tambin se denomina infiltracin, ocurre en el lmite entre el agua y la superficie del suelo. La transmisin es la percolacin, tanto vertical como horizontal, que puede producirse a cualquier profundidad en la capa del suelo. El almacenamiento puede ocurrir en cualquier parte del perfil del suelo y se manifiesta como un aumento en la humedad del suelo. * CORRIENTES SUBTERRNEAS.

El agua subterrnea representa una fraccin importante de la masa

de agua presente en los continentes, y se aloja en los acuferos bajo la superficie

de la Tierra. El volumen del agua subterrnea es mucho ms importante que la

masa de agua retenida en lagos o circulante, y aunque menor al de los

mayores glaciares, las masas ms extensas pueden alcanzar millones

de kilmetros cuadrados (como el Acufero Guaran). El agua del subsuelo es un

recurso importante y de este se abastece a una tercera parte de la poblacin

mundial, pero de difcil gestin, por su sensibilidad a la contaminacin y a la sobre

explotacin.

Es una creencia comn que el agua subterrnea llena cavidades y circula

por galeras. Sin embargo, no siempre es as, pues puede encontrarse ocupando

los intersticios (poros y grietas) del suelo, del sustrato rocoso o del sedimento sin

consolidar, los cuales la contienen como una esponja. La nica excepcin

significativa la ofrecen las rocas solubles, como las calizas y los yesos,

susceptibles de sufrir el proceso llamado karstificacin, en el que el agua

excava simas, cavernas y otras vas de circulacin, modelo que ms se ajusta a la

creencia popular.

* CORRIENTE SUBSUPERFICIAL.

Exceptuando las metericas y las subterrneas las dems aguas se consideran superficiales; son las que circulan o se hallan estancadas sobre la superficie terrestre, procedentes de los ros, los pantanos, lagos, lagunas, nieves perpetuas y casquetes polares o el mar.

* MTODO DE ESTIMACIN DE EVAPORACIN. Estos mtodos se denominan terico-empricos, dado que son formulados basndose en mediciones peridicas del fenmeno y de la mayora de los factores que lo afectan. Los dos mtodos principales balance energtico y aerodinmico se basan en la influencia tanto del viento como de la energa del sol sobre el proceso de evaporacin. * METODO DEL BALANCE DE ENERGA.

Este mtodo toma como sistema de control al tanque evapormetro, realizando un balance entre la energa aportada por el sol y el agua evaporada gracias a esos aportes. En este sentido se define como un flujo de agua desde la superficie del agua a la atmsfera. Aplicando la ecuacin de continuidad para el volumen de control y despus de integrar se tiene continuacin (Chow, 1994):

Donde E, es la evaporacin o tasa de evaporacin [m/seg]; Rn, es la energa trmica suministrada por el sol [W/m2]; Lv, es el calor latente de vaporizacin, en este caso del agua [J/kg]; w, es la densidad del agua [kg/m3].

Tanto la densidad del agua como su calor latente de vaporizacin dependen de la temperatura a la cual se encuentre esta. En la Tabla 26 se presentan valores para la densidad del agua en funcin de la temperatura. La siguiente expresin ayuda a calcular el calor latente de vaporizacin en funcin de la temperatura del agua continuacin (Chow, 1994).

Lv = 2500 - 2.36T

Donde Lv, es el calor latente de vaporizacin, en este caso del agua [kJ/kg] y T es la temperatura del agua [C].

* METODO AEREODINMICO.

Este mtodo se fundamente en la influencia que ejerce el viento sobre la evaporacin al producir el arrastre o movimiento de la capa lmite.

Para este mtodo tambin se utiliza el tanque evapormetro, solo que adems se mide la velocidad del viento en la superficie del agua y a una altura dada por encima, generalmente en la prctica se toma un valor de 2 m para esta variable.

La ecuacin que describe la evaporacin desde superficie libre por accin del viento fue desarrollada a finales de la dcada de los 30 del siglo XX por Thornthwaite-Holzman (1939), que se presenta a continuacin (Chow, 1994).

