Unidad III Hidrologia Atmosferica

7/21/2019 Unidad III Hidrologia Atmosferica

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EDDIE M. GONZÁLEZINGENIERO AGRÓNOMO

Hidrología superficialUnidad III

Factores Meteorológicos que influyen enel ciclo del agua.

Medición y determinación.



Universidad Nacional de IngenieríaUNI – Norte

Sede Regional en stelí

ÍNDICE

1. Meteorología y Atmósfera Composición y características generalesRadiaciónTemperaturaPresión AtmosféricaCirculación general de la atmosfera

2. Humedad Atmosférica Humedad atmosféricaMedición y estimación de la humedadEstabilidad atmosférica

Enfriamiento adiabático

3. Precipitación Distribución espacial Medición de la precipitación Análisis de datos de precipitación Variabilidad temporal Precipitación areal media

4. Evaporación, transpiración y Evapotranspiración

Evaporación

Transpiración

Evapotranspiración Métodos teóricos para la determinación de la Evapotranspiración

Métodos empíricos para la determinación de la Evapotranspiración

5. Hidrodinámica de suelos

Intercepción en superficie Almacenamiento superficialInfiltraciónConcepto Factores que controlan la infiltración

Métodos para determinar la infiltración

6. Escurrimiento superficial Concepto Factores que gobiernan la formación de escurrimiento superficial. Métodos de determinación y medida

7. Bibliografía 8. Anexos





1. Meteorología y Atmósfera

La Meteorología es la ciencia de la atmosfera. El estudio de la atmosfera y sus procesos es su objeto. Como

ciencia está orientada a la predicción de los fenómenos que condicionan o producen el tiempo. Losfenómenos atmosféricos o meteoros pueden ser aéreos como el viento, acuosos como la lluvia, la nieve y elgranizo; luminosos como la aurora boreal o el arco iris y eléctricos como el rayo. La Atmosfera es el medio deocurrencia de procesos de interés hidrológico tales como el movimiento del aire (Viento), el intercambio ydistribución del calor, la evaporación, la condensación y las precipitaciones. Es de interés de la hidrología entanto la fase atmosférica del ciclo hidrológico está determinada por las condiciones generales del tiempoclimático.

Para el estudio de la atmosfera se trabaja con lo que se conoce como elementos meteorológicos. Estos sedefinen como aquella variable atmosférica o fenómeno (Insolación, Temperatura, presión, humedad,tormentas, ciclones y anticiclones, etc.) que caracterizan el estado del tiempo en un lugar específico ymomento dado.

La Insolación, la temperatura, la presión y la humedad son los elementos meteorológicos fundamentalesen la predicción del tiempo y de interés para el hidrólogo.

La Radiación solar es la fuente de energía que motoriza el ciclo hidrológico. Es la variabilidad temporal yespacial de la distribución de la radiación, lo que produce una distribución no uniforme de la temperatura enel sistema Tierra-Atmósfera. Lo que implica que no existe un balance energético local para este sistema.Todos los procesos meteorológicos e hidrológicos activos se originan durante la redistribución de la energíadisponible.

La temperatura, como efecto de la radiación solar recibida, (Calor Solar) presenta numerosas oscilaciones yse halla condicionada por la latitud, la altitud, así como por factores de carácter geomorfológico, edafológico yantropico. Es registrada en los mapas meteorológicos mediante el trazo de las líneas isotermas.

La presión atmosférica, presenta variaciones estacionales, anuales, mensuales y diarias. Es dependiente dela temperatura y por tanto fuertemente influenciada por la localización latitudinal, altitudinal. Se registra enmapas de líneas de igual presión atmosférica denominadas líneas isobaras. Su estudio permite identificar loscentros de baja presión o borrascas, cuya evolución condiciona y determina el tiempo climático. Elconocimiento profundo de las interacciones entre radiación solar, temperatura y presión permite la creaciónde formas predictivas del tiempo climático y estableces patrones y tendencias en su comportamiento.

La humedad del aire es la cantidad de vapor de agua contenida en la atmosfera a una temperatura dada.Esta varía notablemente en el tiempo y el espacio. La humedad del aire está condicionada por la temperaturay por las características particulares del aire y del vapor de agua.

Para realizar su actividad de observación, el estudioso del tiempo climático se vale de instalaciones especialesdenominadas “Estaciones meteorológicas” las cuales difieren en su equipamiento y capacidad de medición de

acuerdo al objetivo que persigue.

El instrumental meteorológico utilizado para realizar las observaciones meteorológicas, para la medición ydeterminación de variables del tiempo climático, comprende anemómetros y anemógrafos para medirvientos, Barómetros para medir presión, hidrómetros para determinar humedad, termómetros paracuantificar la temperatura, Heliógrafos para medir la insolación, entre otros. Para el trazado de mapas yelaborar predicciones es necesaria la recogida coordinada y cuidados de de datos en amplias zonas terrestres.Esto en la actualidad se logra en tiempo real con la ayuda de sistemas apoyados por ordenador y los satélitesmeteorológicos.





Clasificación de las estaciones meteorológicas.Por su finalidad Por su magnitud Por el nivel de observación Por el lugar de observación

Sinópticas Principales Superficie TerrestresClimatológicas Ordinarias Altitud Aéreas

Agrícolas Auxiliares MarítimasEspeciales

AeronáuticasSatélites Meteorológicos

Una observación meteorológica consiste en la medición y determinación de todos los elementos, que en suconjunto representan el estado de la atmosfera en un momento dado y en un determinado lugar, utilizandoinstrumental adecuado. Estas observaciones realizadas en forma sistemática, uniforme, ininterrumpida y ahoras establecidas, permiten conocer las características y variaciones de los elementos atmosféricos, loscuales constituyen los datos básicos que utilizan los servicios meteorológicos, tanto en tiempo real comodiferido.

Las observaciones deben realizarse invariablemente; a la misma hora preestablecida y su ejecución debetomar el menor tiempo posible. La violación de esta norma conduce a determinaciones no sincrónicas y portanto inducen un incremento del error y la incertidumbre. Las horas observacionales dependen del tipo,finalidad y uso de cada observación. Es importante que las observaciones sean sincrónicas y continuadas durante varios años, para que puedan utilizarse en cualquier estudio o investigación. La organizaciónmeteorológica mundial, OMM, ha establecido horas fijas para la toma de datos en tiempo universalcoordinado (UTC). Las Horas principales para observación sinóptica de superficie son: 00:00, 06:00, 12:00y18:00 UTC. Para observaciones sinópticas intermedias: 03:00, 09:00, 15:00 y 21:00 UTC. Las horas paraobservación sinóptica en altitud son 00:00 y 12:00 UTC. Las observaciones aeronáuticas tienen régimenhorario, las de despegue y aterrizaje en el momento de hacerse la operación aérea y las de vuelo en cualquiermomento.

Estructura de la atmosfera

La atmosfera está dividida en dos capas principales de acuerdo a la homogeneidad de su composición. Son laHomosfera y la Heterosfera.

La Homosfera es la primera capa; es la más cercana a la tierra y se caracteriza por una mezcla más omenos homogénea de los gases que la constituyen. Esta se subdivide en otras subcapas de acuerdo a lasdiferencias de temperatura que experimentan con la elevación. Estas subcapas se denominanTroposfera, Estratosfera, Mesosfera (Figura No 1)1.

1. La troposfera es la capa homosférica en contacto directo con la superficie de la Tierra y se ledenomina “Capa de tiempo” ya que solamente en ella se forman las nubes. En ella ocurren lamayoría de los procesos que involucran transferencia de masa, momento y energía. Como tal, esdonde observamos el desarrollo de vientos y precipitaciones sobre la superficie terrestre. Está

compuesta por casi tres cuartos de la masa atmosférica y contiene casi todos los componenteshídricos de la atmosfera (Vapor de agua, nubes y precipitación) En ella se presentan las masas deaire, los frentes y las tormentas. Es la capa más agitada y la que determina el clima de la tierra.Algunas características de la troposfera son:

1. Espesor variable: La parte superior de la troposfera, denominada Tropopausa, estaaproximadamente a 16.5 Km. sobre el ecuador y a 8.5 Km sobre los polos. El espesor de la troposfera

1 Moran J.M. & Morgan M.D. 1994. The Atmosphere and the Science of Weather. 4ª Edition. New York. Macmillan College Publishing





cambia constantemente debido a las variaciones estacionales en la temperatura atmosférica y hacenque sea un poco más gruesa en verano (cuando se ha acumulado más calor) que en invierno . Suprofundidad o espesor varía con la latitud y la estación

2. Temperatura decreciente con la altitud; en dos gradientes Adiabáticos, Seco y Húmedo

3. Gradientes de presión bien definidos; ajustados a la temperatura. 4. Distribución de humedad y de partículas suspendidas generalmente bien definidas;5. Gradientes de velocidad abruptos. La velocidad del aire comienza valiendo cerca de cero en la

superficie (producto de la fricción) de la Tierra y su valor asciende a través de una capa límite de2700 m de espesor, de manera que influye notablemente las condiciones micro climáticas.

6. Presencia del animal humano. casi toda la influencia antropica y natural sobre el clima de la tierraocurre en esta capa. Las emisiones contaminantes se descargan en ella y son distribuidas por estahacia todos los espacios terrestres. La tasa de dispersión depende de la estructura termina de laatmosfera que es dependiente a su vez de la radiación solar recibida e influida por la rotación de latierra y la actividad humana sobra la superficie terrestre y la atmosfera misma.

En la tropopausa la temperatura varía con la localización con respecto a la superficie y va de -45°C sobre lospolos, de -50 a-60 °C en latitudes madias, hasta los -85°C sobre el ecuador.

Figure 1 Estructura General de la Atmosfera. Tomado de El clima Futuro. John Gribbin

2. La estratosfera, a continuación de la tropopausa y hasta una altura de aproximadamente 50 Km. Enella solo se presentan cierto tipo de nubes y no presenta condensación de agua. Se caracteriza porfuertes cambios en la temperatura diaria y vientos en dirección Oeste-Este que alcanzan velocidadesmayores a 100Km/h. El gradiente de temperatura promedio observado en la troposfera se invierteen la estratosfera. La temperatura aumenta ligeramente con la elevación hasta una altura cercana alos 30 Km. Al continuar ascendiendo se observa un aumento de la temperatura hasta alcanzar unmáximo cercano a 80°en el límite superior, llamado Estratopausa. La estratosfera presenta comocaracterística fundamental una alta concentración de Ozono, O 3, que absorbe la radiación ultravioletade la radiación solar y protege la vida sobre la tierra.





3. La mesosfera, se encuentra entre 50 y 80 km de elevación. Se caracteriza por presentar de nuevo ungradiente vertical negativo con la elevación, que en su límite superior, la Mesopausa, alcanza valorescercanos a -75°C.

La Heterosfera, también llamada Termosfera, presenta un marcado gradiente de incremento de latemperatura con el incremento de la elevación. Recibe el nombre por el hecho de que su composicióngaseosa no se encuentra homogéneamente mezclada. En ella, los gases están distribuidos en estratosgradados por el peso molecular. El estrato inferior está compuesto de Nitrógeno (N2) que es el máspesado, luego sigue un estrato de Oxigeno Atómico (O2), sobre yacido por un estrato de Helio (He) y elestrato final de Hidrogeno (H)

Composición de la Atmosfera

Se conoce como atmosfera la capa gaseosa que rodea a la tierra y que la protege de la radiación y de lasperdidas excesivas de calor. La composición de la atmosfera y su dinámica tienen una influencia decisivasobre el origen, evolución y sostenimiento de la vida. La superficie de la tierra y la atmósfera son los medios através de los cuales ocurre el transporte de energía, involucrando grandes transferencias de masa, durante el

ciclo hidrológico y los ciclos Biogeoquímicos relacionados. Estas actividades de transporte determinan elclima y el tiempo meteorológico.

La composición del aire seco es de aproximadamente 78 % Nitrógeno, 21 % de Oxigeno, y un 1 % de Argón ytrazas de otros compuestos elementales y moleculares. La Tabla No 1 da un completo listado de loscomponentes gaseosos. Los así denominados componentes permanentes, no muestran considerablesvariaciones temporales o espaciales. Los componentes variables usualmente decrecen con la altitud y varíanampliamente en tiempo y espacio.

Las masas de tierra son mayormente sumideros de humedad y juegan un rol pasivo, pero importante en elclima, a través de la topografía, temperatura y el grado de reflexión de la radiación (El Albedo terrestre). Lacubierta vegetal es también importante a través de la evapotranspiración y la acumulación de materia y granconsumidor de energía. Los océanos y la atmósfera son participantes más activos en la redistribución demasa y energía.En este capítulo nos concentraremos en algunas actividades atmosféricas (De la meteorología), y másadelante trataremos las actividades que se desarrollan sobre la tierra, las cuales están más comúnmentevinculadas con la hidrología de suelos (la infiltración) y la escorrentía. La atmósfera rodea la tierra y rota conella a medida que esta gira alrededor del sol. El aire es una mezcla de gases en turbulencia permanente cuya

2 Handbook of Air pollution, 1968. PHS Publication. AP-44(PB190-247)

Tabla No 1: Composición General de la Atmosfera

Sustancia Concentración (ppm)

Nitrógeno 780,900.00

Oxigeno 209,400.00

Argón 9,300.00

Dióxido de Carbono 315.00 Neón 18.00

Helio 5.20

Metano 2.30

Criptón 0.50

Hidrogeno 0.50

Xenón 0.08

Dióxido de Nitrógeno 0.02

Ozono 0.01 - 0.04

Fuente: Handbook of Air Pollution2.Para convertir ppm a porcentaje divida entre 10,000





composición no varía hasta los 80 Km de elevación, con excepción del vapor de agua y el Dióxido de Carbonoen la zona más cercana a la superficie planetaria y que tienen importancia e injerencia directa en los ciclos dela vida, la retención de calor atmosférico y son la base de la fotosíntesis vegetal.

