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HIDROGEOLOGIA. La Hidrogeología o Hidrología Subterránea es una Rama de la HIDROLOGÍA la cual se define como: “La ciencia natural que estudia al agua, su ocurrencia, circulación y distribución en la superficie terrestre, sus propiedades químicas y físicas y su relación con el medio ambiente”. (Comité Coordinador del Decenio Hidrológico Internacional; UNESCO, 1965) Según Custodio, E y Llamas M.R., 1996, definen la Hidrología Subterránea o Hidrogeología como: “Es la parte de la Hidrología que corresponde al almacenamiento y circulación y distribución de las aguas terrestres en la zona saturada de las formaciones geológicas, teniendo en cuenta sus propiedades físicas y químicas, sus interacciones con el medio físico y biológico y sus reacciones a la acción del hombre”. La Hidrología subterránea es aquella parte de la Hidrología que considera las aguas situadas bajo la superficie del terreno, así como sus manifestaciones exteriores e intercambios con los otros medios que son objeto de la Hidrología (Custodio y Llamas, 1976; Price, 1996). Por supuesto que las fronteras entre las diferentes ramas de la Hidrología son difusas, como sucede con el conocimiento del agua en el suelo, donde confluyen las Hidrologías superficial, atmosférica, edáfica y subterránea, y las Ciencias con las que están relacionadas: Climatología, Edafología, Geología, Geofísica, Geoquímica y Biogeoquímica. Para exponer los limites del dominio de la Hidrología Subterránea vamos a enumerar los campos de la ciencia y de la técnica con los que está relacionada o que la utilizan. En el Cuadro 1 se pueden ver los campos diferentes, las técnicas y aplicaciones que se utilizan y los desarrollos científicos y tecnológicos relacionados.

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HIDROGEOLOGIA.

La Hidrogeología o Hidrología Subterránea esuna Rama de la HIDROLOGÍA la cual se definecomo:

“La ciencia natural que estudia al agua, suocurrencia, circulación y distribución en lasuperficie terrestre, sus propiedadesquímicas y físicas y su relación con el medioambiente”. (Comité Coordinador del Decenio Hidrológico Internacional;UNESCO, 1965)

Según Custodio, E y Llamas M.R., 1996,definen la Hidrología Subterránea oHidrogeología como:

“Es la parte de la Hidrología que correspondeal almacenamiento y circulación y distribuciónde las aguas terrestres en la zona saturada delas formaciones geológicas, teniendo encuenta sus propiedades físicas y químicas, susinteracciones con el medio físico y biológico ysus reacciones a la acción del hombre”.

La Hidrología subterránea es aquella parte dela Hidrología que considera las aguas situadasbajo la superficie del terreno, así como susmanifestaciones exteriores e intercambioscon los otros medios que son objeto de laHidrología (Custodio y Llamas, 1976; Price,1996). Por supuesto que las fronteras entrelas diferentes ramas de la Hidrología sondifusas, como sucede con el conocimiento delagua en el suelo, donde confluyen lasHidrologías superficial, atmosférica, edáfica ysubterránea, y las Ciencias con las que estánrelacionadas: Climatología, Edafología,Geología, Geofísica, Geoquímica yBiogeoquímica.

Para exponer los limites del dominio de laHidrología Subterránea vamos a enumerar loscampos de la ciencia y de la técnica con losque está relacionada o que la utilizan. En elCuadro 1 se pueden ver los camposdiferentes, las técnicas y aplicaciones que seutilizan y los desarrollos científicos ytecnológicos relacionados.

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HIDROGEOLOGIA.

, las leyes que rigen la circulación del agua, loscaracteres físico‐químicos de las aguassubterráneas y su evolución, la prospección yexplotación de estas aguas y una numerosarelación de aspectos específicos, entre los quepuede incluirse la incidencia del agua en lasobras de infraestructura. Además, dada lanecesaria preocupación por el medioambiente se han desarrollado ampliamentelos temas relacionados con la contaminaciónde las aguas subterráneas y, en general, laprotección de los recursos hídricos.

