HIDROLOGIAY PROCESOS HIDRAULICOS HIDRULICA DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS POR: ING. JUAN F. WEBER UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS, FISICAS Y NATURALES HIDROLOGIAY PROCESOS HIDRAULICOS Carrera de Ingeniera Civil Prof. Titular.: Dr. Juan Carlos Bertoni Prof. Adj.: M Sc. Teresa Reyna Prof. Adj.: Ing. Sergio Menajovsky J.T.P.: Ing. Juan F. Weber Asp.Adsc.: Ing. Maximiliano Vettorazzi Asp.Adsc.: Ing. Juan P. Brarda AO 2003 FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS, FSICAS Y NATURALES (F.C.E.F Y N.) UNIVERSIDAD NACIONAL DE CRDOBAUniv. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber1 HIDRULICA DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS CONSIDERACIONES PRELIMINARES Eltrabajogeolgicodelascorrientesfluvialesconsisteentresactividadesinterrelacionadas:erosin,transportey sedimentacin.La erosin originada por la corriente es la progresiva remocin de materia mineral del fondo y de las orillas delcauce,yaseaexcavadosteenelsubstratorocosooenelmantoresidualtransportado.Eltransporteconsisteenel movimientodelaspartculaserosionadasmediantesuarrastreporelfondo,enlamasadeaguaodisolucin.La sedimentacineslaacumulacinprogresivadelaspartculastransportadassobreellechodelro,sobreellechode inundacin o en el fondo de una masa de agua en reposo en la que desemboca un curso de agua. Naturalmente, la erosin no puede tener lugar sin que exista algo de transporte y las partculas transportadas han de acabar depositndose. Por tanto, erosin, transporte y sedimentacin son simplemente tres fases de una actividad nica. Las corrientesfluvialeserosionandevariasmanerasquedependendelanaturalezadelosmaterialesdelcauceydelos materiales que arrastre la corriente. Por s sola, la fuerza del agua en movimiento, chocando con el fondo y ejerciendo sobre l una accin de arrastre, puede erosionar los materiales aluviales mal consolidados, tales como arena, grava fina y arcilla. Dondelaspartculasderocatransportadasporlacorrientegolpeancontralasparedesdelcauceformadasporrocas, arrancanpedazosdelasmismas.Larodaduradelosguijarrosycantossobreellechodelrolosmachacayrompeen granos ms pequeos, estableciendo una gran variedad de tamaos de granos. Estos procesos de desgaste mecnico se renenbajoladenominacindecorrosinoabrasin,queeselprincipal medio de erosin en un lecho rocoso demasiado resistente para ser afectado por simple accin hidrulica. Finalmente, los procesos qumicos de meteorizacin de las rocas - reacciones cidas y disoluciones - son efectivos para la remocin de la roca del cauce del ro y se designan bajo el nombre de corrosin. Tenemos tendencia a creer que un ro crecido cambia en gran parte por el aumento de altura de la superficie del agua, que hace que se desborde de su cauce y ocupe el lecho de inundacin adyacente. Debido a la turbidez del agua, no podemos apreciar directamente los cambios que se operan en el fondo del ro, pero estos se pueden determinar mediante mediciones de sondeo de la profundidad del mismo. Al principio el fondo del ro puede elevarse debido a la gran acumulacin de carga defondotransportadaalacorrientedurantelasprimerasfasesdelafuerteescorrenta.Sinembargo,elfenmenose invierte rpidamente, y el lecho es ahondado activamente a medida que la crecida se va incrementando. De este modo, en elperododemximonivel,labasedelcaucepresentasumximodescenso.Cuandoladescargacomienzaadisminuir desciende el nivel de la corriente y el lecho vuelve a elevarse por la deposicin de nuevos materiales aluviales. La alternativa profundizacin y relleno del cauce es la responsable de la variacin de la capacidad del ro para transportar su carga.Lamximacantidadocargadematerialesquepuedensertransportadosindicanlacapacidaddecargade la corriente.Dichacargasuelemedirsesegnelpesodematerialtransportadoatravsdeunadeterminadaseccin transversal del ro en la unidad de tiempo. Normalmente se indica en toneladas por da.