Radiación Solar

La radiación solar es el proceso de transmisión de la energía del sol, en el espacio. La energía se transfiere através de la radiación de calor en la forma de ondas electromagnéticas cuyas longitudes de onda se miden enmicras ( μ= 1/1000mm) o nanómetros (nm=1/1000μ) Todo cuerpo que tiene temperatura por encima de 0°K(273.15 Grados Kelvin = - 273.15 Grados Celsius) emite radiación. Cuanto mayor sea su temperatura, másalta será su capacidad de emisión energética. De la temperatura del cuerpo radiante depende la longitud deonda de la energía electromagnética emitida, la cual se manifestará como Rayos X, Rayos Gamma (γ ), Luz ocalor. Esta se determina mediante la aplicación de la Ley de Wien3:

Aplicando la ley de Wien se encuentra que la radiación solar es una emisión de ondas cortas con longitudes deondas que varían de 0.2 a 3 μ, con un valor medio de 0.48 μ, las cuales constituyen el 99% de la energíairradiada. Tomando la temperatura media de la superficie solar y aplicando la ley de Wien vemos que:

Las ondas de longitud mayor a 3 μ se consideran por convención, de onda larga, y resultan del efecto que seproduce, sobre las ondas cortas originales, el atravesar diferentes medios. Por ejemplo cuando las ondascortas penetran el suelo terrestre, lo calientan y su re-emision como radiación terrestre ocurre como ondalarga por los cambios de sus características cualitativas. Esto ocurre por la baja temperatura que aparece enel suelo terrestre. Tomando la temperatura de 23°C como media de un territorio, Esteli por ejemplo,

aplicando la ley de Wein, la radiación media local seria en onda larga con una longitud media de:

La intensidad de la radiación en general se mide en Vatios por metro cuadrado (W/m 2) o en Calorías porcentímetro cuadrado por minuto (Cal/cm2.min) aunque la primera unidad es la más usada actualmente. Laenergía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Al incidir sobre el planetaatraviesa el gas atmosférico sin apenas calentarlo, en cambio si calienta la superficie terrestre. La superficieterrestre cálida transfiere calor a la atmosfera. Esto tiene importancia para comprender los procesos queocurren en hidrometeorología y como las transformaciones que produce el hombre modifican el régimentérmico de la atmosfera.

La radiación media global que llega a la superficie de la tierra es de 210 W/m 2, siendo la que llega al ecuadorde 270 W/m2 y a los polos de 90 W/m2. La radiacion solar se divide en tres fraciones principalesdeterminadas por sus longitudes de onda. Estas son:

3 Por convención la letra griega Lambda se utiliza para señalar la longitud de onda de la radiación solar.





Ademas existen fraciones de otras longitudes de onda para Rayos equis (X) y Rayos Gamma ( γ) cuyaslongitudes de onda van de 0.0005 a 0.001 μ. La luz visible para el ojo humano, lo que llamamos luz, seencuentra entre bandas de 360 a 760 nm. La longitud de onda más clara para el humano es la cercana a 550nm, en el rango verde del espectro. Existen organismos que pueden ver otras longitudes de onda en elespectro infrarojo y por tanto pueden ver en lo que los humanos denominamos oscuridad.

Las plantas utilizan determinadas longitudes de onda para activar los procesos fotosintéticos (onda corta) yotras longitudes para su metabolismo (Onda Larga o Calor) Dentro del espectro de radiación solar recibensuficiente luz y habitualmente esta no es limitante, sin embargo el calor sensible puede ser escazo o excesivocomportándose como limitante para la producción rentable. El calor excesivo es, asi mismo, un factorimportante en la producción animal creando condiciones de estres calórico y descenso en las capacidadesproductivas.

La cantidad de radiación solar recibida por el sistema tierra atmosfera en un lugar dado y durante un periodode una hora se denomina insolación y está determinada por cuatro factores:

a. La constante solarb. La transparencia de la atmosfera

c. La duración de la luz del díad. El ángulo de incidencia de los rayos solares.

La constante solar: La constante solar es la cantidad de radiación recibida en un punto perpendicular a losrayos solares, localizado fuera de la atmosfera en la distancia media entre la tierra y el sol. La cantidad realde insolación recibida en el exterior de de la atmosfera varia ligeramente según la producción de energíaradiativa del sol y la distancia de la tierra con respecto a este, que varia por la órbita excéntrica de la tierra.Las variaciones de radiación, sin embargo son mínimas y despreciables para los efectos del balance térmicode la atmosfera.

Transparencia de la Atmosfera: Tiene una relación proporcional a la cantidad de insolación que llega a lasuperficie terrestre. La radiación recibida por la atmosfera en el exterior, se agota a medida que la atraviesa.Los diferentes compuestos atmosféricos absorben parte de la energía de diferentes maneras, y en cantidadesvariadas. Por tanto la medida de la transparencia está relacionada a la proporción de Luz solar incidente quealcanza la superficie después de atravesar la atmosfera. Una parte de la radiación es reflejada por esta desdela superficie exterior, otra parte la interceptan y reflejan las nubes y la superficie terrestre y otra es absorbidapor los las moléculas y aerosoles del aire.

Longitud de Onda 200-360 361 - 436 437 - 495 496 - 556 557 - 589 590 - 627 628 - 760 >760

Color Espectral Ultravioleta Violeta Azul Verde Amaril lo Anaranjado Rojo Infrarojo

Efecto de la Radiacion

Luz Visible

Composicion Espectral de la Radiacion Solar

Absorcion por Plantas

Reflexion y

transmision por

plantas

Absorcion por Plantas

Luz percibida por el ojo humano





La radiación reflejada por la superficie de la tierra se denomina albedo terrestre y tiene una importancia deprimer orden en la comprensión de los procesos del calentamiento de la atmosfera terrestre. Existen tablasque describen este fenómeno. La tierra absorbe energía solar de anda corta y emite radiación terrestre deonda más larga, los compuestos de la atmosfera absorben esta radiación, generando calentamiento (EfectoInvernadero). La atmosfera absorbe por tanto mucha más radiación terrestre de onda larga que solar deonda corta.

Duración del Día: La duración del día es otro factor que afecta la cantidad de insolación recibida. Mientrasmás largo sea el día mayor cantidad de insolación alcanzara la superficie terrestre. La duración del día varíacon la latitud y las estaciones. Existen tablas que dan los valores de la duración del día para diferenteslatitudes y hemisferios terrestres.

Angulo de incidencia de los rayos solares: El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la superficieterrestre varia con el “movimiento” del sol, sobre el ecuador . En las zonas ecuatoriales la incidencia esnormal a la superficie recibiendo mayor cantidad de insolación. A medida que se asciende en latitud el ángulode incidencia varía creando una disminución de la insolación por el cambio en el espesor de la atmosfera y sudispersión sobre una superficie mayor. Este mismo principio se aplica a las variaciones diarias de insolaciónpues cuando amanece y atardece el sol es bajo y su ángulo de incidencia en mayor.

La radiación que incide en el límite superior de la atmosfera no llega en su totalidad a la superficie terrestre,ya que sufre modificaciones apreciables en ese trayecto, debido a diversos procesos de modificación. Si secuantifica la radiación solar incidente como una totalidad de 100 unidades, estas se distribuiránaproximadamente de la forma siguiente (ver grafico siguiente):

Onda corta:

1.- Unas 31 unidades serán radiación solar directa sobre la superficie terrestre mas unas 16 unidades queserán transmitidas por la atmosfera y unas 6 unidades será luz dispersada por los componentes del aireatmosferico. Acumulando un 53 unidades de la radiación recibida por la superficie.

2.- Desde la superficie son devueltas por reflexión a la atmosfera unas 6 unidades como Albedo terrestre.3.- Por reflexión y dispersión en la atmosfera, retornan al espacio unas 30 unidades.4.- El suelo retienen 47 unidades que luego serán emitidas como radiación de onda larga

Onda larga:

5.- La atmosfera retiene unas 17 unidades como calor acumulado en las nubes y las partículas suspendidas enla misma. Que seran emitidas al evolucionar los procesos de precipitación y enfriamiento atmosférico.6.-Desde el suelo se emite 47 unidades de radiación de onda larga por tres mecanismos que sonintermediados por la atmosfera.





a. Radiacion desde el suelo o radiación terrestre propiamente dicha con 14 unidades de calorb. Transporte por convección y conducción unas 10 unidadesc. Por evaporación y evatranspiracion unas 23 unidades de calor.

Determinación y Medida de la insolación

La determinación de la cantidad de radiación incidente sobre la superficie a partir de la radiación se realizamediante Heliógrafos que miden la cantidad de horas que el sol ha brillado en un día cualquiera. Luego pormétodos empíricos se calcula la radiación global incidente a partir de la medida de la insolación. La formulamas empleada es la de Glover y McKullok, válida para latitudes de 0 a 60°

Donde Ri es la radiación global incidente sobre una superficie horizontal al nivel del sueloR A es la intensidad teórica de radiación incidente sobre una superficie horizontal, suponiendo que noexistiera atmosfera (se toma de tablas pre elaboradas) λ es la latitud del lugarn es el número de horas de insolación medidas en el heliógrafoN número máximo de horas de insolación según la latitud y la fecha (De Tabla pre elaborada).





Diferentes autores generan diferentes coeficientes en la formula anterior, generalizando podemos tomar lasseñaladas por Custodio y Llamas, pág. 2924:

Donde a y b son constantes que toman diversos valores dentro de la ecuación de acuerdo a diferentes autorese investigadores.

a b Autor

0.29 cos λ 0.52 Glover y Mc Cullok, 1958

0.18 0.55 Penman, 1954

0.18 0.62 Turc, 1961

0.22 0.54 Kimball, 1914 para Virginia, USA

0.25 0.54 Prescott, 1940 para Camberra, Aus.

Valores de a y b para la formula de Glover y Mc Cullok

Existen tablas pre elaboradas útiles para la estimación de la Radiación incidente. En Custodio y Llamas (pág.291 a 293) se pueden encontrar varias de estas.

Otra forma empírica es la fórmula de Brunt (1939) que relaciona la radiación neta, RN (Radiación incidentemenos Radiación reflejada o emitida), con la insolación y otras variables conocibles.

Que es igual a:

√

Donde Rn es la radiación neta en calorías por centímetro cuadrado por día (cal. /cm2

día)Ri radiación global incidente, medida media con un solarimetro o deducida con las formulas previasRe radiación reflejada de onda larga en cal. /cm 2 díaR es el albedo terrestre se le concibe como la relación entre la radiación incidente y la radiación(reflejada de onda corta)

σ es la constante de Stefan-Boltzman igual a 0.826 x 10-10 cal/cm2.min.°K4

T a es la temperatura absoluta del aire medida en la garita meteorológica (°K)

ed es la Tensión de vapor del vapor de agua, en mm de Hg. Es igual a tensión de vapor saturante a latemperatura del aire (esat ) multiplicada por la humedad relativa como fracción (H r/100)

m coeficiente de nubosidad en decimas de cielo cubierto.

Permiter y Billwiller, dan para el cálculo de este índice, m, la formula empírica siguiente:

)

Y por tanto

N y n definidos para la ecuación de Radiación incidente ( Ri) de Glover y MacKullok.

4 Custodio, E. & Llamas R. 2001. Hidrología Subterránea. Segunda Edición, Editorial Omega. Barcelona , España





Temperatura Atmosférica

La temperatura expresa, de forma numérica, el efecto que tiene el calor solar sobre los cuerpos terrestres

originado por el balance entre calor recibido y emitido. El efecto del calor sobre un cuerpo depende de laspropiedades del mismo cuerpo. Las propiedades de interés son la conductividad térmica y la dilatacióntermal.

En hidrología interesa la temperatura del aire atmosférico en las cercanías de la superficie. Este se calienta oenfría a partir del suelo por distintos mecanismos de transmisión y por los cambios en el estado físico delagua atmosférica. Las Unidades de medida de la temperatura son los grados y del calor las Calorías. Latemperatura atmosférica sigue dos ciclos de oscilación periódica. Uno es diario y el otro anual. En amboscasos presenta una figura sinusoidal, más marcada en el ciclo diario.

Calentamiento diferencial.

No solo varía la cantidad de insolación recibida por la superficie terrestre; sino que en esta, los diferentesconstituyentes tienen diferentes capacidades para almacenar y transmitir calor, y absorben energía dediferentes longitudes de onda. El color, la forma, la textura superficial, la vegetación y la presencia deconstrucciones son algunos factores entre otros a tomar en cuenta al estudiar el efecto de la insolación sobrelos espacios paisajes terrestres.

La propiedad que hace que las diferentes superficies se calienten y enfríen con velocidades distintas sedenomina calentamiento diferencial y es un objeto de estudio de la termodinámica.

En relación la influencia de la radiación sobre la dinámica del agua y su influencia sobre el ciclo hidrológico yel clima de la tierra se puede decir que las superficies acuáticas se calientan y enfrían más lentamente que lasterrestres por las siguientes razones:

1. El movimiento del agua produce calor2. Los rayos solares pueden penetrar la superficie acuática3. Se requiere más calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayor calor especifico ( Se

requiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la misma cantidad enmasa de suelo)

4. La evaporación del agua es un proceso de enfriamiento

Transmisión del calor

Además de los mecanismos radiativos, existe la transmisión de calor por convección, conducción y advección.Todos ellos afectan la temperatura de la atmosfera cercana a la superficie terrestre, la troposfera.