Una definición mas adecuada para este cursosería la siguiente:

La Hidrogeología como Ciencia estudia losmateriales geológicos en cuanto quecondicionan la presencia, distribución y flujo delagua en el subsuelo, la relación del aguasubterránea con el entorno geológico,

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El concepto de ciclo hidrológico lleva consigo el movimiento otransferencia de las masas de agua, de un sitio a otro y de unestado a otro.

El movimiento permanente del ciclo se debe fundamentalmentea dos causas;

• El Sol.‐ Provee energía para elevar el agua el suelo(evaporación) y,•Gravedad.‐ Precipitación.

Suponiendo que el ciclo se inicia cuando una parte del vapor deagua (es un ciclo por lo que no tiene principio ni fin), de laatmósfera se condensa y da origen a precipitaciones en formade lluvia o nieve.

Cuando la precipitación alcanza la superficie del terreno,tenemos:

•Almacenamiento Superficial.‐ Charcas, Lagos o mar.•Escorrentía Superficial.‐ Ríos y riachuelos.•Infiltración.‐ Penetración bajo superficie, saturación de poros ofisuras.•Organismos.‐ Tanto en su cuerpo como para sus funcionesvitales.

En todas las etapas están sometidas a evaporación y en las dosprimeras pueden estar influenciadas por la infiltración.

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El agua retenida en el suelo vuelve a la atmosfera en formade vapor bien por evaporación directa o bien portranspiración de las plantas.En la práctica, es difícil separa el volumen de agua que pasa ala atmosfera por evaporación del que lo hace portranspiración por lo que se suelen tratar en conjunto en unconcepto denominado Evapotranspiración.

De lo anterior las componentes del ciclo hidrológico son:

•PRECIPITACIÓN,•EVAPOTRANSPIRACIÓN,•INFILTRACIÓN Y•ESCORRENTIA.

BALANCE HIDROLÓGICO.

En general el ciclo hidrológico lo podemos observar comotransferencias energéticas con sus correspondientestransferencias de masas, por lo que atendiendo a la ley de laconservación de la masa y considerando una cuenca cerraday para un tiempo determinado tendríamos:

ΔAlmacenamiento =Precipitación‐Evapotranspiración‐Escorrentia.

En la anterior ecuación estamos suponiendo que laprecipitación es la única fuente de agua, y que porescorrentía nos referimos tanto a la superficial comosubterránea.

La anterior ecuación es conocida como Balancehidrológico de una cuenca y puede ser simplificada a:

Entradas‐Salidas = Variación en el almacenamiento.

La situación se complica si no es un sistema cerrado, siexisten intercambio de agua natural, con otrascuencas o artificialmente. Por lo que tenemos quetener claro que en un balance hidrológico solo esválido para unas condiciones de espacio y tiempoespecíficos.

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Ejemplo: Una cuenca hidrográfica tiene una superficieaproximada de 500 Km2, y recibe una precipitación anual (P)de 3 x 108 m3/año. También se ha estimado que laescorrentía total (E) asciende a unos 120 x 106 m3/año. Si elvolumen de almacenado en la cuenca se mantieneaproximadamente constante al cabo de dicho período detiempo, calcular la evapotranspiración real (ETR) en mm.

Atendiendo la Ley de la Conservación de la Masa:

Entras – Salidas = Δalmacenamiento.

En este caso:

P‐E‐ETR = ΔV = 0…….(1).

Homogenizando unidades y teniendo que 1 mm = 1 L/m2

La precipitación en mm/año será:

P = 3 x 108 m3/año x 1000 L/m3 = 3 x 1011 L/año.

500 Km2 x 106 m2/Km2 = 5 x 108 m2

P (mm) = 3x1011 L/año / 5 x 108 m2 = 600 mm/año.

Y la Escorrentía:

E (mm) = (120 x 106 m3/año x 1000L/m3)/(500Km2x106m2/Km2) = 240L/año m2

= 240 mm/año

Aplicando (1).

ETR = (600‐200)mm/año = 360 mm/año.

O lo que es lo mismo:

P‐E = ETR

3 x 108 m3/año – 1.2 x 108 m3/año = 1.8 x 108 m3/año

Lo dividimos entre la superficie de la cuenca, para obtener un valorunitario o sea en m.

(1.8x108m3/año)/(5x108m2) = 0.360 m/año x 1000 mm/m = 360 mm/año

A hora analizaremos cada uno de los términos del ciclohidrológico.