Siunacorrientediscurreporuncauceexcavadoenrocadura,nopodrposeertodos los materiales aluviales que le son necesarios para completar su carga mxima. Tales condiciones se presentan en los ros que corren por profundas gargantas yqueposeennotablesgradientesdemodoquecuandotienelugarunacrecida,elcaucenopuedeserahondado rpidamentecomorespuesta.Sinembargo,enlosrostpicamentealuvialesdondegrandescantidadesdelimo,arena, grava y cantos rodados se hallan en el fondo el aumento de caudal implica una rpida remocin de todos estos materiales. En otras palabras, la creciente capacidad de carga del ro se ve rpidamente satisfecha. La capacidad de carga aumenta con la velocidad de la corriente, ya que cuanto ms rpida es sta, msintensaesla turbulencia y, por lo tanto, mayor es la fuerza de arrastre sobre el fondo. Si la velocidad de una corriente se duplica en la fase de crecida, la capacidad de transporte de la carga de fondo se incrementa de ocho a diecisis veces. Es, pues, de destacar que la mayora de los cambios notables que tienen lugar en el cauce deunacorriente,comoeldesplazamientolateral, sucedenenelperiododecrecida,siendomuypocoimportanteslasmodificacionesqueacontecendurantelaspocasde caudal bajo. Cuando ya ha tenido lugar el mximo de crecida y la descarga comienza a disminuir, la capacidad de carga de la corriente tambin disminuye. De este modo algunas de las partculas que estn en movimiento comienzan a descender al fondo y a Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber2 depositarse en forma de arena y bancos de grava. Primeramente son los grandes cantos los que paran de rodar, despus los guijarros y la grava, y por ltimo la arena. La arena fina y el limo transportado en suspensin no pueden sustentarse por ms tiempo y descienden al fondo. De este modo, la corriente se ajusta a su descendente capacidad de carga. Cuando se restablece el nivel normal de las aguas estas se pueden volver muy claras, ya que solamente transportan unos pocos granos de arena que ruedan en el fondo. SEDIMENTOS Se da el nombre genrico de sedimentos a las partculas procedentes de rocas o suelos y que son acarreadas por las aguas y por los vientos. Todos estos materiales, despus de cierto acarreo, finalmentesondepositadosalolargodelospropios cauces, en lagos o lagunas, en el mar y en las partes bajas de la cuenca, principalmente en la planicie, lo que da origen a la formacin de sta y a su levantamiento. Fuentes de los sedimentos La fuente principal la constituyen los suelos y rocas que se encuentran en la cuenca, y el agua y el viento son, en nuestro medio, losprincipales agentes de erosin y de transporte. Por otro lado, dada la actividad del hombre en el medio que lo rodea, las fuentes del sedimento pueden clasificarse en naturales y artificiales. Naturales Erosindelasuperficiedelterreno.Elsuelo,capadelgadayfrgil,experimentalaaccindelvientoylalluvia.Elviento arrastraylevantapartculas(transporteelico)quelleganadepositarseenlasllanuras,ocaendirectamenteenlas corrientes. Las gotas de lluvia o granizos, al impactar contra el terreno, mueven o arrancan partculas de suelos y rocas. El escurrimientosuperficialdesprendeyacarreatambinpartculasdelascapassuperficialesdelterreno.Lacantidadde materialacarreadoestantomayorcuantomsfrecuentesyviolentassonlaslluviasolosvientos,ymenosdensaesla cobertura vegetal del suelo. Erosin del cauce principal y sus tributarios. Una vez que el escurrimiento superficial se ha iniciado, y como consecuencia de lasirregularidadestopogrficas,secreanenprimerlugararroyos,loscualesaumentangradualmentesucaudalyse transforman en torrentes, estos ltimos con gran capacidad erosiva y transportadora. Adems, cuando los ros se desbordan oabandonansucauce,suaccinerosivaytransportadoraesnotabley, en ocasiones, catastrfica. Los ros pueden ser juveniles, maduros y viejos. A cada una de estas tres etapas en la vida de un ro o valle, corresponden cambios graduales en su perfil longitudinal, en su corte transversal y en su trazado o curso, pues el ro profundiza, ensancha y alarga su cauce por laerosincontinuadelosmaterialesqueconstituyensulechoyriberas.Deestamanera,elroacarreamaterialesde diversostamaos,depositndolos,enformagraduadaalolargodesuperfillongitudinal,segn vara la velocidad de su corriente:primerosedepositanlosmaterialesmsgruesos,mientrasqueenlazonadeplaniciesedepositapartedel material fino, y el resto sigue su recorrido hacia el mar. Movimientos naturales del terreno.Losdeslizamientos de grandes masas de tierra y rocas ayudan a que mucho material quede suelto y sin proteccin. Con el transcurso del tiempo y por la accin de la lluvia y el viento, estos materiales llegan a las corrientes. Artificiales Destruccindelavegetacin. El hombre destruye irracionalmente bosques y praderas para el cultivo, o para el desarrollo urbano o industrial. Sin duda, estas actividades son las que ms sedimentos producen, ya que de esa manera se priva al suelo de su manto protector. Obrasdeingeniera. La construccin de caminos, vas frreas, presas, plantas industriales, ciudades, etc, para desarrollar una regin, hace que grandes volmenes de materiales sean removidos y queden ms sueltos que en su estado natural, se modifican las pendientesdel terreno, y otros materiales quedan expuestos sin proteccin, lo que facilita su transporte hacia las corrientes y cuerpos de agua. Explotacindeminasycanteras.Todasestas actividades rompen y fracturan rocas y suelos, y producen al final grandes cantidades de materiales en forma de partculas pequeas o polvo. Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber3 Desechos urbanos e industriales.Son los materiales arrastrados por el drenaje y que son arrojados directamente a ros y lagos. Clasificacin de los sedimentos Lossedimentosnaturalesestn constituidos por una gran variedad de partculas que difieren entre s en tamao, forma y densidad. Desde el punto de vista de la resistencia que oponen a ser arrastrados se distinguen dos clases:cohesivos y no cohesivos. Sedimento no cohesivo o friccionante, tambin denominado material granular es el formado por granos gruesos o partculas sueltas, como arenas y gravas. La fuerza de gravedad predomina sobre cualquier otra fuerza, Por ello todas las partculas gruesas tienen un comportamiento similar. El peso es la fuerza principal que resiste las fuerzas de arrastre y sustentacin. Sedimento cohesivo es el formado por partculas de grano muy fino, constituidas por minerales de arcilla, que se mantienen unidas entre s por la fuerza de cohesin, la cual se opone a que las partculas individuales sean separadas o del conjunto. Esa fuerza de unin es considerablemente mayor que el peso de cada grano, y es la que resiste a las fuerzas de arrastre y sustentacin. Las interacciones entre un flujo de agua y un suelo no cohesivo han sido estudiadas con mayor detenimiento, y msampliamentequelasexistentesconunsuelocohesivoentreotrosmotivosporquealolargodeloscursosdelas corrientes naturales abundan mucho ms los materiales no cohesivos.