La conducción es el mecanismo de transporte mediante el cual el calor circula por el material conductor sinque este en si se mueva. Un ejemplo típico es una cacerola que transmite calor sin ella misma moverse. Elcalor es conducido de un objeto más caliente (el quemador) a uno más frio (el alimento) En la atmosferaocurre desde el suelo al aire en contacto con la superficie. Es la razón del incremento del calor urbano. Laconvección, por otra parte, es el mecanismo de transporte típico de masas en movimiento. En el caso delaire; cuando este es calentado se eleva y transfiere calor verticalmente, igual, el aire que se enfría desciende,porque es más pesado que el aire de las capas inferiores. El calentamiento va de la mano de un aumento delvolumen del aire y el enfriamiento es disminución. Como se puede notar el movimiento se da en elevación.Cuando el desplazamiento de las masas de aire es horizontal el proceso se denomina advección. Elmovimiento advectivo lo encontramos de manera cotidiana. Un ejemplo clásico es la brisa matinal.





Balance térmico

La temperatura es la propiedad básica de las masas de aire . Esta depende de la región donde se origina.

La tierra absorbe energía de onda corta y emite energía de onda más larga conocida como radiación terrestre,como se señalo anteriormente. Por tanto, el calor ganado por radiación incidente debe igualar al perdido porradiación terrestre. De otra forma el planeta se iría tornando más frio o caliente según el caso. Como seseñalo anteriormente, el reflejo medible de este balance es la temperatura. Este balance se establece a nivelde global, de regiones y macro regiones terrestres. Existen alteraciones locales o de micro regionales y cuyasconsecuencias son las variaciones en la temperatura. Estas variaciones son influidas por la hora del día(rotación de la tierra), la estación del año y la latitud (Orbita terrestre). Así mismo influyen la altitud y lascaracterísticas de la superficie.

En la primera porción de la atmosfera, la Troposfera, la temperatura del aire desciende con la elevación. Estedecrecimiento se conoce como Gradiente Vertical de Temperatura. Definido como el cociente entre lavariación de la temperatura con la altura y la variación de la altura. Su valor oscila entre 6-7 grados porKilometro (en la troposfera) pero varia con la hora del día, y el lugar. Los ascensos de temperatura sedenominan gradientes positivos y un descenso es un gradiente negativo. El comportamiento de la atmosferacuando el aire se desplaza verticalmente depende de la estabilidad atmosférica. Una atmosfera estable resisteel desplazamiento vertical; el aire que se desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial.Esta característica le confiere a la atmosfera la capacidad de dispersar contaminantes emitidos al aire y calorexcesivo. Los mecanismos más importantes para hidrología son los gradientes verticales adiabáticos (seco yhúmedo), el gradiente vertical ambiental y las inversiones.

Gradiente Vertical Adiabático Seco (GVAS)

Un proceso adiabático, en la atmosfera, es aquel en que no se produce transferencia de masa y calor a travésde las fronteras de la porción de aire implicada. En este proceso la compresión da lugar a calentamiento y laexpansión al enfriamiento. Cualquier cambio en la temperatura se debe a los aumentos o disminuciones de laactividad interna de las moléculas. Una porción que se expande y eleva en la atmosfera se enfría en elgradiente adiabático seco de 9.8°C/Km, (presenta un gradiente vertical de -9.8° C/Km). De manera similaruna porción de aire que se hunde en la atmosfera sufre un enfriamiento adiabático equivalente con signopositivo y en el mismo gradiente. En ese contexto se considera al aire seco ya que el agua que contienenpermanece en estado gaseoso. El GVAS es único y fijo ya que es totalmente independiente de la temperaturainicial del aire mismo y del aire circundante.

Se pueden presentar condiciones en las cuales una masa de aire en contacto con la superficie, se calientahasta sobrepasar las condiciones del gradiente adiabático seco y mantiene su tendencia a subir por manteneruna mayor temperatura y por tanto menor peso por volumen que el aire circundante. Esta condición sedenomina estado superadiabático.





Gradiente Vertical Adiabático Húmedo (GVAH)

Cuando una porción de aire seco, que contiene vapor de agua se eleva, seguirá enfriándose en el GVAS hastaque alcance su temperatura de condensación o punto de roció. En este punto, la presión de vapor del agua seiguala a la del vapor de saturación del aire y una parte del vapor de agua se condensa. La condensación liberacalor latente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente de enfriamiento de la porción de airedisminuye. Al proceso se le denomina GVAH. A diferencia del GVAS, el GVAH no es constante y depende de latemperatura y de la presión. Sin embargo en la mitad de la troposfera, se estima un GVAH de 6-7C°/Km con6.5° como media y valor más usado.

Gradiente ambiental (GAm)

Como se dijo en los párrafos anteriores el verdadero perfil de la temperatura del aire ambiental, muestra ungradiente prevalente que puede ser diferente al adiabático. Este es el resultado de complejas interacciones defactores meteorológicos y en general se considera como una disminución de la temperatura con la altura.Puede ser congruente con el gradiente adiabático y en ocasiones mayor o menor. Al verdadero perfil queocurre en la atmosfera se le denomina Gradiente Ambiental (GAm)

Inversión

El fenómeno troposférico producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversiónde la temperatura. Es un proceso muy común pero generalmente confinado a una delgada capa de laatmosfera en contacto con la superficie terrestre. Con frecuencia ocurre un proceso de inversión aelevaciones de 250 a 300 metros. Esta es muy importante en los procesos de dispersión de contaminantes yla dispersión del calor excesivo de las superficies expuestas y construidas ya que esta capa impide su

Inversión





dispersión vertical y la confina a una delgada capa cercana a la superficie. Se manifiesta gráficamente en elgradiente ambiental y lo define.

Existen cuatro tipos de Inversión:1. Inversión por radiación.2. Inversión por subsidencia.3. Inversión frontal4. Inversión por advección

Medición de la temperatura

El instrumento utilizado para medir la temperatura es el termómetro. Existen diversos tipos cuyaconstrucción varía según su uso objetivo y su modo de utilización. Los termómetros miden la temperatura ysus variaciones aprovechando el efecto producido por el calor sobre un cuerpo.

En Hidrología superficial e hidrología física es de interés la temperatura del aire o del ambiente y latemperatura relacionada con la formación de rocío. Esta última se mide con un instrumento denominadoPsicrómetro. Este se construye con dos termómetros idénticos uno de los cuales se conecta a un recipientecon agua mediante una muselina o tela absorbente. La diferencia de temperaturas es útil para determinar elpunto o temperatura de saturación.

Desde la perspectiva ambiental interesa la temperatura diaria máxima que generalmente se presenta enNicaragua entre las 14:00 y las 16:00 y la temperatura mínima que se presenta entre las 06:00 y las 08:00 decada día. Es fácilmente observable que los máximos y mínimos ocurren una cantidad de horas después deiniciar o culminar la insolación diaria.

Existen varias escalas para la medición de temperatura. La escala de valores absolutos o Kelvin, la escala deCelsius y Fahrenheit. La escala de Celsius es la más difundida en el mundo y se usa de en la cotidianeidad dela gente. La escala de Kelvin es sumamente útil en la ciencia. Existen formas de conversión entre cada escala.

Presión Atmosférica

A pesar de ser invisible, el aire tiene peso. Cualquier gas como el aire tiene moléculas que se mueve en todasdirecciones y a grandes velocidades. En realidad la velocidad depende de la temperatura del gas. La presiónatmosférica es causada por el choque entre las moléculas de los constituyentes de aire y otros objetos y susrebotes. Por tanto la presión es una función del número de moléculas atmosféricas en un cierto volumen decontrol y sus velocidades de desplazamiento.

Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamiento aumenta su presión y elenfriamiento la disminuye. En cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmosfera lapresión atmosférica depende de la columna de aire de la capa superior. En la superficie, al nivel medio delmar la presión atmosférica es de una Atmosfera. Esto equivale a decir que la columna de aire encima de ese

punto es la atmosfera. El concepto de presión entonces es deducible: La presión es el peso de la columnade aire que gravita sobre un determinado elemento de superficie.

Cada componente de la masa de aire tiene su propia presión (presión parcial) por ser el aire una mezcla degases y la suma de todas ellas es la presión total (Ley de Dalton) La presión es dependiente de la temperaturaatmosférica y se desprende de la definición que la presión varia con la elevación debido al GVAS, aunque lapresión no es uniforme por no ser el aire una mezcla de gases uniforme y homogénea. La disminución es másmarcada en las capas bajas de la atmosfera.





Las variaciones de la presión con la elevación suele ser sinusoide, con dos máximos y dos mínimos en escaladiaria. Aunque la amplitud de tal variación sea pequeña. Las variaciones anuales en las zonas ecuatorialesson mínimas siendo más pronunciadas en las zonas de latitudes mayores. Este último está fuertementeinfluenciado por las estaciones, en otras palabras por la órbita terrestre alrededor del sol.

Medición de la presión

La presión se mide con instrumentos denominados Barómetros y los barógrafos. Las unidades de medida dela presión referidas al datum (0 msnm):

1 Atmosfera= 1.013 Bar = 1013 milibares o 1013 Kpa (Kilo pascales) = 740 mm de Hg

Vientos y Circulación general de la atmosfera

El aire de la atmosfera experimenta unos procesos de circulación de carácter general, que determinan elclima, la estacionalidad y evolución de los fenómenos meteóricos. El viento es la variable de estado demovimiento del aire. En meteorología se estudia el viento como aire en movimiento, vertical yhorizontalmente. Los movimientos verticales del aire son los que definen o caracterizan los fenómenosatmosféricos locales como la formación de nubes de tormenta. Todos estamos habituados con las diferentesformas de circulación atmosférica. Las brisas suaves, las tormentas eléctricas, los huracanes, para citaralgunas.

El aire se mueve para equilibrar los desbalances de presión atmosférica que causan las variaciones en la

cantidad de insolación incidente, por la forma e inclinación de la tierra y el calentamiento diferencial que elloproduce. Este calentamiento diferencial es la causa principal de la circulación atmosférica. Las masas de airemás caliente y ligero, tienden a ascender y son reemplazadas por aire más frio y por tanto más denso. Sedenomina propiamente viento a las masas de aire con desplazamiento horizontal, reservándose ladenominación “corriente de convección” para los movimientos verticales. La dirección de los vientosdepende del emplazamiento de los centros isobáricos. En general se desplaza de los centros de alta presión oanticiclones hacia los centros de baja presión o depresiones y su fuerza es proporcional al gradiente depresiones.





Fuerza de Coriolis

Además de la radiación solar y su efecto térmico, en su desplazamiento el viento sufre la influencia de las

fuerzas de Coriolis (Aceleración producida por la rotación del planeta sobre su eje) y de la fricción ejercidapor la superficie rugosa del terreno. Razón por la cual en la superficie la velocidad del viento puede ser 0mientras se presentan altas velocidades en las cercanías de la tropopausa.

La rotación terrestre modifica pero no produce la circulación atmosférica, ya que la atmosfera esencialmenterota con el planeta. En un planeta sin rotación, la circulación de los vientos seria de los polos al Ecuador yviceversa (Figura No 2). El aire cálido del cinturón ecuatorial de baja presión ascendería en altitud y latitud yel aire frio de los polos, de alta presión, descendería en latitud, distribuyendo el calor terrestre. Sin embargola rotación de la tierra y la fricción de la superficie rugosa del planeta modifican estos patrones simples.

En un planeta sin rotación, debido a la diferencia en la cantidad de radiación que se recibe del sol, lacirculación del aire sería desde el ecuador hacia los polos como se cito anteriormente (Figura 2). Dichacirculación se llama Circulación de Hadley (V. T. Chow et al. 1994).

La tierra gira de Oeste a Este, con una velocidad de 1,670 Km/h para cualquier punto situado en el Ecuador,

mientras que un punto situado en los 60° de Latitud se mueve a aproximadamente la mitad de esa velocidad.Del principio de la conservación del movimiento angular se deduce que una partícula de aire en reposorelativo con respecto a la superficie sobre el Ecuador obtendría una velocidad teórica, hacia el este, de 2,505Km/h, relativa a la superficie de la tierra, si se desplazara a los 60° de latitud Norte. (Linsley et al, 1984, Pág.12)5.

5 Linsley, R. et al. 1984 Hidrología para Ingenieros. Segunda edición en español. McGraw-Hill Book Co. México.

Figura No 2 Circulación atmosférica sin rotación terrestre.Fuente:

http://www.astrologia.org/informacion/revistas/JMPuertas/Imageastrologia2.jpg

Zonas de cálido

Baja presión

Zonas fría

Alta praire esión





Por el contrario una partícula localizada en la superficie del Polo Norte al desplazarse hacia el Ecuadorobtendría una velocidad de 835 Km/h, hacia el Oeste. Estas velocidades de viento no se conocen aun en lanaturaleza debido a la fricción. La fuerza necesaria para producir tales reducciones en la velocidad y sentidodel aire terrestre se denomina “Fuerza de Coriolis” y es producto de la rotación de la tierra. Esta fuerza actúasiempre hacia la derecha en el Hemisferio Norte y Hacia la Izquierda en el Hemisferio sur. (Figura No 3)

Aunque estos son patrones generales, en la atmosfera existen una serie de formas de movimiento de lasmasas de aire y su contenido de humedad, que difieren de lo descrito. Ejemplo de sesto son los flujosturbulentos abordados desde la perspectiva del transporte de momento angular por remolinos o Eddy.

( Espirales de Elkman )

Corrientes de Chorro o Jet

Otras formas de transporte de masas de aire son los flujos o corrientes JET que son una característica notablede la circulación atmosférica general. (Figura No 4) Los Jet son el resultado de notables gradientes de

presión resultantes de los cambios bruscos de temperatura meridional y por el momento angular impartidopor rotación de la superficie terrestre. Los jet son sistemas que fluyen alrededor del globo de Oeste a Este. Segeneran por el gradiente térmico creado por el avance de los vientos polares muy fríos hacia el ecuadorencontrándose con los vientos recalentados de ecuador qué se dirigen al polo. Su característica fundamentales la concentración de isotermas y fuertes gradientes transversales.