Donde E, es la evaporacin o tasa de evaporacin [m/seg]; w, es la

densidad del agua [kg/m3]; a, es la densidad del aire [kg/m3]; k, constante de von Karman, que normalmente es igual a 0.4; ea, es la tensin de vapor del aire [Pa] , la que puede calcularse de forma ms simple como el productos de eas por la humedad relativa; eas, es la tensin de vapor de saturacin [Pa]; v2, es la velocidad del viento a una altura dada [m/seg]; h2, es la altura a la cual se mide v2 [m] y h1, es la rugosidad del agua [m].

* FORMULA DE TURE.

El mtodo racional se utiliza en hidrologa para determinar el Caudal

Instantneo Mximo de descarga de una cuenca hidrogrfica.

La frmula bsica del mtodo racional es:

Donde:

= Caudal mximo expresado en m3/s

= Coeficiente de escurrimiento (o coeficiente de escorrenta) ver tabla

con valores numricos en ese artculo principal

= Intensidad de la precipitacin concentrada en m/s en un perodo igual

al tiempo de concentracin tc

= rea de la cuenca hidrogrfica en m2.

Donde:

= Intensidad de la precipitacin en m/s

= Tiempo de concentracin en segundos (Ver Tiempo de concentracin)

= Tiempo durante el que se midi la Intensidad de la precipitacin en

segundos.

Esta frmula emprica, por su simplicidad, es aun utilizada para el clculo

de alcantarillas, galeras de aguas pluviales, estructuras de drenaje de pequeas

reas, a pesar de presentar algunos inconvenientes, superados por

procedimientos de clculo ms complejos. Tambin se usa en ingeniera de

carreteras para el clculo de caudales vertientes de la cuenca a la carretera, y

as poder dimensionar las obras de drenaje necesarias, siempre que la cuenca

vertiente tenga un tiempo de concentracin no superior a 6 horas.

* FORMULA DE THORNTHWAITE. 3 Este mtodo, desarrollado en 1944, calcula el uso consuntivo mensual como una funcin de las temperaturas medias mensuales mediante la frmula:

Las constantes 1(ndice de eficiencia de temperatura) y a se calculan de la

siguiente manera:

MTODO DE MEDIDA DE LA EVAPORACIN.

* Mtodo del Balance Hdrico.

La aplicacin del balance hdrico para la determinacin de la evaporacin

como termin residual en dicha ecuacin est sujeta a un error desconocido. El

mtodo del balance hdrico se usa sobre todo para el clculo de la evaporacin

media en las cuencas grandes de los ros, por la formula:

La determinacin de la evaporacin en un mes determinado, para la capa

superior de la zona de aireacin, por aplicacin de la ecuacin del balance hdrico,

sera:

donde: M, es la variacin o el incremento almacenado en el suelo durante

el perodo del balance hdrico, que es el flujo ascendente de agua dentro de la

zona de aireacin desde el borde de capilaridad de la masa de agua.

Los mtodos para calcular el trmino de caudal neto Qup-Quc (Rose y

Stern, 1965.) implican algunas mediciones difciles de realizar y poco frecuentes

en la cuenca de un ro. De todas maneras, en zonas de poca lluvia, se puede

considerar que la infiltracin procede de la precipitacin no alcanza el nivel fretico

y que el nivel piezomtrico es suficientemente profundo (ms de 4-5m), por lo que

el flujo de agua ascendente por capilaridad es prcticamente despreciable. En

estas circunstancias la ecuacin antes mencionada se convierte en:

* Evaporamiento Ordinario.

Para la hidrologa es de inters conocerlas perdidas de agua en las

corrientes, canales, embalses, as como tambin la cantidad de agua que debe ser

adicionada para irrigacin.

La evaporacin es el proceso por el cual el agua lquida pasa al estado de

vapor en condiciones naturales.

E=dm/dt.

Influencias Meteorolgicas.

Temperatura de la superficie.

Temperatura y humedad del aire.

Viento.

Otros (humedad del suelo, composicin y textura del suelo, entre otros).

* PARMETROS CARACTERSTICOS DE INFILTRACIN.

Capacidad de Infiltracin o Tasa de Infiltracin.