Precipitación.

Cualquier y todas las formas del agua, en estadolíquido o sólido, que cae de las nubes hasta llegar ala tierra. Esto incluye la lluvia, llovizna, lloviznahelada, lluvia helada, granizo, hielo granulado, nieve,granizo menudo y bolillas de nieve. La cantidad deprecipitación se expresa generalmente en milímetrosmidiendo la profundidad del agua en estado líquidoen la sustancia que ha caído en un puntodeterminado durante un período específico detiempo

¿Cómo se mide?Pluviómetros.‐ Registro discreto de precipitación enun punto durante un día, no da información sobre ladistribución de la precipitación durante el día.Pluviografos .‐ Registro continuo de precipitación,provee un pluviograma curva de precipitaciónacumulada.

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De un pluviograma se puede obtenerse:

•Volumen total de agua precipitada.•Hora de comienzo y fin de cada tormenta.•Intensidad máxima de precipitación (Volumen máximo deagua caída en la unidad de tiempo). Coincide con la máximapendiente del pluviograma.•Curvas de intensidad‐duración‐frecuencia, que se utilizanpara el cálculo de períodos de retorno de tormentas dediferentes intensidades.

Pluviómetro

Pluviográfo

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CALCULO DEL VOLUMEN DE AGUA PRECIPITADO SOBRE UNACUENCA.

Este se realiza para la precipitación media de toda la serieconsiderada, para la media de una secuencia secarepresentativa, para la media de una secuencia húmedarepresentativa, para el año más seco del período y para elaño más húmedo del período.

Los métodos clásicos para calcular el volumen de aguaprecipitado sobre una cuenca son tres:

a) Media Aritmética.b) Polígonos de Thiessen.c) Isoyetas.

a)MEDIA ARITMÉTICA.‐ Calcula la precipitación sobre lacuenca como la media aritmética de la precipitación para elperíodo considerado.

Donde:hp = es precipitación media, hpi es la precipitación registradaen la estación i y n es el número de estaciones bajo análisis.

Es un método rápido utilizado en zonas con topografía suavey homogeneidad climática en la cuenca, pues da el mismopeso a la precipitación de todas las estaciones.Suele utilizarse como una primera aproximación.

b) POLIGONOS DE THIESSEN.‐ Es una media ponderada,A cada estación pluviométrica se le asigna un área deinfluencia delimitada por un polígono el cual se obtienede la siguiente manera:

•Se realiza una triangulación de la cuenca uniendo cada una delas estaciones pluviométricas, con las adyacentes a ellas. Setrazan las mediatrices de cada uno de los lados de los triángulosdibujados. Estas mediatrices definen una serie de polígonos ycada uno de ellos encierra una estación. Suponiendo que laprecipitación media en esa estación define la del área delpoligono.•Se multiplica la precipitación en cada estación por el área delpolígono asociado, obteniéndose el volumen de agua precipitadoen cada polígono, la suma de todos estos es el volumen deprecipitación de la cuenca, Si se quiere dar el equivalente en mmbasta dividir el volumen total entre la superficie de la cuenca.

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Donde:Ai = Es el área de influencia de la estación i y AT = Área Totaldel cuenca.

Este método es puramente geométrico y no toma encuentala fisiografía de la cuenca, da buenos resultados en zonas confisiografía homogénea, a medida que aumentan losaccidentes topográficos, es necesario un incremento en elnúmero de estaciones para obtener datos fiables.

c) MÉTODO DE ISOYETAS.‐ Se define como isoyeta como ellugar geométrico de los puntos de igual precipitación.

Este método también es una media ponderada. Al área entrecada dos isoyetas, se le aplica la precipitación de la isoyetamedia de las dos que limitan esa área. La suma de losvolúmenes de agua así calculados proporciona el volumentotal de agua precipitado sobre la cuenca. Es el método quese ajusta mas a la realidad, si se toma en cuenta lameteoreologia de la zona, su función viene dada por:

Donde:Ai = Es el área de influencia de la estación i y AT = Área Totaldel cuenca.

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Ejemplo: En la cuenca mostrada en la figura anterior (6.21 a)se tienen entre paréntesis, registradas las altura deprecipitación. Calcular la precipitación media en la cuencausando los tres métodos vistos anteriormente.