PROPIEDADES DE LOS SEDIMENTOS. Las caractersticas que definen los procesos de suspensin, transporte y posterior deposicin del sedimento dependen no slo de las condiciones de flujo sino tambin de las propiedades del sedimento. Estas propiedades pueden caracterizar al sedimentocomounconjuntooalaspartculasqueloforman,individualmente.Algunaspropiedadesdelconjunto,tales como la porosidad y el peso especfico son importantes en el estudio de aguas subterrneas y en !a prediccin de la vida til de un embalse, respectivamente. La propiedad ms importante de una partcula de sedimento es su tamao. Tamao de las partculas. Los diferentes mtodos empleados en la determinacin del tamao de una partcula se basan en la seleccin arbitraria de unalongitudsimpleodimetrootambinenlaseleccindeunmtodoconvenientedemedicin.Adoptaremoslas siguientes definiciones: Dimetro de sedimentacin: Dimetro de una esfera conlamismadensidadquelapartcula,quecaeconlamisma velocidad de cada en el mismo fluido y a la misma temperatura. Dimetro de tamiz: Apertura mnima de una malla de tamiz a travs de la cual pasa la partcula. Dimetro nominal: dimetro de una esfera con igual volumen. Dimetrodecadanormalizado(estndar):dimetrodeunaesferaconpesoespecficorelativoiguala2,65quetienela misma velocidad de cada de la partcula cuando ambas caen en una extensin infinita de agua destilada en reposo a una temperatura de 24 C. Dimensionestriaxiales:longitudesmximaa,mediabymnimacdelapartcula;medidasalolargodetresejes perpendiculares. Dimensiones triaxiales de una partcula El dimetro de tamiz y el dimetro de sedimentacin son los parmetros de mayor uso. Normalmente las arenas se miden por su dimetro de tamizado y los limos y arcillas por su dimetro de sedimentacin. Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber4 En Hidrulica Fluvial se utiliza, para clasificar los dimetros, la escala de Wenworth, segn la siguiente tabla. Forma de las partculas del sedimento. La forma se define a travs de la redondez, esfericidad y factor de forma.Redondez: es la relacin entre el radio medio de curvatura de las aristas de la partcula y el radio de la circunferencia inscrita en la partcula. Indice de redondez de partculas Esfericidad es la relacin entre el rea superficial de una esfera de volumen equivalente y el rea superficial de la partcula. Factor de forma: se define por la relacin Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber5 Donde a, b y c son las longitudes de los tres ejes previamente mencionados. Peso especfico de las partculas de sedimento. Debido a su gran estabilidad, el cuarzo es el mineral ms comn en la composicin de las sedimentos transportados por el viento o el agua, sin embargo tambin otros minerales forman parte de su composicin. Por tanto, el peso especfico relativo delasarenasesmuyprximoaldelcuarzo,esdecir2,65yestevalorseempleafrecuentementeenlosclculos.Los feldespatos tambin forman parte de la composicin de las arenas y tienen un peso especfico relativo variable entre 2,55 y 2,76. En alguna proporcin puede existir magnetita cuyo peso especfico relativo es 5,17. Velocidad de cada de las partculas Al caer una partcula dentro de un lquido en reposo, su peso sumergido tiende a equilibrarse con la fuerza que se opone a su cada, o sea con la fuerza de empuje que el agua ejerce contra ella. En el instante en que ambas fuerzas se equilibran, la partculaalcanzasuvelocidaddecadaterminalofinal,yaqueapartirdeeseinstantecomienzaacaerconvelocidad uniforme. Si consideramos una esfera sometida a la accin de un flujo uniforme, se puede escribir, recordando conceptos bsicos de mecnica de fluidos: Donde F es la fuerza dinmica a la cual est sometida la esfera. Cuando la partcula esfrica cae con velocidad uniforme, la fuerza F debe ser igual al peso; de ah se obtiene

Donde velocidad de cada de la partcula ddimetro de la partcula speso especfico del material de la partcula peso especfico del fluido CDcoeficiente de arrastre de la partcula, el cual depende del Nmero de Reynolds de la partcula Rw

es la viscosidad cinemtica del fluido CD y Rw se relacionan mediante la siguiente grfica b acF F . .