Los JET son sistemas cuasi horizontales, sinuosos, se localizan cerca de la tropopausa, en elevaciones que vande 8 Km. en latitudes cercanas a los polos a los 16 Km. en el ecuador. Sus velocidades oscilan entre 30 m/shasta 135 m/s. Con frecuencia los Jet producen o parecen producir un corte o discontinuidad en la

Figura No 3 Influencia de las Fuerzas de Coriolis sobre la magnitud, dirección y sentido de los vientosterrestres. http://www.astrologia.org/informacion/revistas/JMPuertas/Imageastrologia3.jpg





Tropopausa y se cree que en ellas se produce un intercambio de aire frio estratosférico a través de la brecha.Según Holton, La generación de máximos es de viento en altura depende de la existencia de un gradientehorizontal marcado de temperatura. Su presencia es señal de la existencia de dos masas de aire con unafrontera clara que los separa. Los jet son muy útiles en términos de apoyo a la aviación civil.

Si se consideran las fuerzas originadas por la rotación de la tierra, es decir, las fuerzas de Coriolis, el patrónreal de circulación atmosférica tiene tres celdas o células de Hadley (Figura 4):

Celda tropical: El aire asciende en el ecuador, se mueve hacia los polos y desciende a los 30º delatitud para volver al ecuador por la superficie. Sin rotación el ángulo de ascenso latitudinal seríanormal al ecuador y de sentido Sur Norte (Hemisferio norte, HN) o Norte Sur (hemisferio Sur, HS) Alrecibir la influencia de las fuerzas de Coriolis se desvía hacia la derecha en HN y a la Izquierda en elHS. En estas latitudes pierde calor, se enfría y desciende a la superficie. Al llegar a las zonastropicales es ya un viento del noreste (HN) o sureste (HS) y se denominan vientos Alisios.

Celda polar: El aire asciende en la latitud de 60º, se mueve hacia los polos, donde desciende y vuelvepor superficie a los 60º. Los vectores de viento tienen la dirección noreste (descendente) o suroeste(ascendente)

Celda central: Ocurre entre 30 y 60 grados norte y sur. Se mueve por fricción de las masas de aire delas dos celdas adyacentes. En esta zona el aire es más caliente que en la celda tropical y mas frio queel subtropical, por ello el aire tiende a desplazarse hacia los polos para llenar el vacío que deja el airefrio ascendente sobre los 60 Grados Norte. Con la influencia de las fuerza de Coriolis se desvía ytoma una componente oeste en ambos hemisferios. Se denominan vientos del oeste cuyo predominioesta en las zonas templadas del planeta (Cinturón norte y sur de los Oeste)

Sistemas Migratorios: Frentes, Ciclones y Anticiclones

Figura No. 4 Corte de la Tierra, ilustrando la circulación general atmosférica Localización aproximada dediferentes fenómenos ocurrentes durante la circulación general de la atmosfera.

http://www.astrologia.org/informacion/revistas/JMPuertas/Imageastrologia5.jpg





Una masa de aire es un gran cuerpo de aire que puede ser uniforme horizontalmente en cuanto a propiedades(temperatura y humedad). Las características de las masas de aire reflejan las de la superficie sobre la cual semueven, si se mueven sobre el océano absorberán humedad, mientras que si se mueven sobre una superficieseca, la perderán. La hipótesis básica que se aplica cuando estudiamos la interacción entre masas de aire, esque no intercambian entre ellas ni calor ni humedad, no hay deferencial de Temperatura (ΔT) ni de masas(Δm), pero sí de presión (ΔP) y volumen (ΔV). Siguiendo esta hipótesis, cuando se encuentran una masa deaire frío y una masa de aire caliente, no se mezclan entre sí, provocando lo que se denomina un frente. Elfrente es la superficie de discontinuidad entre ambas masas de aire.

Un frente frío se produce cuando la masa de aire frío avanza sobre la de aire caliente. En el frente frío, el airefrío “empuja” al caliente, produciendo una discontinuidad casi vertical y provocando de esta manera una

rápida ascensión de la masa de aire caliente y, en consecuencia, precipitaciones de gran intensidad.

Un frente cálido se produce cuando la masa de aire caliente avanza sobre la de aire frío. En este caso, lamasa de aire caliente tiende a pasar por encima de la de aire frío, produciendo una discontinuidad con unapendiente ascendente suave y provocando precipitaciones débiles y con un gran desarrollo en superficie.

Un frente ocluido se da cuando emergen frentes fríos y cálidos. Y el frente frio se sobrepone al cálido. Unfrente estacionario se produce cuando las masas de aire no se mueven.





Un ciclón es una región de baja presión hacia la cual el aire fluye en sentido anti horario en el hemisferionorte y viceversa. Un anticiclón es una región de alta presión a partir de la cual el aire fluye en sentidohorario en el hemisferio norte y viceversa. Cuando las masas de aire se elevan durante su movimiento en laatmósfera, la humedad que contienen se puede condensar y producir precipitación.

La distribución latitudinal de los sistemas de baja y alta presión se debe a la circulación general de laatmosfera y se localizan en cada hemisferio terrestre de la siguiente forma:

1. Sobre cada polo un anticiclón.2. Una zona de depresiones en torno a los 60° N y S a la que se dirigen los vientos polares del NE o SE3. Una zona de anticiclones en torno a los 30° N y S, de la que parten los vientos del Oeste en ambos

hemisferios.4. Una zona de generadora de altas presiones en el cinturón ecuatorial, con vientos en calma pero con

fuertes corrientes ascendentes. Estas corrientes ascendentes son la característica fundamental de laZona de convergencia intertropical. Para América central este sistema es de importancia por elcontrol que ejerce sobre los procesos de generación de lluvia.

Influencia de los continentes

En la tierra se produciría un equilibrio térmico si esta tuviera una superficie homogénea, pero en realidad haytierra y agua Por otra parte la distribución no uniforme de las superficies del océano y tierra firme crea másvariaciones espaciales en la circulación atmosférica por sus diferentes capacidades de retención de calor ytransmisión del calor. El elevado calor latente del agua le permite acumular energía y su baja capacidad decederla o su capacidad para lentamente transferirla al aire sobre yacente, crea gradientes de ciclo diario eincluso de horas. Este gradiente genera las brisas costeras del día y la noche en sentido opuesto en cadamomento. En las montañas el efecto es notable cuando los valles planos se calientan más rápidamente y

generan corrientes ascendentes sobre las laderas que se enfrían al ganar altura.

En el hemisferio norte predominan las grandes masas continentales y en el sur las masas oceánicas. Estadistribución crea desigualdades y variaciones térmicas. Además la tierra y el agua se encuentras mescladossin uniformidad por lo que la distribución de los sistemas generadores de vientos, ciclones, anticiclones yfrentes no es homogénea en cada hemisferio.

Por ejemplo en verano, la zona de anticiclones de los 30° tiende a interrumpirse sobre los continentes por elcalentamiento intenso dada la alta absorción térmica de las superficies terrestres. Esto crea las denominadas





Depresiones Térmicas (Aire caliente asciende) suramericana, surafricana, y australiana en el verano austral oCentroasiática y norteamericana del verano boreal. En invierno las zonas anticiclónicas se refuerzan sobrelos continentes al enfriarse el aire sobre ellos más que sobre los océanos. El anticiclón es más denso en loscontinentes del hemisferio norte por su mayor extensión comparada al sistema y continentes del hemisferiosur. Los más conocidos son los anticiclones Siberiano y Norte americano.

Brisas térmicas

Se denomina así a los vientos que se generan por gradientes locales de temperatura. Son típicos de zonascosteras y cercanías de las altas montañas. Su intensidad depende de factores sinópticos y climáticos. Sedeben al calentamiento diferencial de los mares y tierra firme cercanos. Y tienen una variabilidad diaria. Susvelocidades rara vez sobrepasan los 25 nudos y lo típico es alrededor de 15 nudos. Durante el día loscontinentes se calientan más rápido que la masa oceánica costera generando una brisa de la tierra al mar.Durante la noche el mar se enfría más lentamente que la tierra, invirtiendo el sentido del viento. Para laformación de brisas se requiere de:

1. Un gradiente térmico de 4 a 5° e incluso menores.2. Cielos despejados y nubosidad débil.3. La inestabilidad atmosférica vertical local. A mayor inestabilidad más facilidad para formar brisas.4. Ausencia de vientos sinópticos generales. Los sistemas generales predominan, cuando se presentan,

anulando a los sistemas locales.5. Costa de orografía homogénea y de baja elevación.6. Terrenos de alta capacidad de absorción calórica.

Medición del Viento

En la medición del viento se determinan dos variables: La dirección y La velocidad. Para hacer estasmediciones se utilizan instrumentos especiales denominados Anemómetros y anemógrafos para medir suvelocidad. La escala usual de comparación es la escala Beaufort que comprende 12 grados de intensidad

creciente referida al viento a partir del estado de la mar. Es una descripción inexacta pues depende delestado de la mar. Las Veletas determinan la dirección del viento. La referencia de dirección es la rosa de losvientos, es un grafico circular dividido en 360° sobre la cual la veleta marca el rumbo. La unidad del sistemainternacional de medidas para la velocidad del viento es metros por segundo (m/s) sin embargo aun se usa laescala inglesa de Nudos navales o Nauticos (1.8 k/m equivalentes a 0.5 m/s)

2. Humedad Atmosférica

La segunda propiedad de las masas de aire es el contenido de humedad. Desempeña un rol significativo en eltiempo y el clima. Generalmente se trata de manera independiente de los demás componentes del aire. Encualquiera de sus formas la humedad atmosférica es un factor de humedad, nubosidad, precipitación yvisibilidad.

El vapor de agua y las nubes afectan transmisión de la radiación hacia y desde la superficie terrestre. A lolargo del proceso de evaporación, el vapor de agua también transporta calor latente al aíre, lo cual le da unafunción en el intercambio de calor (así como de intercambio de humedad) entre la tierra y la atmosfera . Elagua atmosférica se adquiere por evaporación y se pierde por precipitación.

El balance atmosférico de humedad es la suma algebraica del total almacenado en un periodo previo mas laganancia por evaporación, la ganancia o perdida por transporte horizontal y la perdida por precipitaciónaplicado a un volumen de control.





El agua en la atmósfera existe, en general, como un gas o vapor y esporádica y localmente puede encontrarseen estado líquido en las gotas de lluvia o como sólido en la nieve, granizo y los cristales de hielo en las nubes.La cantidad de agua en la atmósfera es menor a 1/100,000 de toda el agua de la Tierra, pero condiciona elciclo hidrológico de forma determinante. Algunas propiedades del agua influyen en los contenidospotenciales de vapor de agua en la atmosfera.

Relaciones Presión – Temperatura-Humedad Atmosférica

La evaporación remueve calor del líquido y lo acumula en el vapor. La condensación cede calor delvapor y lo transfiera al aire atmosférico.

Se llama calor latente de evaporación a la cantidad de calor necesario para que una cantidad unitaria desustancia liquida (agua) pase al estado de vapor sin cambiar su temperatura. El proceso inverso libera esecalor. El calor latente de evaporación del agua (Hv, en calorías por gramo) varía con la temperatura delagua y puede determinarse con precisión para temperaturas hasta de 40°C por la ecuación:

T es la temperatura en grados Celsius.Hv en calorías /gm.

El calor latente de fusión es la cantidad de calor requerida para pasar un gramo de hielo a agua líquida a lamisma temperatura. Cuando el agua líquida se congela a 0°C cede 79.7 cal/gm. Para pasar un gramo de hieloa vapor se requieren 677 cal/gm y es la suma del calor latente de fusión más el calor latente de vaporización.Al proceso se le llama sublimación.

Presión de vapor

De la ley del gas ideal, sabemos que:

Donde p es la presiónV es el volumen ocupado por el gasn es el numero de moles de la sustancia involucrados. Es igual a la relación entre lamasa (m) en gramos y la masa molecular (M) del gas o la mezcla de gasesT es la temperatura en grados KelvinR es la constante del gas para el vapor de agua, sus unidades en J/Kg*K

Y tomando como válida la ley de Dalton, si la presión que ejerce el aire húmedo es ( pa), entonces la presiónparcial debida al aire seco es ( pa –e) que podemos establecerla mediante:

Donde ρd es la densidad del aire secoRd es la constante del gas para el aire seco, 2.87*10-3 J/Kg*K e es la presión de vapor del vapor de agua

Y la presión parcial del vapor (e), del vapor de agua es:

Donde ρv es la densidad del vapor de aguaRv es la constante del gas para vapor de agua, 4.63 * 10-3 J/Kg*K con la presión en mb.





T es la temperatura en grados Kelvin

El peso específico del aire seco es:

Donde: ρd es la densidad del aire seco (gr/cm3)e d es la presión de vapor del aire seco (milibares)T es la temperatura en grados Kelvin

Es fácilmente demostrable que el peso específico del vapor de agua es 0.622 veces el peso del aire seco a lamisma temperatura y presión, con solo establece el cociente entre sus constantes de gas.

La densidad del vapor de agua por tanto es:

Donde ρv es la densidad del vapor de agua (gr/cm3)

e es la presión de vapor del vapor de agua (milibares)Rg es la constante del gas igual a 2.87*10-3 J/Kg*K cuando la presión de vapor esta en mbT es la temperatura en grados Kelvin

Usando las relaciones anteriores se puede llegar a la determinación numérica de la presión atmosférica (Patm.) en un punto mediante la aplicación de la ley de Dalton:

*

+

La densidad del aire húmedo es igual a la suma algebraica las masas de vapor de agua y la masa de aire seco

por unidad de volumen. Si la presión del aire seco es (p-e), Sumando las ecuaciones para ρv y ρd , ysustituyendo la presión del aire (P a - e) por Pd resulta:

Con lo cual se demuestra que la densidad del aire húmedo es menor que la densidad del aire seco, lo cualpermite en la naturaleza el ascenso de las masas de aire húmedo a los estratos más elevados de la troposferay la creación de gradientes verticales de temperatura y presión. La presión del aire húmedo puede entoncesreescribirse en función de la constante del gas para el aire húmedo como:

La relación entre las constantes de gas para aire húmedo y seco:

()()

Donde q (h) es la humedad especifica en gr/Kg.