Método Aritmético.

hpm = 1/6(12+9+19+14+23+27) = 17.33 mm.

Método de Polígonos de Thiesen. La figura aledaña muestrala configuración de cada uno de los polígonos, de los cualesse ha determinado lo siguiente:

De lo anterior tenemos que la precipitación media sera

hpm = 16.69 mm

Estación Área Ai(Km2) Hpi (mm) hpiAi (mm Km2)1 4613 12 553562 1170 9 105303 2802 19 532384 4061 14 568545 3314 23 762226 1390 27 37530ΣAi 17350 ΣhpiAi 289730

Método de Isoyetas.‐ Como se observa en lasiguiente figura si se trazan isoyetas a cada 5 mm, lacuenca queda dividida en cinco partes, cuyas áreas yaltura de precipitación son:

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Isoyeta Area (Ai) hpi (mm) Ai(hpi)05 a 10 368 7.5 276010 a 15 7295 12.5 91187.515 a 20 5452 17.5 9541020 a 25 2237 22.5 50332.525 a 30 1998 27.5 54945ΣAi 17350 ΣhpiAi 294635

hpi m 16.9818444

El volumen de agua precipitado en el intervalo de tiemposeleccionado se calcula, en litros, multiplicando laprecipitación en mm por el área de la cuenca en m2. Comosuele obtenerse una cifra muy elevada, se suele expresar enhm3 ( 1 hm3 = 106m3 = 109L).

Pare el caso anterior el volumen precipitado sería.

A(m2) = 17350 Km2 x 106 m2/Km2 = 1.735 x 109m2

Ahpm = (1.7350 m2 x 17 mm) x 109 = 2.95 x 1010L.

La precipitación de recibida en la cuenca para el periodoseleccionado es de 29.5 hm3.

ESCORRENTIA.

Como hemos indicado, por el terminó Escorrentía, nosreferimos tanto a la superficial como a la subterránea,aunque en este apartado únicamente nos referiremos a laprimera, en virtud a que el objetivo del curso se fundamentaen la segunda y será abordada mas ampliamente, en otrasunidades.

Como escorrentía denominamos al agua que circulapor los cauces de los ríos. A los volúmenescirculantes en unidades pequeñas (generalmente seg),se le denomina caudales instantáneos, expresandoseen m3. Para intervalos de tiempo mayores (días aaños), el volumen se mide en hm3 y se denominaaportaciones.

La escorrentía superficial depende de:

•Precipitación (Intensidad, duración y distribución).•Permeabilidad del suelo y roca.•Vegetación y Pendiente del Terreno.

Entendemos a la “Cuenca” como un áreatopográficamente delineada que resulta drenada porun sistema de corrientes de agua, o sea, la superficietotal que drena hasta un cierto punto de una corrienteo río. La cuenca es una unidad hidrológica que ha sidodescrita y usada como unidad físico‐biológica y unidadsocio‐económica‐política para planificar y ordenarrecursos naturales. También, la Cuenca hidrográficapuede considerarse como la unidad territorial queconstituye un sistema ambiental integrado porfactores físico‐naturales y socio‐económicos,dinámicos e interrelacionados entre sí, los cualesoperan dentro y fuera de la misma cuenca.

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Una definición mas sencilla sería: “Una cuenca es unazona de la superficie terrestre en donde (si fueraimpermeable), las gotas de lluvia que caen sobre ellatienden a ser drenadas por el sistema de corrienteshacia un mismo punto de salida”.

•Corriente.‐ Flujo de agua canalizado de cualquier tamaño.

FLUJOS DE CORRIENTE:

A)FLUJO LAMINAR (La trayectoria de laspartículas de agua son paralelas entre sí y elcauce. (Velocidades bajas, en canales rectos ypoco profundos)

B) FLUJO TURBULENTO. Movimiento irregularesen remolino. (Velocidades altas, irregularidadesdel lecho)

TRANSPORTE DE SEDIMENTOS.

• Carga en Solución (Carga disuelta).‐ Disolución de minerales por el Agua (ppm)• Carga en Suspensión.‐ Partículas finas de arenas a arcillas, color turbio.• Carga de Tracción (Carga de Fondo).‐ Rodamiento, deslizamiento y saltación.