,_

sDCgd34dR2 42 2dC FDUniv. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber6 Coeficiente de arrastre para esferas y discos La determinacin analtica de la velocidad de cada de una partcula esfrica es como sigue: 1.Se supone un valor de CD. 2.Se calcula 3.Se obtiene Rw 4.Se determina el nuevo valor de CD con ayuda de la grfica anterior 5.Se repiten los pasos 2 a 4 hasta igualar los coeficientes CD supuesto y calculado. Si se observa la grfica, para Rw < 1, la curva se transforma en una recta. Nos encontramos en rgimen laminar de flujo y es vlida la expresin de Stokes:

Distribuciones Granulomtricas Los sedimentos naturales estn compuestos de granos que tienen una amplia variedad de velocidades de cada, por lo que es conveniente recurrir a mtodos estadsticos para describir estas caractersticas. El comportamiento de los sedimentos en un ro depende de la distribucin de los tamaos, o distribucin granulomtrica. El procedimiento para obtener la distribucin de los tamaos consiste esencialmente en la divisin de una muestra en un nmero de clases de tamaos. Los resultados de dichos anlisis se presentan generalmente como curvas de distribucin acumulada de frecuencias (curva granulomtrica). RCD24Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber7 LaexperienciaindicaqueladistribucinnormaloGaussianaseajustabastantebienaladistribucindesedimentos naturales, especialmente las arenas. El dimetro medio d50 corresponde al dimetro del material promedio en peso, es decir almaterialqueenlasordenadasindicaun50%acumulado.Otroparmetroenlaespecificacindeunadistribucin granulomtrica es la desviacin estndar de la muestra. Un valor de grande indica que existe un espectro de dimetros muy extenso y un valor pequeo indica mayor uniformidad en la distribucin. De las propiedades de la distribucin normal se puede escribir que = d84,1 d50 = d50 d15,9 En algunos casos , los tamaos de los granos no estn distribuidos normalmente pero s lo estn los logaritmos de dichos tamaos. Se dice que la muestra se ajusta a una distribucin log normal. DOS POSIBLES METODOS PARA EL ESTUDIO DEL PROBLEMA DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Alrevisarlosnumerososintentosrealizadosparaexplicarlamecnicadeltransportedesedimentosdeunacorriente, pueden trazarse dos caminos diferentes.Mientras que algunos investigadores emprendieron el ataque frontal, es decir que se encaminaron a encontrar las fuerzas y dems factores mecnicos intervinientes, la segunda escuela intent una solucin emprica. Catalogaron las dimensiones y descargas de canales y ros fangoestables, cuya capacidad de transporte estaba demostrada por el hecho de que a travs de una sucesin de aos sus cauces permanecan libres de depsitos y sin sufrir grandes erosiones. Dedujeron frmulas empricas que se usaron desde entonces para proyectar nuevos canales, y probaron ser razonablemente satisfactorias. Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber8 Enprimerlugarnosreferiremosalosresultadosobtenidosporlaescuelamecanicista,ycomentaremosalfinaldeeste trabajo algunas frmulas de la escuela emprica, o teora del rgimen. CONDICIONES CRITICAS PARA LA INICIACION DEL MOVIMIENTO El lquido que fluye sobre una superficie compuesta de partculas sueltas produce fuerzas que, de tener suficiente magnitud son causa de su movimiento. Las partculas relativamente gruesas, tales como las arenas, gravas y cantos rodados, resisten con su peso la tendencia al movimiento. Cuandolasfuerzashidrodinmicasqueactansobrelaspartculasdesedimentosondetalmagnitudquecualquier incrementoporpequeoquesea,producemovimientos,entoncessedicequelascondicionessoncrticas.Paraestas condiciones,lasvariablesdelflujo,talescomoelesfuerzocortanteenelfondo,lavelocidadmediaolaprofundidad, adquieren ciertos valores llamados crticos. En condiciones crticas existe equilibrio entre las fuerzas de gravedad, el empuje de sustentacin, la fuerza ascensional perpendicular al fondo producida por la accin hidrodinmica y la fuerza hidrodinmica paralela al fondo. Aqu se abren dos caminos posibles de anlisis: el anlisis terico basado en la Mecnica, y el estudio experimental. Como ste se desarroll anteriormente al primero, basaremos el desarrollo siguiente en los resultados experimentales. La accin del agua sobre el fondo puede caracterizarse por una tensin cortante en el fondo 0. La resistencia de la partcula a ser movida puede relacionarse con su peso sumergido, el cual es funcin de = s - , peso especfico sumergido, y del dimetro d que caracteriza el volumen. Con estas tres variables puede formarse el parmetro adimensional *: o tensin de corte adimensional, que compara la fuerza que provoca el movimiento (accin de arrastre proporcional a0d2) con la fuerza estabilizadora (peso proporcional a d3). Como primera aproximacin, la tensin de corte en el fondo vale donde R es el radio hidrulico y S la pendiente del fondo, expresin que surge de equilibrar la componente del peso de un volumen de control en un canal y la fuerza de rozamiento sobre su contorno. La