El concepto de capacidad de infiltracin es aplicado al estudio de la

infiltracin para diferenciar el potencial que el suelo tiene de absorber agua a

travs de su superficie, en trminos de lmina de tiempo, de la tasa real de

infiltracin que se produce cuando hay disponibilidad de agua para penetrar en el

suelo. Una curva de tasas reales de infiltracin solamente coincide con la curva de

las capacidades de infiltracin de un suelo cuando el aporte superficial de agua,

proveniente de la precipitacin y de escurrimientos superficiales de otras reas,

tiene una intensidad superior o igual a la capacidad de infiltracin.

Cuando cesa la infiltracin, parte del agua en el interior del suelo se

propaga a las capas ms profundas y una parte es transferida a la atmsfera por

evaporacin directa o por evapotranspiracin. Ese proceso hace que el suelo vaya

recuperando su capacidad de infiltracin, tendiendo a un lmite superior a medida

que las capas superiores del suelo van perdiendo humedad. Si la precipitacin

presenta una intensidad menor a la capacidad de infiltracin, toda el agua penetra

el suelo, provocando una progresiva disminucin de su capacidad de infiltracin,

ya que el suelo se est humedeciendo. Si la precipitacin contina, puede ocurrir,

dependiendo de su intensidad, un momento en que la capacidad de infiltracin

disminuye tanto que su intensidad se iguala a la de la precipitacin. A partir de ese

momento, mantenindose la precipitacin, la infiltracin real iguala a la capacidad

de infiltracin, que pasa a decrecer exponencialmente en el tiempo tendiendo a un

valor mnimo. La parte no infiltrada de la precipitacin escurre superficialmente

hacia reas ms bajas, pudiendo infiltrar nuevamente, si hubiera condiciones.

Valores Promedio de Infiltracin.

* Velocidad de Infiltracin.

Es la velocidad media con que el agua atraviesa el suelo.

* Factores que afectan la capacidad de infiltracin.

Entrada superficial, transmisin a travs del suelo, capacidad de

almacenamiento del suelo, caractersticas del medio permeable, y caractersticas

del fluido.

Entrada superficial: La superficie del suelo puede estar cerrada por la

acumulacin de partculas que impidan, o retrasen la entrada de agua al suelo.

Transmisin a travs del suelo: El agua no puede continuar entrando en el suelo

con mayor rapidez que la de su transmisin hacia abajo, dependiendo de los

distintos estratos.

Acumulacin en la capacidad de almacenamiento: El almacenamiento disponible

depende de la porosidad, espesor del horizonte y cantidad de humedad existente.

Caractersticas del medio permeable: La capacidad de infiltracin est relacionada

con el tamao del poro y su distribucin, el tipo de suelo arenoso, arcilloso, la

vegetacin, la estructura y capas de suelos.

Caractersticas del fluido: La contaminacin del agua infiltrada por partculas finas

o coloides, la temperatura y viscosidad del fluido, y la cantidad de sales que lleva.

* Mtodos de Medicin de la Capacidad de Infiltracin.

Los mtodos para medir la infiltracin se dividen en mtodos directos e

indirectos.

Mtodos directos: Valorar la cantidad de agua infiltrada sobre una superficie de

suelo:

1. Lismetros: Es un depsito enterrado, de paredes verticales, abierto en su parte

superior y relleno del terreno que se quiere estudiar. La superficie del suelo est

sometida a los agentes atmosfricos y recibe las precipitaciones naturales. El

agua de drenaje es medida, al igual que la humedad y la temperatura del suelo a

diferentes profundidades. Los inconvenientes son la necesidad de perodos largos,

la reconstruccin del suelo no es adecuada ya que no se reproduce exactamente

igual el proceso que el mismo sufri debido al accionar de la naturaleza y el

hombre.

2. Simuladores de lluvia: Aplican agua en forma constante reproduciendo lo ms

fielmente el acontecer de la precipitacin. Las gotas son del tamao de las de la

lluvia y tienen una energa de impacto similar, comparndose los efectos. Varan

en tamao, cantidad de agua necesaria y mtodo de medicin. El rea de lluvia es

variable entre 0,1 m2y 40 m2. La diferencia entre precipitacin y escorrenta

representa la valoracin del volumen infiltrado.

3. Infiltrmetros: Para realizar el ensayo de infiltracin en el campo se utiliza el

infiltrmetro. Es un aparato sencillo, de uno o dos tubos de chapa de dimetro fijo.