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Parámetros Geomorfológicos o Hidrográficos.

Parteaguas.‐ Línea imaginaria formada por los puntos demayor nivel topográfico y que separa la cuenca de lascuencas vecinas.

Método de Trazado:

•Las divisorias pasan por los picos más elevados de una zona. Partiendo del punto másalto de una montaña, hay que desplazar el lápiz procurando perder la menor altitudposible, por la línea de mínima pendiente.•La divisorias coinciden con el eje de una alineación montañosa (la cuera, la línea decumbres ) y por lo tanto viene a ser como planos de simetrías de las curvas de nivel. Ladivisorias pasa por el medio de la “uves” que hacen las curvas de nivel en las cuerdas.•Una depresión aparece en el mapa con al menos cuatro curvas de nivel en forma de Venfrentadas. La divisoria pasa por el medio de la V de las dos curvas de mayor altitud.•Cada cuenca hidrográfica es única y cerrada. Esto no quita el que la cuenca puedadividirse en subcuencas.•La confluencia de un rio y su afluente es el punto de partida para una divisoria, la otramargen de uno de los cauces, tendrá que cerrarse la cuenca.

Área de la Cuenca.‐ Superficie en proyección horizontaldelimitada por el parteaguas.

Corriente Principal.‐ Es la que pasa por la salida de la misma.

Entre más corrientes tributarias (toda aquella que no esprincipal y en la cuenca solo hay una principal), se tengan,más rápida será la respuesta a al precipitación.

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Orden de Corrientes.‐ El orden de la cuenca refleja el gradode ramificación o bifurcación de la cuenca. Para definir esteparámetro, es necesario introducir el concepto deordenamiento de Strahler, en el cual, las corrientes seclasifican siguiendo un orden de importancia:

Corrientes de primer orden: canales que no tienentributarios.Corrientes de segundo orden: cuando dos corriente deprimer orden se unen.Corrientes de tercer orden: cuando dos corrientes desegundo orden se unen.Corrientes de orden n+1; cuando dos corrientes de orden nse unen.El orden de la cuenca es igual al orden de la corriente quellega al punto de salida de la cuenca

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Drenaje Dentritico.‐ Se compara con pequeñas hebras ohilos. Son cursos pequeños, cortos e irregulares, que andanen todas las direcciones, cubren áreas amplias y llegan al ríoprincipal formando cualquier ángulo.

La red dendrítica indica un subsuelo homogéneo. Sedesarrolla en sedimentos sueltos con superficieshomogéneas como arena, limo y arcilla, en rocas cristalinas ymetamórficas, que no son afectadas por zonas de fallas,en rocas sedimentarias horizontales o poco inclinadas, nofracturadas o diaclasadas en rocas masivas, resistentes conrespecto a la erosión, en regiones áridas

La densidad de los cursos de agua de una red dendríticadepende de las precipitaciones y del escurrimiento(infiltración).Una red dendrítica fina se desarrolla en un subsuelorelativamente impermeable y poco resistente con respecto ala erosión (en arcillas, arenas finas, margas, tufitas porejemplo).Una red dendrítica gruesa se desarrolla en areniscas de granogrueso, de alta permeabilidad, en rocas intrusivas de granogrueso no fracturadas o solo ligeramente fracturadas, enregiones húmedas en carbonatos y dolomías, donde el aguase infiltra el subsuelo.

PATRONES DE DRENAJE.

Drenaje Entrelazado.‐ En este tipo los tributariosdeprimer orden son largos y de trazado recto, siendo a menudo paralelos a un curso principal. Los tributarios cortos confluyen con los canales mayores formando ángulos aproximadamente rectos. Estas formas que indican un importante control estructural, se desarrollan sobre zonas que han sido fuertemente plegadas.

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Drenaje Entrelazado.

Puede indicar una alternancia de estratossubyacentes de rocas resistentes y no resistentes ala erosión, deslizándose los tributarios cortos sobrelos lados de las capas más resistentes levantadas.

Normalmente se desarrollan en los flancos deanticlinales.

Se genera en una o varias de las siguientessituaciones:

•Control estructural (fallas, diaclasas, fracturas, diques) •Antiguas morrenas (geoformas glaciares) •Pluviosidad mediana •Pendientes suaves

Drenaje Rectangular.‐ Es cuando entre los tributarios y el cauce principal se generan ángulos rectos.