El contenido de total humedad se define como humedad específica o absoluta ( qH ) a la relación entre lasdensidades del vapor de agua y del aire húmedo:

La máxima presión de vapor que es termodinámicamente estable se le denomina Presión de saturación devapor (esat ) Esta es solo dependiente de la temperatura del aire. La Presión de saturación de vapor, para unatemperatura dada, puede estimarse mediante:

Donde e es la base de los logaritmos neperianosT del aire en grados Celsius (°C) esat(T) está en Pascales(N/m2)

Diferenciando podemos encontrar el gradiente de la curva de presión de vapor de saturación:

Donde ∆ es el gradiente de la curva de presión de vapor de saturación en Pa/°C

Después de alcanzar la presión de saturación de vapor cualquier adición de vapor se traduce en condensaciónde los excesos y del mismo modo cualquier descenso de la temperatura produce condensación. Para calcularla presión de vapor real del aire, basta con sustituir la temperatura del aire húmedo por la temperatura delbulbo húmedo del Psicrómetro. Otra ecuación que da valores aproximados, es la fórmula de Goff-Gratch,utilizada en los Estados Unidos con mucha frecuencia para estimar la presión de saturación de vapor sobre

los cuerpos de agua, con una desviación menor al uno por ciento en el rango de temperaturas de -50°C a 55°C

| |

Con esat(T) en milibares y T en grados Celsius.

El Punto de rocío, T d (e), es la temperatura a la cual, una parcela de aire con una dada presión de vapor, tieneque ser enfriada para alcanzar la saturación. La formación de rocío ocurre cuando la presión de saturación sealcanza. Por tanto, este puede ser calculado resolviendo la ecuación de Presión de saturación de vapor parauna condición insaturada por:

Donde T d (e) está en grados Celsius y e en milibares

Cuando en condiciones adecuadas para condensar y formar rocío este no ocurre, se dice que la atmosfera queen condiciones super saturadas.

Una cantidad que interesa conocer por su utilidad práctica es la humedad relativa (H r ). Esta se definecomo el porcentaje de presión de saturación de vapor que representa la presión de vapor real. Es elporcentaje de la humedad absoluta que puede contener una parcela de aire a una temperatura.





Agua precipitable

La cantidad de humedad contenida en una columna atmosférica se conoce como agua precipitable. Si seconsidera un elemento unitario de altura dz en una columna de área transversal horizontal A, la masa de airecontenida en el elemento es: Y la masa de agua (mw) contenida en el aire del elemento es:

.

Integrando tenemos la masa total de agua precipitable en la columna entre las elevaciones z1 y z2 es:

∫

Esta integral puede calcularse usando intervalos de altura Δz, cada uno de ellos con una masa incremental deagua precipitable de: A dz

Donde: qv y ρa son los valores medios de la humedad específica y la densidad del aire en el intervalo. A es el área de la sección del volumen de control

Los incrementos de masa se suman a lo largo de la columna para dar la cantidad total de agua precipitable.

Vapor de agua en una columna atmosférica estática

Las dos leyes que rigen las propiedades del vapor de agua en una columna atmosférica estática son la ley del gas ideal yadescrita y la ley de la presión hidrostática





Donde dp/dz representa la tasa de cambio de la presión con la elevacióng es la fuerza de la gravedad terrestreρa es la densidad del aire

El signo negativo en la parte derecha implica descenso de la presión con cada incremento de la elevación. Lavariación de la temperatura con la altitud puede escribirse como:

Donde - α representa la tasa de decrecimiento de la temperatura.

Teniendo en cuenta ambas leyes físicas, se percibe que la presión varia en forma no lineal con la elevaciónsino de forma exponencial disminuyendo a cada incremento de altitud. Sustituyendo términos podemos verque:

O bien que:

Sustituyendo dz= - dT/ α queda:

Integrando entre las altitudes 1 y 2 en la atmosfera se obtiene:

Operando resulta:

La variación de la temperatura podrá estimarse reacomodando la ecuación en función de la misma comosigue:

3. Precipitación

Uno de los componentes primarios del ciclo hidrológico es la precipitación y puede considerarse como factoresencial ya que aporta la materia prima de interés para el hidrólogo. Cuando el agua en estado liquido osolido alcanza la superficie se dice que ha precipitado.

El vapor de agua contenido en las masas de aire atmosférico, a consecuencia de los cambios de temperatura,presión y del movimiento de estas masas, ayudado en ocasiones por minúsculos núcleos de condensación(polvo, aerosoles, etc.) se reúne en gotas de agua o en cristales de hielo, cae venciendo las fuerzas deresistencia que se le oponen, hasta llegar a la superficie terrestre. A veces se trata de una simplecondensación de vapor de agua que rodea a un cuerpo mas frio llamándose a esta precipitación Rocío cuandola temperatura es superior a 0°C y Escarcha si ocurre a una temperatura menor. Las gotas de agua de lluvia





son miles de veces más grandes que los corpúsculos de agua que componen una nube, estando su diámetrocomprendido entre 0.5 y 2.5 mm. Si la gota es de diámetro menor a 0.5 mm la precipitación se denomina llovizna. Una precipitación solida de cuerpos amorfos se llama Granizo y en forma cristalizada Nieve. Laprecipitación requiere la elevación de una masa aire húmedo en la atmósfera, de tal manera que se enfríe yparte de su humedad se condense. Los mecanismos de elevación pueden ser:

De Elevación frontal o Ciclónica: el aire caliente se eleva sobre el aire frío. De Elevación orográfica o precipitación de relieve: la masa de aire se eleva para pasar sobre una

cadena montañosa. De Elevación convectiva: el aire se arrastra hacia arriba por acción convectiva. Las celdas

convectivas se originan por calor superficial, el cual causa una inestabilidad vertical de airehúmedo, y se sostienen por el calor latente de vaporización liberado a medida que el vapor deagua sube y se condensa.

Cuando el aire se eleva y se enfría, el agua se condensa pasando al estado líquido. Si la temperatura seencuentra por debajo del punto de congelamiento, se forman cristales de hielo en vez de agua. El proceso decondensación requiere una particula semilla llamada núcleo de condensación, alrededor del cual lasmoléculas se pueden adherir o juntar. Partículas de polvo flotando en el aire pueden actuar como núcleos decondensación. Partículas que contienen iones son efectivos núcleos de condensación porque atraen a lasmoléculas de agua. Los iones de la atmósfera incluyen las partículas de sal, provenientes de la evaporacióndel agua de mar y compuestos de sulfuro y de nitrógeno provenientes de la combustión. Los diámetros deestas partículas suelen estar entre 0.001 y 10 μm y son conocidas como aerosoles. Dado que un átomo tieneun tamaño de 10-4 μm, los aerosoles más pequeños pueden estar compuestos de unas pocas decenas deátomos.

Las pequeñas gotitas formadas de esta manera crecen por condensación e impactan con otras vecinastransportadas por el movimiento del aire, creciendo por la suma de masas entre gotas (Este fenómeno sellama Coalescencia) hasta que se hacen lo suficientemente grandes como para que la fuerza de la gravedadsea mayor que la de fricción y comienzan a caer. Sin embargo, cuando la gota cae también puede disminuir sutamaño por evaporación, tanto hasta llegar a convertirse de nuevo en un aerosol y ser transportadanuevamente hacia arriba de la nube por acción de la turbulencia. Una corriente ascendente de sólo 0,5 cm/s





es suficiente para transportar una gota de 10 μm. Cristales de hielo del mismo peso, debido a su forma y a sumayor tamaño, pueden ser transportados por corrientes con velocidades aún menores.

El ciclo de condensación, caída, evaporación y elevación puede ocurrir un promedio de 10 veces antes de quela gota alcanza el tamaño crítico de aproximadamente 0,1 mm, que es el tamaño suficiente para que caiga através de la base de la nube. Hasta un tamaño de 1 mm de diámetro, las gotas se mantienen de forma esférica,pero con tamaños mayores, empiezan a deformarse hasta que se dividen en gotas más pequeñas. Las gotasque caen por la base de la nube tienen de 0,1 a 3 mm de diámetro.

Las gotas de agua pueden existir en las nubes a temperaturas menores a -35°C. A esta temperatura las gotassuperenfriadas pueden congelarse incluso sin núcleos de condensación.

La presión de vapor de saturación es menor sobre el hielo que sobre el agua, de manera que si las partículasde hielo se mezclan con gotas de agua, las partículas de hielo crecerán por evaporación de las gotas de agua ycondensación sobre los cristales de hielo. Por colisión y coalescencia, los cristales de hielo se agrupan y caencomo copos de nieve. Sin embargo, los cristales de hielo pueden hacerse tan grandes que pueden llegar a lasuperficie como granizo.

La siembra de nubes es el proceso mediante el cual se nuclean artificialmente las nubes para inducir laprecipitación. Generalmente se usa yoduro de plata.

Velocidad terminal de la gota:

Una gota en reposo que comience su caída libre, se acelerará hasta que las fuerzas que actúan sobre ella seequilibren y alcance una velocidad constante llamada velocidad terminal, (Vt). La determinación de lavelocidad terminal está directamente relacionada con la energía del impacto de la gota, por tanto, tieneimportancia cuando se estudian los procesos relacionados a la erosión de la superficie, compactación ysellado de los suelos por encostramiento, infiltración, influencia de la cobertura vegetal y la protección desuelos, etc.

Las fuerzas que actúan en una gota de lluvia que cae son:

Fuerza gravitatoria:

Fuerza de empuje:

Fuerza de fricción:

Donde ρw es la densidad del agua, ρa es la densidad del aire,D el diámetro de la gota,Cd un coeficiente de arrastre adimensional, A= π D2 /4 el área de la sección transversal de la gota yπ D3 /6 es el volumen de la gota de diámetro D

V es la velocidad de caída.





En la condición de equilibrio:

Despejando Vt resulta:

[ ]

La gota es esférica hasta diámetros de 1 mm. Por encima de este tamaño, se aplanan en su parte más bajatomando una forma oblonga o de pera. Las gotas de lluvia pueden ser de hasta 6 mm de diámetro, pero gotasmayores a 3 mm no son comunes. Para gotas menores a 0,1 mm de diámetro, la fuerza de arrastre está dadapor la Ley de Stokes, según la cual el coeficiente de arrastre es:

Donde Re es el número de Reynolds calculado como

Donde μa es la viscosidad del aire

Para gotas mayores, el coeficiente de arrastre, determinado experimentalmente por Mason (1957) 6 citadopor Nania L. 2003, es:

Medición de la precipitación

La lluvia se mide por la altura o profundidad de la lámina de agua que se formaría sobre una superficie plana,horizontal y antes de sufrir pérdidas. Las unidades de medida son milímetros, o pulgadas de lluvia caída.

6 Nania, L. 2003 La cuenca y los procesos hidrológicos. Universidad de Granada. España

Coeficiente de arrastre para esferas de diámetro D, a una presión de 101.3 KPa yTemperatura del aire de 20°C. Según Mason 1957

D (mm) 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0

Cd 4.2 1.66 1.07 0.815 0.671 0.517 0.503 0.559 0.660





Los equipos para tal determinación son:

PluviómetrosPluviógrafos

Los pluviómetros miden la cantidad de agua que ha precipitado sobre un lugar determinado en un periodofijo que habitualmente es un día. Consisten en esencia en un colector y una unidad de almacenamiento.

Pluviómetro ordinario: El más común es el tipo Helmman. Se componen de un colector, un depositode almacenamiento, una probeta graduada para medir y una carcasa. Y se monta sobre un pedestalde altura fija habitualmente entre 1.2 a 2.0 metros sobre la superficie. La boca del colector mide 200cm2.

Pluviómetro totalizador: Es un instrumento útil para medir lluvia en lugares de difícil acceso. En estolas lecturas sucesivas se hacen con intervalos amplios de tiempo. La diferencia fundamental con elpluviómetro ordinario es su capacidad de almacenar agua en el depósito. Para evitar las pérdidaspor evaporación se le agrega un sellante de superficie del líquido que habitualmente es un aceitemineral o Vaselina.

Los Pluviógrafos son sistemas automatizados para registrar la lluvia en una cinta de lectura. Tiene la ventajade aportar lecturas continuas y hace fácil la determinación del parámetro más importante de la lluvia: Suintensidad.

Hay tres tupos fundamentales que funcionan con tres principios diferentes:

SifonaciónCangilonesPesajes sucesivos

El mecanismo de registro de registro en general es una plumilla conectada al sistema de medición que graficaen una banda pre graduada las cantidades que fluyen por el sistema medidor.

Variabilidad temporal

La precipitación tiene una gran variabilidad en el espacio y en el tiempo debido al patrón general decirculación atmosférica y a factores locales.

La precipitación media global es de 800 mm/año, pero pueden encontrarse medias locales desde 0,5mm/año, como en el desierto de Arica, Chile, y hasta 11,680 mm/año en el Mt. Waialeale, Hawai. Acontinuación se presentan los registros máximos de precipitación en el mundo hasta 2003 en función de laduración:





Del cuadro anterior puede verse que a medida que el intervalo analizado aumenta, la intensidad mediadisminuye. La variabilidad de las precipitaciones es lo que conduce a la hipótesis de la escasez de agua para

algunos territorios. Creando dificultades de acceso al recurso en unos territorios mientras otros tienenexcesos tanto en la dimensión temporal como espacial.