Se clava en el suelo a una profundidad variable, se le agrega una cierta cantidad

de agua y se observa el tiempo que tarda en infiltrarse.

Tubos: Es un tubo de cilndrico de 0,20 a 0,25 cm de dimetro y un alto de 0,60 m,

que se hinca en el suelo, midindose el descenso del agua, con el principal

inconveniente que el agua infiltrada por el crculo del fondo, en las zonas del suelo

a los lados del aparato participan tambin en la infiltracin; dando medidas

superiores a la realidad.

Infiltrmetros: Son dos anillos concntricos, usndose el interior, de 23 cm. de

dimetro para determinar la velocidad de infiltracin, mientras que el exterior de 35

cm se inunda a las mismas profundidades para disminuir los efectos de frontera en

el anillo interior. Los anillos se insertan en el suelo a la profundidad mnima

necesaria para evitar las fugas de los mismos. La medicin es menor que la

anterior y ms concordante con la capacidad real del suelo.

El mtodo de Muntz trabaja con los mismos anillos pero cambia la forma de

medir: junto al cilindro interior se entierra una punta, colocndose una determinada

cantidad de agua por encima y repitiendo la medicin en intervalos de tiempo y

descenso del agua. Los principales inconvenientes, aparte del carcter local de la

experiencia, son que el suelo se modifica al clavar el tubo, y no hay efectos de

compactacin, ni de arrastre de finos, ni del aire. Se aclara que el terreno no es

preparado para el ensayo de infiltracin, si no que se hace sobre el terreno

natural. Como la medicin vara segn el estado de humedad inicial existente al

momento del ensayo, deben realizarse una serie de ensayos para distintos grados

de humedad.

Mtodos indirectos: Se determina la capacidad de infiltracin considerando una

cuenca perfectamente controlada, con datos precisos de precipitacin,

evaporacin y escorrenta, se puede determinar la infiltracin.

Ensayo de infiltracin: Los ensayos de infiltracin permiten conocer la variacin de

la capacidad de infiltracin en funcin del tiempo, decreciente a medida que

transcurre el mismo. Los ensayos ms simples y difundidos son los que se

desarrollan con los anillos concntricos. Los datos obtenidos de campo se vuelcan

en una planilla registrndose las distintas alturas de agua y los tiempos

correspondientes. Los intervalos de tiempo dependen del suelo donde se hace la

medicin. Con los datos de altura y tiempo se obtienen los deltas de ambos.

La capacidad de infiltracin se obtiene haciendo el cociente entre cantidad

de agua infiltrada y el intervalo de tiempo: f = Variacin altura / Variacin de

tiempo.

Se obtienen dos curvas: De lmina acumulada, y la curva de capacidad de

infiltracin, ambas en funcin del tiempo:

Ecuacin de Horton: Desarroll una ecuacin matemtica para definir la

curva de capacidad de infiltracin: f = fo + (fo - fb) e- K * t

Donde:

fo: Capacidad de infiltracin inicial mxima.

fb: Capacidad de infiltracin bsica mnima.

K: Constante de decaimiento.

t: Tiempo desde el inicio del ensayo.

Los valores de fo, fb y K estn asociados a los suelos y a su cubierta

vegetal. Se determina fo en suelo completamente seco y fb en suelo totalmente

saturado.

El postulado de Horton establece que la curva que representa la capacidad

de infiltracin se manifiesta de esa manera, solo y solo si la intensidad de

precipitacin es mayor que la capacidad de infiltracin del suelo analizado. Este

principio o postulado es debidamente respetado en el ensayo de infiltracin de

doble anillo, porque siempre hay agua en superficie que satisface la capacidad de

absorcin que tiene el suelo en su grado mximo o potencial, cualquiera sea el

tiempo que transcurre desde el inicio del ensayo.

* Cmo se Determina la Capacidad til de un Embalse?.