Ocurre cuando:

∙ Control estructural (fallas, fracturas, discontinuidades) ∙ Alta permeabilidad

Se desarrolla en áreas de rocas cristalinas disectadas por un sistema de fracturas ortogonal. En altiplanicies cubiertas de rocas sedimentarias +/‐horizontales. En dimensiones pequeñas en areniscas diaclasadasen zonas áridas o semiáridas.

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Drenaje Radial.‐ En éste se aprecia que laspequeñas fuentes de agua salen de un puntocentral, indicando un punto elevado dentro delpaisaje.

Es típico de las montañas que terminan en formade pico definido, domos, cerros testigos, volcanes, yque tienda a ser redondeada su base. El desarrollode la red de drenaje es denso.Es necesario que se presenten las siguientescondiciones:

∙ Litología con baja permeabilidad∙ Baja cobertura vegetal∙ Pendientes fuertes y laderas altas∙ Caudales moderados

Las formas radiales pueden ser centrífugas ocentrípetas.

Las formas centrífugas son características de losplegamientos en domo, o de las laderas volcánicas.

Las formas radiales centrípetas indican unadepresión cerrada, por ejemplo: cráteres, calderas,cuencas, valles o domos colapsados.En éste caso en especial se tienen dos situaciones:

∙ Una zona de alta permeabilidad o∙ Depresión de almacenamiento de agua

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Drenaje Anular.‐ Es muy similar al radial pero no es tan denso. Indica, al igual que el anterior, un resalto en una superficie plana.

Éste se presenta cuando:

∙ Existe procesos de captura de cauces ∙ Terrenos inestables ∙ Pueden presentarse materiales con variada permeabilidad∙ Moderada a alta cobertura vegetal ∙ Rocas de diferente dureza

Drenaje Paralelo.‐ Se presenta cuando varias corrientes corren paralelas entre sí, sin importar el orden o la importancia en el conjunto total de tributarios.

Se presenta cuando se dan las siguientes condiciones:

∙ En pendientes altas ∙ Cuando hay algún tipo de control topográfico o estructural ∙ Materiales con baja permeabilidad ∙ Pendientes moderadas entre sí ∙ Baja cobertura vegetal

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Geometría Hidráulica de los cauces de corriente.

La pendiente es una función inversa del caudal.

A medida que el caudal de un río aumenta agua abajo, aumentan también laanchura, profundidad del cauce, la velocidad de la corriente y la carga en suspensión.

Lo anterior se explica por una perdida de fricción en el cauce.

Algunas ecuaciones simples son:

W = aQ0.26 aumenta la raíz cuadrada del caudal

D = cQ0.40 aumenta la raíz cuarta del caudal

V = KQ0.34 aumenta la raíz cúbica del caudal

Donde:W = Anchura,D = Profunidad,V = VelocidadQ = Caudal.

Algunos de los factores que controlan la velocidad aparte de los expresados son: 1) El gradiente, 2) Irregularidades en el cauce y 3) el caudal

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¿Cómo se mide la Escorrentía?.‐ Esta sueleestimarse a través de hidrogramas, en los cuales serepresenta la variación del caudal de un río a lolargo de tiempo en una sección determinada. Enella se puede reconocer:

Curva de crecida a la parte del hidrograma quepone de manifiesto el aumento continuo delcaudal.

A partir de la punta del hidrograma comienzan adecrecer los caudales (curva de descenso), hastaque cesa el efecto de tormenta en el puntoconsiderado, manifestado por un punto derompiente en el hidrograma que marca la curva deagotamiento, que se extiende hasta el inicio de lasiguiente crecida.

Dichos caudales (agotamiento) proceden bien delagua subterránea (acuíferos conectados al río ) ofusión de las nieves o ambas.

El área bajo el hidrograma desde el inicio de lacurva de crecida hasta el inicio de la curva deagotamiento mide la aportación de aguaproporcionada por la tormenta en el punto dondese elaboró el hidrograma.