accin del agua sobre el fondo puede representarse tambin por una velocidad caracterstica llamada velocidad de corte v*. Esta velocidad se define convencionalmente como Apartirdeestavelocidad,queessignificativadelfondo,esposibledefinirotroparmetroadimensional,elnmerode Reynolds de grano, R* : El espesor nominal adimensional de la subcapa viscosa se puede relacionar con el nmero de Reynolds de grano R* como Si se realiza un anlisis dimensional del problema, considerando las variables que intervienen en el fenmeno de iniciacin del movimiento, se puede obtener que*es funcin de R*. Esta relacin funcional fue hallada por Shields en 1936. En base a numerosas observaciones experimentales, Shields obtuvo su clebre diagrama: d '0 *RS 00* vd vR** dR 6 , 11* Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber9 Diagrama de Shields Por debajo de la curva del diagrama, no hay movimiento. Los puntos de la curva corresponden a la situacin crtica. Puntos ubicadossobrelacurvacorrespondenalmovimientodesarrollado.Enrealidadlacurvanoesunarelacindeterminstica, sino que existe una zona o banda alrededor de la misma en la cual existe una alta probabilidad de que ocurra el inicio del movimiento.La curva correspondera a aquellas situaciones para las cuales la probabilidad del inicio del movimiento es del 50 %. Cuando R* >70, el movimiento se llama turbulento rugoso, ya que la altura d del grano es mayor que la subcapa viscosa. En movimientoturbulentorugoso,latensinnecesariaparainiciarelmovimientonodependeprcticamentedelnmerode Reynolds de grano. Su valor es 0,056. Cuando R* < 5 el movimiento es turbulento liso ya que la subcapa viscosa cubre la altura del grano. Entre los valores 5 y 70 el movimiento es turbulento intermedio.

Movimiento turbulento liso (izquierda) y rugoso(derecha) Elprocedimientoprcticoenladeterminacindelvalorde*paraundimetroddeterminadoatravsdeldiagramade Shields puede resumirse como sigue: 1.Se elige un valor de R*, lo ms aproximado al valor esperado de esta variable; 2.Se ingresa al baco de Shields con este valor por abcisas, hasta encontrar la curva y obtener en ordenadas el valor de * correspondiente; 3.Con el valor de * se calcula el valor de v*, a partir del cual se puede determinar R*. Si este ltimo valor es similar al valor elegido en el punto 1, se concluye que el valor de* era el correcto; en caso contrario, con el nuevo valor de R* se ingresa al baco y se repite el proceso en forma iterativa hasta encontrar el valor buscado. Acorazamiento Unalimitacindelateoraanterioreshabersededucidoparamaterialesgranularesfinosy,sobretodo,degranulometra uniforme.Cuandoellechoestconstituidoporunamezcladedistintostamaos,cadatamaotieneunatensincrtica diferente,demaneraquelacorriente,tericamente,puededesplazarlosfinosmsfcilmentequelosgruesos.Mediante este razonamiento puede explicarse un desplazamiento selectivo de las partculas ms finas que produzca con el tiempo, a partirdeunmaterialoriginalmentebiengraduado,unafrecuenciamayordegruesosenlasuperficie.Estadescripcin Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber10 corresponde a la realidad de los lechos de los ros, ya que son frecuentemente de grano ms grueso las capas superficiales que las capas profundas. A este estado se le llama acorazamiento del lecho. Acorazamiento Podemos imaginar el origen de la capa superficial ms gruesa (o coraza) como el resultado de un barrido o lavado de lo ms finootambincomolapermanenciadelaspartculasmsgruesascuandosonmovidassucesivascapasdematerial mezclado. Elacorazamientodellechoinfluyeenlarugosidaddelcaucepueslasuperficiedelfondopresentapartculasdegrano mayor.Tambininfluyeenelprincipiodelmovimientodellechoyaqueesprecisodestruirprimerolacorazaparapoder mover el material ms fino que hay debajo. FORMAS DE FONDO Elflujoconfinadoporcontornoscompuestosdematerialgranularnocohesivo,quepuedasertransportado por el flujo, es diferentedelflujoqueseproducesobrecontornosrgidos.Lossedimentossedesplazangenerandociertasformasenel fondo.Estasformasalteranlaresistenciapropiadelosgranos.Elrgimenresultante,bastantecomplejo,sedenomina rgimen fluvial. Cuando el flujo sobre un fondo plano produce esfuerzos mayores que los crticos, adems del fenmeno del desplazamiento delosgranossecomienzanadesarrollaralgunasformascaractersticasdelfondo.SimonsyRichardson,en1961, describieron el proceso. Cuando se incia el movimiento, para nmeros de Froude bajos, las partculas tienden a agruparse en formas similares a los dientes de una sierra,de pequea dimensin, denominadas rizos. Los rizos alteran la rugosidad del cauce pero no se manifiestan en la superficie libre. Cuando la velocidad del flujo aumenta, aparecen formas mayores, denominadas dunas, las cuales llevan a los rizos sobre ellas.Las dunas se manifiestan en la superficie libre por medio de ondulaciones defasadas respecto de la forma del fondo, como corresponde a un rgimen subcrtico. Tanto rizos como dunas migran lentamente hacia aguas abajo. Formas de fondo: rizos (a), dunas (b), antidunas (c), rpidas y pozos (d) Si la velocidad aumenta a valores tales que Fr 1, las formas de fondo desaparecen (no as el transporte de sedimentos) y se establece lo que se conoce como fondo plano. Para velocidades mayores (Fr >1) nuevamente aparecen formas de fondo llamadas antidunas, las cuales se manifiestan en la superficie libre por medio de la ondulacin de la misma, en fase con las formasdefondo,comocorrespondeaunrgimensupercrtico.Lasantidunasmigranlentamenteaguasarriba.Sianla velocidad aumenta, para regmenes altamente supercrticos, se forman rpidas y pozos con un gran poder erosivo. Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber11 Diversos investigadores han tratado de establecer las condiciones para las cuales se producen las diversas formas de fondo. Bogardi en 1959 present el resultado de sus investigaciones al respecto, el cual se presenta conjuntamente con la curva de Shields: Formas de fondo en un baco de Shields segn Bogardi Cadaformadefondoaadealaresistenciaalflujodebidaaltamaodelgranounaresistenciadeforma.Estaes lgicamentemayorconlasdunasqueconlosrizosoconlechoplano.Enlafigurasiguienteseobservalatensintotal debida a las fuerzas de rozamiento en el fondo, como suma de la tensin debida al grano ms la debida a las formas (0 = + ) en funcin del nmero de Froude. Tensin de corte en funcin del nmero de Froude Vemos un primer tramo en la curva donde toda la resistencia se debe a la rugosidad de los granos (an no se produce el movimiento). A partir de ese umbral, comienzan a colaborar las formas de fondo (rizos y dunas) aumentando la tensin de cortetotal.ParanmerosdeFroudecercanosa1,lafriccindebidaalaformadecrecerpidamente(lechoplano)yla friccin es debida exclusivamente al grano. Para velocidades mayores, las antidunas incrementan las prdidas por friccin. Lasparticularidadesdeestacurvaexplicanelhechocomprobadoenciertosrosdequeenciertaregindecaudalesun caudal mayor circule con un tirante menor (lecho plano). EngelundyHansendesarrollaronunmtodoparapredecirlarelacinprofundidaddescargatomandoencuentala contribucindelasformasdefondoenlarugosidaddelcanal.Paraelloconsideraronquelatensindecortetotal correspondienteaundeterminadocaudalenunaseccinfluvialpodaconsiderarsecomosumadedostensiones, una provocada por la friccin de los granos (0) y otra debida a las formas de fondo (0), de forma tal que 0 = 0 + 0, o bien, dividiendo todo por d: * = * + *. Las expresiones son: 2* *4 , 0 06 , 0 ' + 2 3* *3 , 0 06 , 0 ' + Para arenas Para gravas Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber12 TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Segn su comportamiento, al ser transportado por el flujo, el sedimento se puede diferenciar en dos grandes grupos: el del fondo y el de lavado. Al estudiar un tramo de ro, el primero es el material que forma el fondo o lveo del cauce y el segundo el que no se encuentra dentro de ese material. Este ltimo est formado por partculas muy finas como limos y arcillas que el agua transporta en suspensin. La diferencia principal en el comportamiento entre el material del fondo y el material de lavado consiste en que el transporte de fondo depende de las caractersticas hidrulicas de la corriente y de las caractersticas fsicas del material, por tanto si en dosrostienentramossemejantes,conidnticomaterialenelfondo,transportanlasmismascantidadesdematerialdel fondobajocondicioneshidrulicassemejantes.Loanteriornoocurreconelmaterialdelavado;enformageneral,unro puede transportar tanto material de lavado corno llegue a l, casi independientemente de las caractersticas hidrulicas de la corriente. As, dos ros semejantes con igual material en el fondo, pero uno con cuenca protegida o forestada y otro con una cuencadesprotegidaconfuertespendientesymaterialsueltosobresusuperficie,arrastrancantidadescompletamente diferentes de material de lavado, llegando el primero al extremo de no transportar nada de ese material. Como se ha indicado, se clasifica como material de lavado todo aquel material fino que no se encuentra representando en el material del fondo. Cuando los dimetros de este ltimo no son conocidos, se establece como lmite entre ambos materiales al dimetro de 0.062 mm, de tal manera que el transporte de lavado es el formado por todas las partculas menores que ese dimetro. Eltransportedelavadosiempretienelugarensuspensin,mientrasqueeltransportedelmaterialdelfondopuedetener lugar dentro de la capa del fondo o en suspensin. La capa del fondo, como su nombre lo indica, se encuentra justo arriba dellechodeuncauce.Einstein,quienintrodujoesteconcepto,leasignunespesorigualadosveceseldimetrodela partcula considerada. Por tanto, en una condicin real hay tantas capas de fondo como partculas de diferente tamao se tengan en el fondo. El transporte unitario de sedimentos se expresa en peso o en volumen. Si se expresa en peso se designa con la letra gx cuyas unidades sern kg/s.m o N/s.m y si se expresa en volumen, se designa con la letra " qx " y sus unidades son m3/s.m. Esmuyimportantetenerenmentequeelvolumenqxobtenidoconlasfrmulasdetransporteeselocupadoporlas