La capacidad de un embalse se mide por el volumen de agua contenido en su vaso de almacenamiento para una altura dada de la presa y de su aliviadero. Para calcular la capacidad se utilizan los planos levantados del vaso de almacenamiento. Para ello, una vez que hayamos fijado el sitio de la presa y la cota del fondo del ro, comenzamos por medir con el planmetro las reas abarcadas por cada una de las curvas de nivel. Luego, si calculamos la semisuma de las reas entre curvas y las multiplicamos por el intervalo entre las mismas obtenemos el volumen almacenado entre curvas o volumen parcial. Si se acumulan luego los volmenes parciales, se obtienen el volumen almacenado por cada cota o altura sobre el fondo del ro. Todos estos cmputos se anotan en un cuadro similar al que se muestra a continuacin:

Altura

mts

Cota

m.s.n.m

Lectura

Planim.

Constantes Areas

Has.

4/2

Has.

Volmenes

parciales

Volmenes

acumulados

Curvas de reas y capacidades: Con los datos del cuadro dibujamos las curvas de capacidades y de reas, las cuales nos permitirn conocer grficamente los volmenes capaces de ser almacenados en el sitio y las reas que sern inundadas para cualquier altura de la presa. Estas curvas nos permiten seleccionar entre varias alternativas, aquellas que presentan mayores capacidades para la misma altura de la presa. Para dibujar estas curvas se elige un sistema de coordenadas rectangulares y sobre el eje de las abscisas, a escala determinada, se dibujan los volmenes, a escala determinada, se dibujan los volmenes; en las ordenadas a partir de la cota de fondo del ro las alturas o cotas, o ambas. Se dibuja tambin las reas inundadas, usando sentido contrario a la curva de volmenes para evitar confusiones al usar el grfico. Los cmputos de los volmenes, de las reas y el dibujo de las curvas deben hacerse lo ms preciso posible y muy cuidadosamente. Si se cometen errores al calcularlas o dibujarlas, stos se reflejarn en las dimensiones de todas las estructuras que integrarn el futuro embalse. Las capacidades de los vasos de almacenamiento, se expresan en metros cbicos (m), hectmetros cbicos (Hm), equivale tambin esta medida a (106m), o en hectreas-metro (Ha.m), equivalente a 10.000 m.

* Capacidades caractersticas de un embalse: En un embalse podemos distinguir tres capacidades o volmenes caractersticos: 1) el volumen muerto o capacidad de azolves. 2) el volumen til. 3) la suma de ambos que nos da el volumen total.

Vt = va + vu El volumen de azolves es el volumen que debemos disponer en el vaso para almacenar los sedimentos. Transportadas por el ro y que con el tiempo se van depositando en l. El perodo que tarda en colmarse esta capacidad, constituye la vida til del embalse y se estima para proyectos pequeos en unos 50 aos y para los grandes proyectos para unos 100 aos. El volumen til es el necesario para suplir las demandas y las prdidas de aguas durante un perodo determinado de funcionamiento del embalse. Debe ser de tal magnitud que garantice dentro de un periodo hidrolgico escogido, el riego de toda el rea disponible aprovechable. Cuando se presentan perodos muy secos, no previstos en el perodo de estudio, se puede racionar el agua prudentemente alargando as lo ms posible, el tiempo de abastecimiento y evitando dejar completamente vaca la capacidad til del embalse para el ao siguiente. En algunos casos cuando se desea combinar el riego con el control de inundaciones, se prev otro volumen adicional, por encima del volumen til con el objeto de retener la creciente por un tiempo prudencial, no permitiendo que el aliviadero sobrepase gastos determinados, equivalentes a la capacidad adicional debe siempre quedar disponible para absorber la creciente prevista. * Formas, Anlisis y Aplicacin de un Hidrograma.

Para el anlisis del la variacin de los caudales debido a la escorrenta se utiliza le hidrograma. El hidrograma se define como la grfica que relaciona la variacin del caudal de una fuente a medida que transcurre el tiempo.

Se tienen dos tipos principales de hidrogramas. El hidrograma anual, registra las variaciones de caudal de una fuente, para un periodo de tiempo de un ao.

Hidrograma Anual.

Cuando se tiene un hidrograma como el antes mencionado, se puede calcular el volumen de agua que transcurre por el cauce, midiendo el rea bajo la curva del hidrograma.