En Nicaragua tenemos zonas de más de 6,000 mm/Año en el Caribe Sur y zonas de menos de 300 mm/año enel centro del país. Y en las mismas litorales existen diferencia en el sur sobre San Juan de Nicaragua,precipitan más de 6000 mm por año mientras en Macuelizo, Teustepe o Santa Rosa del Peñón es menos de600 mm/año. Y en Ococona y Santa María es <300 mm/año7

Análisis y representación de datos de precipitación en un territorio

7 La imagen fue tomada del texto redactado por el cuerpo de Ingenieros de los USA durante sus operaciones de apoyo a las tareas de

reconstrucción post Mitch. El año 2000

Profundidad I. Horaria (mm/h)

1 min. 17 mm 1,020 California5 min. 76 mm 912 Panama

15 min. 203 mm 812 Jamaica

40 min. 305 mm 457 Montana

3 horas 508 mm 169 Texas

1 dia 1,270 mm 53 Baguio

2 dias 2,032 mm 42 India

4 dias 3,800 mm 40 india

30 dias 9,900 mm 14 india

1 año 23,000 mm 2.7 india

Duracion (D) Intensidad (I)

Localizacion

Lluvias maximas registradas en el mundo . Según Nania, L. 2003





Los datos de precipitación obtenidos en las estaciones meteorológicas se registran en tablas diseñadas parahacerles fácilmente analizados. Se deben procesar los datos para obtener los elementos de determinación deparámetros estadísticos que describen hidrológicamente el territorio. Las mediciones llevan a la construcciónde series cronológicas o temporales, de cuyo análisis se obtienen los patrones generales, las tendencias y lasespecificaciones de diseño útiles para la eficaz planeación del territorio y las obras civiles.

Es importante determinar los valores medios, la variabilidad y asimetría en las series de tiempo. Ademásestas permiten inferir en el futuro mediante el análisis de probabilidades de que un evento extremo se repita.En general los estadísticos más comúnmente utilizados son:

Modulo anual medio de precipitaciones: Es la media aritmética ( μ) de las precipitaciones caídas en elperiodo de estudio.

Donde Pma Es la pluviosidad media anualPr Precipitaciones registradas en el periodo

N Es el número de días del periodo, Año, mes o periodo decanal

Modulo Mensual medio de lluvia: Igual que el anterior para un periodo mensual. En Nicaragua, el institutode estudios territoriales recomiendas definir el modulo decanal o para diez días en cada mes dividiendo elmes en tres módulos.

Modulo Diario de Lluvia. Poco utilizado en la actualidad. Sin embargo en algunos análisis es de interes

Modulo de lluvia horaria: Se refiere a las cantidades de lluvia que precipitan en una hora o sus fracciones.Habitualmente este modulo es usado en la determinación practica de especificaciones de diseño de obrashidráulicas.

Para cada modulo se debe determinar además los estadísticos que determinan la variabilidad de los datos y la

simetría de las series analizadas. La varianza (σ2) de las series, la desviación típica (σ), el coeficiente devariación (Cv) y el sesgo (Se) son muy útiles en el análisis.

La Varianza de la serie será definida como el segundo momento alrededor de la media.

∑

La Desviación estándar es:

√

El coeficiente de variación permite comparar variabilidades relativas.

El sesgo:

Permite determinar las principales desviaciones de la muestra con respecto a los valores de tendenciacentral. Es el tercer momento con respecto a la media.





Un mejor estimado del tercer momento es computado por:

El coeficiente de sesgo (Cs) se obtiene por la relación entre tercer momento de la muestra y el cubo de ladesviacion estándar.

Cuadro resumen de precipitaciones diarias por mes para una estación una serie de 33 años. 8

8 Las líneas con relleno en los cuadros representan datos faltantes en las series temporales de lluvia. En amarillo se rellenó los datos

obtenidos mediante análisis de regresión para completar las series mensuales





En. feb. Marz. Abril Mayo junio Julio Ago. Sept. Oct. Nov. Dic.

1 1969 0.7 0.3 1.1 5.1 256.2 260.7 79.4 230.6 208.2 237.9 26.8 0.3 1307.3

2 1970 3.4 0.9 4.3 25.8 270.9 130.7 290.9 172.9 374.4 68.7 57.0 12.1 1412.0

3 1971 3.4 0.3 0.0 3.4 111.0 137.7 80.2 195.1 216.9 311.7 23.7 3.2 1086.6

4 1972 4.2 2.1 0.0 0.0 190.5 114.5 43.7 53.1 47.0 102.1 29.6 6.8 593.6

5 1973 0.0 10.8 0.0 1.2 203.1 169.3 153.5 143.1 246.6 378.8 36.4 2.2 1345.0

6 1974 10.1 0.0 0.0 0.0 126.9 198.1 80.6 108.0 401.8 114.2 7.1 8.8 1055.6

7 1975 17.6 0.4 0.0 0.0 67.9 31.1 58.2 95.0 333.1 184.7 112.2 0.0 900.2

8 1976 2.0 0.7 2.3 58.5 153.6 328.2 45.1 56.5 34.8 194.0 36.0 2.6 914.3

9 1977 0.0 1.4 0.0 8.2 282.5 168.4 45.7 48.3 80.7 47.3 36.7 3.7 722.9

10 1978 4.4 4.8 10.4 7.8 327.7 101.4 141.9 103.3 215.8 66.6 29.4 0.0 1013.5

11 1979 0.6 0.0 5.0 147.2 61.1 156.6 167.5 181.8 209.8 277.4 11.8 20.1 1238.9

12 1980 0.0 0.5 1.7 0.0 219.0 197.4 147.1 111.1 210.0 326.9 66.0 5.3 1285.0

13 1981 0.0 0.0 36.9 38.6 123.8 311.7 64.5 220.8 115.4 192.4 34.8 20.4 1159.3

14 1982 11.1 4.6 0.0 51.7 581.8 248.2 32.5 17.0 214.2 53.6 40.8 0.0 1255.5

15 1983 0.0 0.0 11.0 26.5 97.6 270.9 76.9 105.9 165.9 127.0 60.8 35.2 977.7

16 1984 0.0 0.0 25.8 36.3 32.8 162.8 150.4 221.9 165.3 97.2 12.2 1.6 906.3

17 1985 5.2 2.3 5.5 48.1 174.4 91.3 70.7 119.4 120.6 381.3 106.5 4.9 1130.2

18 1986 0.0 1.0 0.0 0.0 425.7 87.8 74.0 63.5 148.2 66.6 31.8 0.0 898.6

19 1987 9.5 0.0 7.0 0.0 120.0 110.7 61.0 80.4 115.6 97.8 0.0 16.0 618.0

20 1988 0.0 0.0 18.0 95.5 117.0 191.0 85.5 305.0 362.5 177.5 0.0 0.0 1352.0

21 1989 0.0 0.0 0.0 0.0 81.1 124.5 105.0 93.0 198.5 62.0 107.5 0.0 771.6

22 1990 0.0 0.0 0.0 0.0 159.5 67.0 37.0 48.0 69.1 58.4 12.8 2.0 453.7

23 1991 0.0 0.0 0.0 0.0 104.0 137.0 50.0 46.5 0.0 113.0 7.0 0.0 457.5

24 1992 0.0 0.0 0.0 3.0 200.5 208.5 161.7 99.0 138.0 111.5 11.0 8.5 941.7

25 1993 26.5 0.0 0.0 35.0 279.7 291.1 73.3 180.6 348.5 21.2 13.0 0.0 1268.9

26 1994 0.0 12.5 6.5 64.0 58.5 100.4 14.6 101.5 197.9 211.1 0.0 0.0 767.0

27 1995 0.0 0.0 39.6 128.5 79.0 322.3 119.5 411.5 222.3 149.2 0.0 0.0 1471.9

28 1996 0.0 0.0 6.0 10.5 277.7 114.4 240.9 194.6 232.1 272.2 156.0 0.0 1504.4

29 1997 0.0 0.0 0.0 19.4 17.5 281.6 40.3 112.0 182.2 147.7 12.0 0.0 812.7

30 1998 0.0 0.0 0.0 0.0 89.7 209.5 133.2 148.5 139.0 749.5 63.0 0.0 1532.4

31 1999 16.0 10.0 9.0 53.5 114.5 273.3 169.0 270.0 347.2 103.6 0.0 0.0 1366.1

32 2000 0.0 0.0 0.0 0.0 49.1 101.0 87.5 145.6 260.3 43.6 0.0 0.0 687.1

33 2001 0.0 0.0 22.0 0.0 260.3 65.0 29.0 86.5 167.9 93.5 25.5 0.0 749.7

26.5 12.5 39.6 147.2 581.8 328.2 290.9 411.5 401.8 749.5 156.0 35.2 1532.4

114.7 52.6 212.1 867.8 5714.6 5764.1 3210.3 4570.0 6489.8 5640.2 1167.4 153.7 33957.2

3.5 1.6 6.4 26.3 173.2 174.7 97.3 138.5 196.7 170.9 35.4 4.7 1029.0

LLUVIAS MENSUALES MEDIAS

Estación Santa Cruz Municipio : Estelí

Norte 13º 01´06" - Oeste 86º18´54" Elevación 1010 msnm Tipo PV Codigo INETER 69-063

m.Año

Meses del Año∑

Valor Ext.

∑

XMM

Representación grafica de las precipitaciones

La lluvia se representa por medio de mapas de isolíneas. Una isolíneas relativa a precipitación se denominaIsohieta, es una curva que une los puntos con igual volumen de precipitación. Se construyen interpolandoinformación de lluvia que se registra en sitios equipados con pluviómetros o con pluviógrafos. Un registro de





precipitaciones organizados, se compone de un conjunto de volúmenes de lluvia que se registra paraincrementos de tiempo sucesivos, dicho registro de denomina hietograma.

Sumando los incrementos de lluvia a través del tiempo, se obtiene un hietograma de lluvia acumulada o curvade masa de lluvia. Los registros de los pluviógrafos también pueden representarse por medio de tablas. Enlas Tablas que siguen podemos ver un contenido típico, donde también se ha preparado la separación demáximos mensuales (el máximo volumen) de lluvia en distintos años. Los Datos con fondo de color sonestimados por regresión.

Precipitación areal media

La definición de la lluvia media en una cuenca, parte de las mediciones puntuales desarrolladas con la redpluviométrica. Después de hacer el tratamiento adecuado de los datos se procede a reflejar en un mapa lasprecipitaciones de acuerdo a la localización puntual de cada estación. Existen varios métodos para ello.

a) Método de la media aritmética

Se trata de promediar cantidades de precipitación en un número dado de pluviómetros situados dentro de lacuenca. Es un método satisfactorio si los pluviómetros están uniformemente distribuidos sobre el área de lacuenca y no hay excesiva variación sobre la media de la cuenca. Además, si se observa que algún pluviómetro

es más representativo que otro, puede asignársele mayor peso relativo.

∑

Donde Pm es la precipitación media en la cuencaPi es la precipitación media de la i-esima estaciónn es el número de estaciones

2 3 7 . 9 0

6 8 . 7 0

3 1 1 . 7 0

1 0 2 . 1 0

3 7 8 . 8 0

1 1 4 . 2 0

1 8 4 . 7 0

1 9 4 . 0 0

4 7 . 3

0

6 6 . 6 0

2 7 7 . 4 0

3 2 6 . 9 0

1 9 2 . 4 0

5 3 . 6

0 1

2 7 . 0 0

9 7 . 2 0

3 8 1 . 3 0

6 6 . 6 0

9 7 . 8 2

1 7 7 . 5 0

6 2 .

0 0

5 8 . 4 3

1 1 3 . 0 0

1 1 1 . 5 0

2 1 . 2 0

2 1 1 . 1 0

1 4 9 . 2 0

2 7 2 . 2 0

1 4 7 . 7 0

7 4 9 . 5 0

1 0 3 . 6 0

4 3 . 6 0

9

3 . 5 0

0.00

100.00

200.00

300.00

400.00

500.00

600.00

700.00

800.00

1 9 6 9

1 9 7 0

1 9 7 1

1 9 7 2

1 9 7 3

1 9 7 4

1 9 7 5

1 9 7 6

1 9 7 7

1 9 7 8

1 9 7 9

1 9 8 0

1 9 8 1

1 9 8 2

1 9 8 3

1 9 8 4

1 9 8 5

1 9 8 6

1 9 8 7

1 9 8 8

1 9 8 9

1 9 9 0

1 9 9 1

1 9 9 2

1 9 9 3

1 9 9 4

1 9 9 5

1 9 9 6

1 9 9 7

1 9 9 8

1 9 9 9

2 0 0 0

2 0 0 1

T í t u l o L L u v i a M e n s u a l ( m m )

Años de Registro

Lluvia Mensual de Octubre

Lluvia Mensual de Octubre

Ejemplo de hietograma de lluvia.





Una dificultad se presenta cuando no existen pluviómetros dentro de la cuenca de estudio. Caso muyfrecuente en los estudios hidrológicos de Microcuencas y territorios de áreas limitadas

b) Método de los polígonos de Thyssen

La filosofía fundamental de este método es la de considerar que la lluvia en cualquier punto de la cuenca esigual a la del pluviómetro más cercano. Si existen J pluviómetros, Aj es el área de la cuenca asignada a cadapluviómetro y Pj la lluvia registrada en el pluviómetro j-ésimo, la precipitación media de la cuenca es:

Donde A es el área de la cuenca en kilómetros cuadradosAj es el área de cobertura de cada J-esima estaciónPj es la precipitación en cada J-esima estación

El área de la cuenca es:

Este método se considera más exacto que el de la media aritmética por considerar pesos relativos. Tiene ladesventaja de que es inflexible, ya que hay que construir una nueva red de polígonos cada vez que hay uncambio en la red de pluviómetros (o falta de información en uno de ellos) y además, no tiene en cuenta lainfluencia de la orografía en la lluvia. El procedimiento para su construcción es sencillo: Se localizan las estaciones meteorológicas formando unamalla triangulada y se trazan las mediatrices de esos triángulos que se cortan en sus respectivos metacentrosy al unirles con la divisoria mediante prolongaciones se define el área de influencia de cada estación demedida. Luego se determina el área cubierta en porcentaje del área total como fracción y se usa comoponderador de peso





c) Método de las isoyetas

Se considra el método mas preciso pero también el mas laborioso. Las isoyetas son el lugar geométrico deigual precipitación y su trazado se determina de modo análogo a como se hace conm le trazado de curvas denivel en topografía. Se interpola entre tres estaciones. Se determina el area comprendida entre sisolineas y semultiplica por la media aritmética de las lluvias comprendidas entre dos isolineas. Para utilizar este métodoes necesario trazar las isohietas, usando las medidas de los pluviómetros e interpolando entre pluviómetrosadyacentes. Por lo tanto, este método es adecuado cuando hay una red densa de pluviómetro para el trazadode isohietas de forma fiable. Tiene la ventaja de que es flexible, ya que el conocimiento de los patrones detormenta puede influir en el trazado de las isohietas.