partculas slidas sin dejar huecos entre ellas. Por lo tanto, la relacin entre gx y qx est dada por: gx = s qx el subndice x depende del tipo de transporte y se explicar ms adelante. ARRASTRE EN LA CAPA DE FONDO Eselmaterialdelfondodelcaucequeesarrastradoporlacorrientedentrodelacapadefondo,cuyoespesor,segn Einstein, es igual a dos veces el dimetro de la partcula considerada. A este arrastre se le designa con el subndice B . El arrastre en la capa de fondo se calcula en funcin de las caractersticas hidrulicas de la corriente, de la geometra del cauce y de las propiedades fsicas del material del fondo. TRANSPORTE DE FONDO EN SUSPENSION Estformadoporelmaterialdelfondodelcaucequeestransportadoporlacorrienteensuspensin;esdecir,dentrodel seno del lquido arriba de la capa de fondo. El flujo, debido a su velocidad y turbulencia, levanta las partculas del lecho y las mantiene en suspensin, aunquecontinuamente se produce un intercambio de partculas entre las que hay en la capa de fondo y las que se transportan en suspensin. La concentracin o nmero de partculas en suspensin disminuye cuando la Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber13 turbulenciaylavelocidaddelacorrientedecrecen.Cuandoocurreloanteriorunaciertacantidaddepartculasretornaal fondo. A ese arrastre se le designa con el subndice BS. El material del fondo es granular en la mayora de los ros; es decir, est formado por partculas sueltas de arena, grava o boleos. Las fuerzas que tratan de mover a estas sonlasdearrastreysustentacinquelacorrienteejercesobreellas.Las fuerzas que tratan de oponerse al movimiento son el peso propio de cadapartculaylafriccinquedesarrollaaldescansar sobreotraspartculas,laquetambinesfuncindelpeso.Alserlevantadasypuestasensuspensin,elpesodecada partcula es la nica fuerza actuante para que las partculas retornen nuevamentealfondo.Ladistribucindela concentracindepartculasenunaverticalesmsuniformecuantomsfinoeselmaterialymayorlaturbulenciadela corriente. Cuando el material es grueso o la turbulencia es menor, se tiene muy poco material en suspensin cerca de la superficie y concentraciones mayores cerca del fondo. El transporte del fondo en suspensin se calcula en funcin de las caractersticas hidrulicas de la corriente, la geometra del cauce y las propiedades fsicas del material del fondo. Tambin se puede obtener en funcin de los primeros dos aspectos sealados y de una muestra de agua- sedimentos tomada en un punto conocido de la seccin. De esa muestra se debe obtener la concentracin de partculas en suspensin y las propiedades fsicas de las partculas. TRANSPORTE DE FONDO O TRANSPORTE TOTAL DEL FONDO Estformadoporelmaterialdelfondoqueestransportadoporlacorriente,tantodentrodelacapadefondocomoen suspensin. Por tanto, el transporte de fondo es igual a la suma del arrastre en la capa de fondo ms el transporte de fondo en suspensin. Se designa con el subndice BT. Se cumple por lo tanto la relacin gBT = gB + gBS TRANSPORTE DE LAVADO Est formado por el material muy fino que es transportado en suspensin y que no se encuentra representado en el material del fondo del cauce. Al considerar una seccin determinada, todoelmaterialdelavadoprocededelostramosdeaguas arriba. Su origen se encuentra en el suelo de la cuenca erosionado por las gotas de lluvia o bien proviene en ocasiones de la erosinqueelmismoro produce en sus mrgenes. Cuando no se conoce el tamao de las partculas del fondo, aquellas transportadas en suspensin y menores que 0,062 mm se consideran material de lavado. Se denomina con el subndice L. El transporte de lavado depende de la cantidad de partculas que la cuenca aporta al ro bajo la accin de una lluvia. Como no es funcin de las caractersticas hidrulicas de la corriente, slo se puede valuar cuando se toma una muestra de agua con partculas en suspensin y se separa la porcin de partculas que no estn representadas en la curva granulomtrica del material del fondo. TRANSPORTE EN SUSPENSION Estformadoporlatotalidaddelaspartculasquesontransportadasensuspensin.Porlotanto,eltransporteen suspensin es igual a la suma del de fondo en suspensin mas el de lavado y se designa con el subndice S. Se cumple as la relacin gS = gBS + gL Cuando se toma una muestra de agua en una corriente natural se obtiene siempre la concentracin relacionada al transporte en suspensin, ya que en ella puede haber material de lavado y partculas que proceden del fondo. Una muestra que nicamente tenga material de lavado se puede obtener en la zona de un ro en el que las velocidades sean muy bajas y el flujo no pueda levantar las partculas del fondo. Una muestra que contenga material del fondo en suspensin se obtiene en un canal de laboratorio con fondo arenoso donde se use agua limpia; en la naturaleza se encuentra en algunos afluentes en la zona de montaa y tambin en los canales de comunicacin que hay entre lagunas costeras y el mar, ya que al subir la marea y entrar el agua de mar, sta lo hace generalmente libre de limos y arcillas. Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber14 Al tomar una muestra de agua sedimento conviene separar el material que procede del fondo y el material de lavado. La formaprcticadehacerloconsisteenpasarlamuestraatravsdeunamalla200cuyaapertura.esde0,074mm(valor cercanoa0.062mmestablecidocomoseparacinentreambosmateriales).Laspartculasretenidasenlamalla corresponden al material del fondo y las que pasan al material de lavado. TRANSPORTE TOTAL Est formado por todas las partculas que son transportadas por el ro, procedan del fondo o sean de lavado. Se denomina con el subndice T. Por lo expuesto anteriormente, se cumplen las relaciones siguientes: gT = gL + gBT gT = gL + gBS + gB gT = gS + gB Lamayoradelosprimerosmtodosdesarrolladosparacuantificareltransportedesedimentos,pretendenobtenerel materialqueesarrastradoenlacapadelfondo;sinembargo,laspruebasefectuadasfueronhechasencanalesde laboratorio y en ellos, el arrastre se conoca al cuantificar todas las partculas que eran transportadas y llegaban al final del canal.Cuandolasvelocidadesdelflujoeranaltas,algunaspartculaserantransportadasensuspensin,porloqueel transporte era el total del fondo y no el arrastre en la capa de fondo. En1950,Einsteinintrodujoelconceptode"capadefondo"yseparelarrastreenlacapadefondodeltransporteen suspensin; sin embargo, l tom en cuenta resultados de otros autores en que se haba cuantificado la suma de los dos arrastres y no nicamente el arrastre en la capa de fondo. Ese concepto es confuso y poco til cuando se tiene un material bien graduado en el fondo, ya que la capa de fondo es igual a dos veces el dimetro de cada partcula considerada, lo cual puede dar un valor, por ejemplo, de 10 cm para una partcula grande mientras que para las arenas finas, dentro de la misma muestra,elespesordesucapaseradeslounafraccindemilmetro.Porloexpuesto,otrosautorescornoFernndez Luke,ReizesyHayashi-Ozakihanestudiadoelespesordeesacapa,dentrodelacualocurrenpequeossaltosdelas partculasyhanobtenidolaalturaylongituddeesossaltos.Porsuparte,vanRijnpropusounarelacinempricapara determinar el espesor de la capa de fondo para un conjunto de partculas de distintos tamaos. Clasifiacin del transporte de sedimentos Diferentes formas de transporte de sedimentos Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber15 ECUACIONES DE TRANSPORTE DE FONDO Las ecuaciones o frmulas de transporte de fondo tratan de cuantificar el caudal slido de una corriente en funcin de sus caractersticas hidrulicas y de las caractersticas del cauce. La complejidad de la mecnica del transporte de sedimentos es tal que no hapodidoproponerseunaverdaderaecuacindinmicadeltransportedelafaseslidadeunflujodeaguay slidos. En su lugar han florecido ecuaciones empricas, semiempricas o basadas en distintas teoras y que dan razn de ciertas observaciones. Estas ecuaciones son aproximadas, no exactas, y slo vlidas dentro del rango de valores para el que fueron obtenidas. Unaverdaderaecuacindinmicacontemplaraelrgimennopermanente(variableconeltiempo)delaguaydel sedimento. Tambin considerara el desequilibrio en el transporte, es decir la posibilidad de que una corriente transporte ms o menos sedimento de fondo del que correspondera a las condiciones de flujo. En este caso ocurrira un cambio de cota de fondo o de pendiente de fondo al mismo tiempo que el transporte de sedimento. Otra limitacin de las ecuaciones de transporte de fondo proviene de que son frmulas de capacidad de transporte, es decir de transporte en potencia. Para que eltransporte real sea comparable a la capacidad de transporte es necesario que haya sedimentodisponibleparalacorriente.Cuandoshaysedimento,tendernacoincidirtransporterealycapacidaden trminos medios en el espacio y el tiempo. En cambio, si no hay disponibilidad de material el transporte real ser inferior a la capacidad. Para un flujo dado, la capacidad de transporte (el caudal slido transportable) es menor a mayor tamao. Lo mismo puede suceder con la disponibilidad, es decir, el volumen por unidad de tiempo que la partesuperiordelcauceolacuencapuede proporcionar al tramo considerado. Entre ambas magnitudes puede ocurrir lo ilustrado en la figura siguiente; en tal caso, la aplicacindeunafrmuladetransportesermuyerrneasi el material es ms fino que D pues la cantidad transportada est controlada por la disponibilidad del material, no por la capacidad de transporte. Disponibilidad y capacidad en relacin al transporte slido Ecuacin de Du Boys - Straub Du Boys en 1879, establece por primera vez una frmula para estimar el arrastre de material slido en el fondo de un ro o canal. Straub, en 1935 introdujo mejoras a la ecuacin, llegando a la expresin siguiente: Donde gBes el caudal slido expresado en kg/s.m d50es el dimetro medio, en m 0es la tensin media de corte sobre el fondo, en kg/m2 ( )c Bdg 0 0 4 35001003 , 0Univ. Nac. de Crdoba FCEFyNHidrologa y procesos hidrulicos Ing. Juan F. Weber16 ces la tensin de corte crtica, en kg/m2, que segn Maza Alvarez es Straub fija como lmite de aplicacin 0,0001