El segundo tipo de hidrograma, se llama hidrograma para un evento, el cual muestra el comportamiento del caudal para una precipitacin o tormenta en particular. Este hidrograma observamos varios puntos representativos. El punto A, se denomina punto de levantamiento y corresponde al momento en el que la escorrenta comienza a llegar al punto de salida de la cuenca. El punto B, se llama caudal pico y es el mximo caudal que genera la escorrenta, es importante con fines de diseo, dado que condiciona el tamao de las obras hidrulicas de control. El punto C, denominado punto de inflexin, representa el momento en el cual termina la escorrenta superficial, es el comienzo de la curva de vaciado, es decir el tiempo que demora en salir de la cuenca el agua aportada por la lluvia. El punto D, representa el final de la escorrenta directa. El tiempo base indica el tiempo total que se produce escorrenta. El tiempo de crecida indica el tiempo transcurrido desde el inicio de la escorrenta hasta el momento en que se alcanza el caudal pico.

Hidrograma para un Evento.

Es importante definir que porcin de la escorrenta es flujo directo (escorrenta superficial) y cual es flujo base (escorrenta subsuperficial). Para hacer esto se prolonga la curva de vaciado, a partir del punto A, hasta encontrar la prolongacin vertical del caudal mximo, uniendo luego este punto con D, tal como se muestra.

Introduciremos ac el concepto de tiempo de concentracin (tc), el cual redefine como el tiempo que transcurre, para que el agua que cae en el punto ms alejado de la cuenca fluya hasta la salida. Existen varios modelos matemticos para calcularlo, pero presentaremos ac el de California (culverts practice), definido en 1942.

Donde tc, corresponde al tiempo de concentracin [min]; l, corresponde a la longitud mxima de recorrido de la cuenca [m] y H, la diferencia de elevacin entre el punto ms alto de la cuenca y el desage o salida [m].

Existen varios mtodos para determinar el caudal que genera la escorrenta debida a una lluvia en particular, presentaremos los ms aplicados en la actualidad.

Mtodo racional: Es probablemente el modelo ms antiguo de prediccin de caudales debido a escorrenta, numerosos autores lo ubican a finales del siglo XIX. A pesar de su sencillez, este mtodo es todava ampliamente utilizado para el diseo de estructuras hidrulicas. Sin embargo, para cuencas hidrogrficas, se recomienda su utilizacin para reas menores a 100 ha.

Coeficientes de Escorrenta.

Como la mayora de las cuencas hidrogrficas poseen reas ocupadas por los tres elementos anteriores, se calcula un coeficiente de escorrenta que tenga en cuenta lo anterior:

Donde los subndices B, C y P, corresponden a Bosques, Cultivos y Pastos.

Hidrograma unitario: Este mtodo fue definido por Sherman en 1932 y define el hidrograma unitario de una cuenca como el hidrograma que producira la escorrenta directa, al contar con una precipitacin unitaria, con una duracin determinada. Por ejemplo una lluvia de 1 mm en 1 hora, o una lluvia de 1 mm en 2 horas. El hidrograma unitario, presenta dos propiedades fundamentales, el principio de aditividad y el principio de afinidad.

El principio de afinidad, implica que si se cuenta con el hidrograma unitario para una cuenca, se podr construir el hidrograma para cualquier precipitacin, simplemente multiplicando las ordenadas por el valor de precipitacin que se quiere obtener. Por ejemplo si se tiene el hidrograma unitario de la cuenca, es decir el producido por una precipitacin de 1mm durante una hora y se quiere obtener el hidrograma producido por una precipitacin de 3 mm en una hora, solo basta con multiplicar por tres las ordenadas del hidrograma unitario.

Principio de Afinidad del hidrograma Unitario.

El principio de aditividad, indica que si se cuenta con el hidrograma unitario y se quiere obtener el hidrograma de una lluvia unitaria pero con una duracin diferente, bastar con graficar el nmero de hidrogramas unitarios de la nueva duracin a determinar y sumar las ordenadas de los puntos. Es decir, por ejemplo se quiere obtener el hidrograma para una precipitacin de 1 mm en 4 horas, para esto se grafican cuatro hidrogramas separados por 1 hora (hidrograma unitario).

Principios de Afinidad de un Hidrograma Unitario.

Principios de Afinidad de un Hidrograma Unitario.

Hidrograma en S o curva S.