La experiencia del investigador es crucial al trazar las isolíneas de precipitación. El hidrólogo debe establecercriterios de definición a partir de la orografía, patrones de vegetación y caudales de los cursos fluviales. Lapoblación local en algunas ocasiones genera datos sobre la distribución territorial de la lluvia

d) Método del cuadrado de la distancia recíproca





En este método se considera que la precipitación en cada punto de la cuenca es igual a la suma de laprecipitación de cada uno de los pluviómetros considerados, afectados por un peso igual a la inversa delcuadrado de la distancia entre dicho punto y los pluviómetros considerados. Si dividimos el área de la cuencaen J pequeñas áreas elementales, la precipitación media sobre la cuenca estaría dada por:

Donde cada una de las Pj se calcula como:

∑ ∑

Donde N es el número de pluviómetros utilizados para calcular la media,

P i es volumen de precipitación del pluviómetro i yd i es la distancia desde el centro de gravedad del área Aj hasta el pluviómetro Pi. A es el área total de la cuenca A j es el área ponderada de cada pluviómetroP j es la precipitación ponderada del pluviómetro

Determinación de la Lluvia de diseño:

Curvas Intensidad-Duración-Frecuencia

Es usual representar conjuntamente varias curvas de intensidad –duración para varios periodos de retorno,dando lugar a una familia de curvas denominadas IDF. La intensidad se refiere a la cantidad de lluvia caída en

un intervalo de tiempo que pueden ser minutos horas o días. La duración es relativa al tiempo que tardo elproceso de precipitación y la frecuencia es relativa a la probabilidad de que en cierta cantidad de años elfenómeno estudiado se repita.

Las curvas I-D-F son curvas que relacionan la intensidad de la lluvia con su duración. Para cada frecuencia(periodo de retorno) se define una curva diferente, cuanto menor es la frecuencia del evento analizado,mayor es la intensidad. Las curvas IDF generalmente obedecen a una ecuación del tipo:

Donde I es la intensidad de diseño,T d es la duración yc, e y f son coeficientes que varían con el lugar y el periodo de retorno.

Su elaboración es una tarea laboriosa y requiere unos datos de inicio que habitualmente no disponemos Enmuchos sitios existen curvas IDF estándar, pero en la mayoría de los lugares estas curvas hay que deducirlas.Existen varios métodos para deducir las lluvias de diseño a partir de los análisis de intensidad duraciónfrecuencia o intensidad área elevación. Entre estos tenemos Gumbel, Poisson, Método español (MOPU)método grafico etc.





El MOPU9 español desarrollo la siguiente formulación para estimar la intensidad de precipitación paracualquier intervalo de tiempo (<24 horas) a partir de la precipitación diaria. Esto es conveniente paranuestro país dado que el registro pluviométrico es habitualmente para lluvia diaria. El Cálculo de laIntensidad Horaria:

Donde P24 es la precipitación en 24 horas.

Ahora obtenemos la intensidad máxima para cualquier intervalo mediante:

Donde: t es el periodo de retorno del meteoro bajo estudioI d es la intensidad media máxima [mm/h] asociada a una duración de lluvia D y al periodo deretorno considerado,

I d es la intensidad media diaria de precipitación [mm/h] correspondiente al periodo deretorno = P24/24,I 1 es la intensidad horaria de precipitación [mm/h] correspondiente al periodo de retorno yI 1 /I d es un parámetro que representa la relación entre la intensidad horaria y la diaria.

Los valores de este último parámetro debemos calcularlos a partir de los datos de pluviometría que sepueden encontrar en INETER. Para trazar las curvas IDF se aplica la fórmula para varias duraciones; ej.: 10,20, 30 minutos 1, 2, 3 horas y se representan los resultados gráficamente. En el ejemplo que sigue vemosgráficamente el resultados: Mapa de isolíneas para la estimación del factor regional I 1/I24 en el método MOPU.

Si los datos de origen, proceden de una operación de cálculo estadístico que nos ha permitido evaluar la

precipitación máxima para varios periodos de retorno, el procedimiento del MOPU nos daría una familia decuervas IDF. El análisis de probabilidad puede desarrollarse por métodos gráficos o analíticos mediantedistribuciones de probabilidad ampliamente aceptadas (Gauss, Gumbel, Log Normal, Pareto, etc.)

Distribución de la lluvia sobre un área. Curva Área-Precipitación.

9 MOPU 1990 Instrucción de carreteras 5.2-IC ”Drenaje superficial”. Ministerio de Obras Públicas y Urbanismo. Boletín oficial del

Estado:123, 23-5-1990





El análisis de frecuencia de la precipitación sobre un área no está tan desarrollado como el de la precipitaciónpuntual. En ausencia de información sobre la verdadera distribución de probabilidades de la precipitaciónsobre un área determinada, la información de precipitación puntual se puede extender a un área. Se sabe quela intensidad media de lluvia disminuye a medida que se consideran áreas mayores y además que mientrasmenor es la duración de la tormenta, menos probable es que se extienda en un área mayor. Esto queda demanifiesto por el procedimiento desarrollado por la Organización Meteorológica Mundial (WMO), en la cualse muestra la variación de la precipitación media sobre un área comparada con la puntual, a medida que seconsideran áreas mayores y diferentes duraciones de lluvia. (Ver grafico siguiente.)

4. Evaporación, transpiración y Evapotranspiración

El agua proveniente de la precipitación, que no se transforma en escorrentía directa se denomina pérdidas dela precipitación. El agua que constituye las pérdidas, lo hace mediante la participación de varios fenómenos:la evaporación, la evapotranspiración, la intercepción, el almacenamiento en depresiones y la infiltración.

Evaporación

Es la fase del ciclo hidrológico en la cual la precipitación que llega ala superficie de la tieera retorna a laatmosfera como vapor. En regiones áridas y de escaza precipitación es un factor decisivo en el diseño deembalses y reservorios.

Los dos factores principales que influyen en la evaporación desde un cuerpo de agua son el suministro deenergía para proveer de calor latente de vaporización, la que es provista por la radiación solar y la habilidad

para transportar el vapor fuera de la superficie de evaporación, la que depende de la velocidad del viento y elgradiente de humedad específica del aire. Para calcular la evaporación existen varios métodos:

Método del balance de energía

Este método se usa cuando el transporte de vapor no es limitante, es decir, que la evaporación vienegobernada por la radiación. Considérese un volumen de control en un tanque de evaporación clase A, como elde la figura.

Curvas Volumen-área para obtener la precipitación media en un área enfunción de la puntual, según Word Meteorological Organization (1983).





Las hipótesis que se tienen en cuenta en este método son:

1. Existe un flujo de energía permanente. 2. Los cambios en el almacenamiento de calor, en el tiempo, en el agua, no son significativos.

Esto implica tomar intervalos de tiempo diarios o mayores y que no involucren grandes capacidades dealmacenamiento. En estas condiciones se puede calcular la evaporación como:

Donde E r es la evaporaciónRn es la radiación neta en [W/m2],Lv es el calor latente de vaporización, [J/kg]

ρw es la densidad del agua en [kg/m3].

El Calor Latente de Vaporizacion se puede calcular por:

Donde T es la temperatura del aire en (ºC)

Método aerodinámico

Este método se usa cuando el suministro de energía no es limitante, es decir que la evaporación vienegobernada por la habilidad para transportar el vapor fuera de la superficie donde se produce.

En este caso el volumen de control para el cálculo de la evaporación se define según la Figura siguiente:





Aplicando la ecuación de continuidad a dicho volumen de control, podemos deducir que la evaporación (enmm/día) puede calcularse a través de:

Y

* +

Donde: B es el coeficiente de transferencia de vapor, [mm/día·Pa] conocida como relación de Bowen.

k = 0,4 es la constante de Von Karman, ρa = es la densidad del aire en [kg/m3] (1,19 kg/m3, para aire a 25ºC),u 2 = es la velocidad del viento en [m/s] medida a una altura de z2 [cm], z 0 = es la altura de rugosidad en [cm] que se obtiene de tablas p es la presión atmosférica en [Pa] ρw es la densidad del agua en [kg/m3].

Además retomando:

e sat (T) es la presión de vapor de saturación en el aire a una temperatura, [Pa]

T es la temperatura del aire en [ºC],ea [Pa] es la presión de vapor en el aire a la misma temperatura

La presión de vapor se puede calcular desde la Humedad relativa del aire en el volumen de control.

Rh es la humedad relativa (0 ≤ Rh ≤ 1).





Método de combinación

En realidad, el fenómeno de la evaporación responde a un suministro de energía a un cuerpo de agua

conjuntamente con el transporte de vapor en la superficie de agua, por lo que lo más lógico es usar un métodoque sea una combinación de los dos anteriores. La ecuación a aplicar es la siguiente:

)

Donde: ∆ es el gradiente de la curva de presión de saturacion en función de la temperatura.

)

Y es la constante Psicométrica

)

Donde: Cp = 1005 [J/kgºC] es calor específico del aire a presión constante.Las demás variables ya se definieron anteriormente.

Método del tanque de evaporación

Este método se basa en relacionar la evaporación en una cuenca con la que se produce en un tanque demedidas normalizadas, (Tanque clase A) donde se la mide, en general en forma diaria o cada 12 horas.Generalmente, la evaporación en un tanque suele ser mayor que la que se produce en grandes superficies delagos o embalses, por lo que, para obtener la evaporación real en una cuenca, se debe multiplicar laevaporación medida en el tanque por un factor que varía en función de las características del tanque, peroque suele tomarse en torno a 0,7.

⁄ Donde Ep es la evaporación en un tanque en [mm/día] yKp es el factor de tanque (0 ≤ kp ≤ 1).

Evapotranspiración

La evapotranspiración (Et) es la suma de la evaporación que se produce en las superficies abiertas sobre latierra y la vegetación y la transpiración que se produce desde las estomas de las hojas. Los factores queinfluyen son los mismos que los de la evaporación más uno adicional que es el suministro de humedad haciala superficie de evaporación. La evaporación es un fenómeno físico mientras la transpiración es biológico porel que las plantas pierden agua a la atmosfera. Ambas son difíciles de medir por separado y en general lo queinteresa es la cantidad total de agua tranferida a la atmosfera, por tanto se engloban para su estimación en un

solo proceso de determinación.

El interés del hidrólogo sobre la Et se enfoca en la cuantificación de las cantidades de agua que ocurren en unterritorio y en ello la disponibilidad para los diferentes usuarios. La misma es un componente principal de lasperdidas en la estimación de balance hídrico. La Et se estudia fundamentalmente en el campo de las cienciasagronómicas pensando en el abastecimiento de agua a los suelos de cultivo y de esas ciencias se obtienen losprincipales métodos de estimación.

Existen términos análogos tales como uso consuntivo, déficit de escorrentía o imbalance de flujo. En el usoconsuntivo además de la Et se incluye el agua que retienen los vegetales en su estructura. La unidad de





medida convencional es el mm. De acuerdo con Thornthwaite (1948) la Et podemos calcularla mediante laestimación de la misma en condiciones optimas de humedad del suelo y cobertura vegetal, llamando a esteestimado Evapotranspiracion Potencial (Etp) Cuando ocurre en condiciones cotidianas, normales o de campohablaremos de Evapotranspiracion Real (Etr).

De esta categorización obtenemos un primer criterio de valoración:

Etr ≥ Etp

En un lugar húmedo la Etr tiende a igualar a la Etp dada la existencia de agua en el suelo para el proceso y conun buen desarrollo vegetal, sin embargo, en un lugar seco o arido no habrá agua evapotranspirable.

El cálculo de la evapotranspiración se realiza mediante métodos teoricos similares a los anteriores, haciendoajustes para tener en cuenta la condición de la vegetación y el suelo, y por métodos empíricos.

De acuerdo con Sanchez San Roman(2005)10 como la Etp es un concepto impreciso, pues cada planta tiene unproceso tipo diferente, se introdujo un concepo de comparación denominado evapotranspiración potencial enel cultivo de referencia, Etp®, Definida como “...la tasa de evapotranspiración que puede ocurrir desde unasuperficie extensa cubierta por pasto verde de altura uniforme de 8 a 15 cm que crece en forma normal, cubrecompletamente el suelo con su sombra y cuando el suministro de humedad es ilimitado (Doorenbos y Pruitt,1977)11. En agricultura se debe intentar que la diferencia entre Etp y Etr sea 0, o que las plantas siempredispongan de una cantidad de agua suficiente para evapotranspirar lo que necesitanen cada momento. A estaigualdad se le denomina “Demanda de agua de Riego” el cual se corrige mediante un coeficiente de eficienciade distribución o aplicación propio del sistema de riego usado.

La evaporación, en general, depende del poder evaporante de la atmosfera, la cual depende también de:

Radiacion Solar Temperatura (relacionada al anterior factor) Humedad disponible (menos humedad >evaporación) Presion atmosférica (menor presión>Evaporacion) Viento (mas viento>evaporación)

Cuando la superficie evaporante es una lámina de agua libre (Lago, Piscina, etc.) se debe tomar en cuenta:

Poder evaporante de la atmosfera La salinidad del agua (relación inversa con la evaporación) La temperatura del agua

Desde un suelo desnudo la evaporación estará influida por:

El poder evaporante de la atmosfera.

Tipología de suelo Humedad del suelo.

La transpiración por su parte recibe influencia de:

Poder evaporante de la atmosfera.

10 Sanchez San Roman, J. 2005. Hidrologia: Evapotranspiracion. Concepto Utilidad y Unidades. Universidad de Salamanca. España.

http://web.usal.es/javisan/hidro/complementos11

Doorembos &Pruitt, 1977. Necesidades de agua de los cultivos. Serie Riegos y Drenajes No 24-195 páginas, FAO. Roma, Italia





La humedad del suelo. El tipo de planta.Variaciones estacionales y fenología de la vegetación bajo estudio. Variaciones interanuales producto de los cambios enn la calidad de la vegetacion

Métodos teóricos de estimación de la evapotranspiración

Existen numerosos formulas y procedimientos de calculo teoricas o semiempiricas para determinar oaproximar las tasas de evapotranspiracion. Los parámetros a incluir son la tempertura, radiación solar,velocidad del viento, tensión de vapor, humedad disponible etc. El parámetro común a todas ellas es laestimación del Poder de evaporación de la atmosfera. Este se puede estimar por los métodos antes descritosrelacionados a evaporación o mediante la expresión recomendada por Doorembos &Pruitt, (1977), usando elmétodo combinado, definiendo el coeficiente de transferencia de vapor, B, como:

(mm/día)

Donde u es la velocidad del viento media diaria en [km/día] medida a una altura de 2 m. Sinembargo, siempre es mejor usar un B calibrado para las condiciones locales.

La evapotranspiración potencial en cualquier cultivo puede calcularse multiplicando E por kc, que es uncoeficiente de cultivo12 (0,2 ≤ kc ≤ 1,3). Este coeficiente varía en función de las etapas de crecimiento delcultivo. Tal variación depende de la fenología del cultivo de referencia (Variación del coeficiente de cultivo enfunción de las etapas de crecimiento del cultivo) en general se distinguen las siguientes fases:

1) Etapa inicial (menos del 10 % de cubierta vegetal);2) Etapa de desarrollo (hasta cubierta vegetal total, 70 al 80%);3) Etapa media (hasta la maduración);4) Etapa última (maduración completa y cosecha).

La evapotranspiración real en cualquier cultivo puede calcularse por:

Donde ks, que es el coeficiente de suelo (0 ≤ ks ≤ 1), que mide el grado de humedecimiento delsuelo.

O medirse mediante aparatos especiales llamados Lisímetros. Estos consisten en un recipiente enterrado ycerrado lateralmente, de modo el agua drenada por gravedad, la infiltración, sea recogida por un drenaje y seacumule en un recipiente graduado. Debe construirse con unos bordes que impidan la escorrentía. Laecuación operacional del Lisímetro es:

Un Lisímetro es difícilmente representativo de una región amplia y su ayuda es fundamental en balanceshídricos de micro escala. Para medir Etp el procedimiento es mas ya que mediante riego se lleva el suelo ahumedad optima y se opera mediante la forma siguiente:

12 Para obtener estos coeficientes consultar cualquier manual de riego





Métodos Empíricos de estimación de la evapotranspiración

Los métodos empíricos para la estimación de Etp son diversos y se ajustan de acuerdo a la zona donde fuerondesarrollados. Algunos de estos métodos son:

Para la estimación de la Etr se usan comúnmente los métodos siguientes:

Metodo de Thornthwaite:

Se parte de calcular el índice de calor mensual (i) a partir de las temperaturas medias mensuales (t)

Luego se calcula el índice anual (I) de calor mediante la suma de los 12 indices mensuales (i):

Con este índice anual se calcula la Etpsin corregir, mediante la formula:

Con la Etpsin corregir, tendremos un dato para meses de 30 dias y dias de 12 horas de sol. Esto se corrigemediante la introducción de:

Donde N es el número máximo de horas de sol, que depende del mes y de la latitud. Se toma detablas.

Método de: Datos de entrada Otros datos

Thornthwaite Temperatura. Horas de insolación

Jensen - Haise Temperatura, Altitud, Radiación Horas de insolación. Radiación

solar se puede estimar

Blaney- Criddle Temperatura Horas de insolación.

Coeficiente de cultivo

Penman

Temperatura, Horas reales de

sol, Velocidad del Viento,

Humedad relativa

Tablas de otros parámetros

necesarios

Métodos de Estimación de la Evapotranspiración

Método de: Datos de entrada Otros datos

Turc Temperatura. Precipi tación Calculo del índice L

Coutagne Temperatura. Precipitación Calculo del índice Χ

Métodos de Estimación de la Evapotranspiración Real





d es el numero de días del mest es la temperatura media mensualI es el índice de calor anuali es el índice de calor mensual.

Ejemplo de balance hídrico para un cultivo usando la formulación de Thornthwaite

Para la determinación de la Evapotranspiracion real (Etr) la formulación mas usual es la Turc, establecidaempíricamente mediante comparación de precipitaciones y escorrentías de numerosas cuencas:

Y el parámetro L es:

Hidrodinámica de suelos

Intercepción en la vegetación de superficie

La intercepción es un fenómeno muy mal conocido y difícil de estudiar. Esta es producida por la cubiertavegetal y sus efectos son el de retener un cierto volumen de agua, que luego se transforma en evaporación y elde modifica la intensidad de precipitación en función del tiempo. Los factores que influyen en la intercepciónson:

1. Las características de la cubierta vegetal, 2. Las características de la superficie vegetada,3. El tipo de tormenta, ya que si es débil y corta el efecto es mayor4. El clima en general.

Algunos valores estimativos son: en prados, del 5 al 10% de la precipitación anual, en bosques espesos, un

25% de la precipitación anual. Además, si la lluvia es menor a 1 mm puede considerarse que seráinterceptada en su totalidad y si es mayor a 1 mm, dicha intercepción puede ser de un 10 a un 40%. Algunosautores proponen la siguiente fórmula: Donde S es un volumen fijo,

C es una constante yE es la evaporación.

Dichos parámetros deben ser obtenidos en forma experimental.

Reserva máx: 50

set oct nov dic ene feb mar abr may jun jul ago Total

P 160.0 212.0 80.0 42.9 28.2 29.7 42.7 80.0 160.0 195.0 120.0 150.0 1300.5

ETP corr. 91.0 50.8 20.4 10.6 11.3 16.8 31.4 46.7 80.6 111.6 142.0 127.6 740.8

ETR 91.0 50.8 20.4 10.6 11.3 16.8 31.4 46.7 80.6 111.6 142.0 127.6 740.8

Déficit 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0

Reserva 0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 50.0 28.0 50.0

Excedentes 19.0 161.2 59.6 32.3 16.9 12.9 11.3 33.3 79.4 83.4 0.0 0.4 509.7

Balance hídrico método de Thornthwaite





Almacenamiento en Depresiones

El volumen almacenado en las depresiones del terreno puede tener una significativa importancia en algunosescenarios de trabajo hidrológico. Este agua puede convertirse en perdida si se infiltra y no aparece en elhidrograma o si la depresión es impermeable se evapora y retorna a la atmosfera. En las zonas urbanas seestima perdidas por este concepto que van del 5 al 8% de la precipitación total. Se ha propuesto estimar elalmacenamiento en depresiones mediante la expresión siguiente:

[ ] Donde P es la precipitación

S es una constante de almacenamiento que debe obtenerse experimentalmente

Infiltración

Concepto Flujo no saturado

Los procesos que se desarrollan bajo la superficie de la tierra son la infiltración, el flujo subsuperficial y elflujo subterráneo. El agua que se infiltra se transforma en humedad del suelo. El flujo subsuperficial es el quese produce como flujo no saturado a través del suelo. El flujo subterráneo es el que se produce como flujosaturado a través de los estratos de suelo y roca. Los estratos de suelo y roca que permiten la circulación delflujo a su través se denomina medio poroso. El flujo es no saturado cuando el medio poroso tiene sus huecosocupados por aire y es saturado cuando los huecos están completamente ocupados por agua.

El nivel freático, es la superficie donde el agua en el medio poroso saturado se encuentra a presiónatmosférica. Por debajo del nivel freático, el agua está a una presión mayor que la atmosférica. Por encimadel nivel freático, las fuerzas capilares pueden saturar el medio poroso en un espesor no muy grande de suelollamado franja capilar. Por encima de esta capa, el medio poroso suele estar no saturado exceptoinmediatamente después de una lluvia, cuando se producen condiciones de saturación en forma temporal. Elflujo subsuperficial y el subterráneo, bajo ciertas condiciones, pueden salir a la superficie transformándose enescorrentía, bien como un manantial, bien directamente fluir a un río. La humedad del suelo es extraída pormedio de la evaporación y de la evapotranspiración a través de las raíces de las plantas. Si consideramos unaporción de medio poroso no saturado, una porción está ocupada por partículas sólidas y el resto con huecos.La porosidad, η se define como la relación que hay entre el volumen de huecos y el volumen total:

η

Donde V v es el volumen de vacíos,V w es el volumen de agua yV T es el volumen total.

Rango de η es de aproximadamente 0,25 a 0,75, en función de la textura del suelo Se define como contenido de humedad del suelo, θ a la relación entre el volumen de agua y el volumen total.

El rango de θ, podrá ser entonces de 0 a η. Cuando el suelo está saturado η = θs.





Movimiento del agua en el suelo

El movimiento del agua en un medio poroso, como el suelo, obedece a la ley de Darcy, que se define como:

Donde Q es el flujo de Darcy (Q/A),K es la conductividad hidráulica ySf es la pérdida de carga por unidad de longitud de medio poroso.

Si h es la altura de carga total y consideramos la dirección z, entonces:

Por lo que la Ley de Darcy puede expresarse como:

Se aplica a una sección transversal de medio poroso, siempre y cuando esta sea grande, comparada con lasección dejada por los poros y granos individuales del medio. Las fuerzas que intervienen en el flujo saturadono confinado son la gravedad y la fricción. En un flujo no saturado se toma en cuenta la succión capilar. Lafuerza de succión capilar es la fuerza que une al agua con las partículas de suelo a través de la tensiónsuperficial. El efecto de la fuerza de succión puede evaluarse colocando una columna de suelo seco en formavertical sobre una superficie de agua. El agua se elevará dentro de la columna de suelo hasta que la fuerza degravedad iguale a la fuerza de succión. La parte de la altura de carga debida a la fuerza de succión se llamaaltura de succión y puede ser desde unos pocos milímetros (arenas gruesas) hasta varios metros (arcillas).Tanto la fuerza de succión como la conductividad hidráulica varían con el contenido de humedad del suelo.

Infiltración

La infiltración es el proceso mediante el cual el agua penetra desde la superficie del terreno hacia el suelo.Los factores que influyen en la tasa de infiltración son:

− El estado de la superficie del suelo. − El estado de la cubierta vegetal. − Las propiedades del suelo: porosidad y conductividad hidráulica.

− El contenido de humedad presente en el suelo.

Estratos de suelo con diferentes propiedades físicas pueden estas situados unos sobre otros formandohorizontes. Además, los suelos presentan una gran variedad espacial, incluso en pequeñas áreas.

Como resultado de esta variabilidad espacial y debido a que las propiedades de los suelos también varían enfunción de la humedad que contienen, la infiltración es un proceso extremadamente complejo que sólo puededescribirse aproximadamente a través de ecuaciones matemáticas.





Altura de succión del suelo

La distribución de la humedad dentro del perfil de suelo se esquematiza en la Figura siguiente. En ellapueden distinguirse 4 zonas:

− Zona saturada: cerca de la superficie. − Zona de transmisión: de flujo no saturado y contenido de humedad aproximadamente uniforme. − Zona de mojado: la humedad decrece con la profundidad. −Frente de mojado: el cambio de contenido de humedad con la profundidad es tan grande que tiene laapariencia de una discontinuidad aguda entre el suelo mojado arriba y el suelo seco abajo.

Se define la tasa de infiltración, f [cm/hora] como la tasa a la cual el agua entra al suelo en la superficie. Siexiste encharcamiento en la superficie, la tasa de infiltración es igual a la tasa de infiltración potencial. Lamayor parte de las ecuaciones de infiltración describen la tasa de infiltración potencial. La infiltración

acumulada, f , se define como el volumen acumulado de agua infiltrada dentro de un periodo de tiempo dado yes igual a la integral de la tasa de infiltración en ese periodo.

∫

La tasa de infiltración es la derivada temporal de la infiltración acumulada:

La mayor parte de las formulaciones matemáticas para la determinación de la infiltración parten de la forma

Expresión que sigue la forma general de Lambert-Beer para las funciones exponenciales con decaimiento enel tiempo.

Formulación de Horton

Existen varias ecuaciones para describir la infiltración. Una de las más famosas es la de Horton (1933, 1939),quien observó que la infiltración comienza con una tasa f 0 y luego decrece exponencialmente hasta quealcanza una tasa constante f c. se opera con la ecuación:





Donde k es la constante de decaimiento, con unidades de t -1.

Evolución de la infiltración en el tiempo, según Horton (Fuente: Chow et al. 1994).

Modelo de Kostiakov

El Edafólogo ruso Kostiakov propuso una solución, en estricto sentido, apegada al modelo de Lambert Beer yque se considera da los resultados más próximos a los observados en el campo y pruebas experimentales:

Esta solución parte de resolver la regresión sobre las observaciones realizadas de lámina infiltrada contratiempo. Aprovechando los atributos de los logaritmos se transforma a:

Que es la ecuación de la recta de regresión y facilita su análisis grafico

Modelo Porchet

Se hace un agujero cilíndrico en el suelo, de radio R y se llena de agua hasta una altura H , La superficie de pasodel agua infiltrandose es:

Tomando un tiempo, dt , suficientemente pequeño para que pueda suponerse constante la capacidad deinfiltración, f, se verificará que:

Simplificando y separando variables tendremos:

Integrando resulta l< ecuación de infiltración básica:





Asi, basta con medir pares de valores de H y T para establecer F

6. Bibliografía

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Unidad III Hidrologia Atmosferica

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