El hidrograma en S, representa el hidrograma que se obtendra si en la cuenca lloviera indefinidamente la lmina unitaria con la que se calculo el hidrograma unitario, es decir, si lloviera 1 mm en forma indefinida.

Para la construccin del hidrograma en S, se aplica el principio de aditividad, con lo que se pueden generar hidrogramas para diversos intervalos de tiempo. La bondad del hidrograma en S, es que permite construir hidrogramas para otras duraciones, es decir, supongamos que tenemos un hidrograma para una duracin de 2 horas y queremos obtener un hidrograma para 5 horas. Como se ve las dos duraciones no son mltiplos, por lo que no pueden utilizarse los principios de afinidad y aditividad. En este caso lo que se hace es lo siguiente.

1. Obtener el hidrograma en S.

2. Se desplaza el hidrograma en s de acuerdo al nmero de horas que se quiere obtener el nuevo hidrograma.

3. Se restan los valores de los dos hidrogramas.

4. Se multiplica la resta anterior por el cociente del nmero de horas original sobre el tiempo deseado.

CONCLUSIN.

CONCLUSIN.

Del balance hdrico se desprenden una serie de valores muy importantes en las

relaciones del suelo con el clima en el que se encuentra. El primero de ellos es el que se

conoce como dficit climtico que viene expresado por la diferencia entre la

evapotranspiracin potencial anual y la precipitacin en el mismo periodo. Cuanto mayor

sea este valor mayor ser la aridez de la zona considerada. Los valores negativos

corresponden a las zonas hmedas.

Otro parmetro muy interesante es el que se conoce como eficacia de la lluvia,

que marca el ndice de aprovechamiento de las precipitaciones y viene expresado en

forma de porcentaje. Se calcula por el cociente entre la evapotranspiracin real y la

potencial, multiplicado por cien. En este valor influye decisivamente la reserva hdrica del

suelo, pues cuanto mayor es su valor menores son los excesos y los dficits y ms se

acercan las dos modalidades de evapotranspiracin. Por tanto, el incremento de la

reserva aumenta la eficacia de la lluvia, lo cual es de extraordinaria importancia en las

regiones subhmedas, semiridas o ridas.

El hidrograma refleja la variacin temporal del volumen de precipitaciones, dicha

variacin est condicionada por diversos factores asociados a las caractersticas de la

cuenca, entre las que se puede destacar la fisiografa, topografa, climatologa, hidrografa

y tambin la morfologa, sta ltima se refiere a las caractersticas del suelo (tipo y uso),

de la vegetacin predominante (especies y cobertura) y de los cauces (arreglo, longitud y

pendiente). La forma de un hidrograma es un parmetro de considerable importancia, ya

que a travs de l se define el volumen de agua que fluye por el cauce de una corriente

superficial, por tal motivo, se debe tener mucho cuidado en su determinacin, haciendo

las consideraciones lo ms acertado posible al comportamiento o rgimen de los

escurrimientos. Sin duda el procedimiento ms adecuado para determinar la forma de un

hidrograma, es aquel que toma en cuenta el comportamiento hidrolgico, esto es posible

si se dispone de una estacin hidromtrica con equipo para registrar grficamente la

variacin de los niveles del agua.

BIBLIOGRAFA.

http://www.monografias.com/trabajos15/embalses/embalses.shtml#ixzz3R5a0Thur

http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/adamoreno/HIDRO/HIDROGRAMAS.pdf.

http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/adamoreno/HIDRO/Fundamentos_de_hidrol

ogia_de_superficie_-_Aparicio.pdf.

http://es.slideshare.net/wlopezalmarza/hidrologia-unidad-1-generalidades

.

Rafael HERAS: Manual de Hidrologa. Centro de Estudios Hidrogrficos.

Madrid.1970.

Rolando SPRINGALL: Hidrologa. Universidad Autnoma de Mxico. 1976.

Emilio CUSTODIO - Manual Llamas: Hidrologa Subterrnea. Ediciones Omega.

Barcelona.

(Espaa). 1983.

http://clima.dicym.uson.mx/paglabhidra/ARCHIVOS/DENNIS/Tipos%20de%20hidr

ogramas.pdf.

ANEXOS.

Partes de un Histograma.

Evapormetro Ordinario.

Curvas de Capacidad y Tasas de Infiltracin.