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Para encontrar el punto del nuevo agotamiento, sehan realizado intentos por correlacionar el tiempode vaciado con el área de la cuenca, de los cualesse desprende:

N = 0.827 A0.2

Donde:

N = Tiempo de vaciado del escurrimiento directo endías.A = Area de la cuenca en Km2 .

El punto de agotamiento estará a N días despuésdel pico.

Volumen de Escurrimiento Directo.

Se define como el volumen resultante de ladiferencia del volumen de lluvia, menos el volumende pérdidas y esta expresado como sigue:

Ved = Volumen de lluvia‐ Volumen de perdidasVed = (ΣQi)Δt.

Ejemplo calcular el volumen de escurrimiento delhidrograma que se muestra enseguida y que tieneun área de cuenca de 3600 Km2

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

0 10 20 30

Gasto m

3/seg

Tiempo (hrs)

Vesc. Base

Tiempo (hrs) Esc. Total (m3/seg) Esc. Base (m3/seg)Esc. Directo m3/seg

8 1000 1000 010 1000 1000 012 2000 1000 100014 3000 1000 200016 4000 1000 300018 3000 1000 200020 2000 1000 100022 1800 1000 80024 1600 1000 60026 1200 1000 20028 1000 1000 0

Σ 10600Ved = 10600 m3/seg x 2 hrs x 3600 seg/1hrs = 7.632 x 10 7 m3.

La altura de la lluvia en exceso es: He = Vd/A = 21.2 mm

Ved

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Para medir el caudal de un cauce, echamos mano del áreade sección del cauce y de la velocidad de la corriente, esimportante recordar que a lo largo del cauce se presentandiferentes velocidades, por el rozamiento del agua con lasparedes del mismo, por ello , en dichos contorno sepresentara una menor velocidad, siendo que en su centro sepresentara la máxima velocidad.

De igual forma hacia los bordes del mismo se supondrá unflujo turbulento y en la superficie y centro este será laminar.

El caudal de los ríos, se controlan mediante estaciones deaforo.

Los caudales se pueden establecer por 3 métodos:

• Métodos Directos.‐ Utilizan la velocidad del cauce porla sección delimitada por el perímetro mojado.

Para establecer la velocidad del cauce por estos métodostenemos:

• Método del Flotador.‐ Se establece la velocidad quetarda en recorrer una distancia medida el flotador.

• Método del Molinete.‐ Se introduce una hélice en elcauce del rió y se mide la velocidad lineal de este , apartir de la velocidad de giro de la hélice.

Para este método se toman velocidades a diferentesprofundidades y en diferentes secciones del rio y conlos valores obtenidos se realiza una interpolación.Obteniendo la velocidad promedio de la multiplicacióndel área de la curvas entre su velocidad media , yposteriormente realizando la sumatoriacorrespondiente.

El método indirecto consiste en la canalización del cauce enel tramo que se realiza la medida, por lo general se tienen 2canales uno de estiaje y otro para inundación.

Se realizan aforos directos y se correlacionan con las alturasde la lamina de agua en el canal. Se trabajaestadísticamente y se genera la llamada curva de gastos, lacual es válida únicamente para el punto del cauce para laque fue obtenida.

Métodos Químicos.

Estos pueden ser de inyección instántanea o de inyeccióncontinua.

Consiste básicamente en un balance de masas entre 2puntos del rio a partir de la inyección de un trazador deconcentración conocida. Es indispensable que en el tramoevaluado no exista ni aporte ni perdida de agua, o unafuente natural del trazador seleccionado.

Método de Inyección Instantánea.‐ Se introduce, unvolumen de disolución de trazador conocido VT y deconcentración conocida CT. Por lo que tendríamos que:

MT = VT ( CT)

Se toman muestras a un intervalo de tiempo constante y semide en laboratorio su concentración, posteriormente estasse gráfican vs tiempo determinándose el gasto como:

QR = MT /(Δt x Σci).

Donde: QR.‐ Caudal del Río, Ci.‐ Las concentraciones en cadaintervalo de tiempo (Δt)

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Método de Inyección Continua.‐ Se introduce, un caudal detrazador constante QT de magnitud conocida y despreciablecon respecto al gasto del rio y de concentración conocidaCT. Por lo que tendríamos que una vez alcanzado el régimenpermanente se tendría:

MT = QT ( CT)

MT = QR ( CR)

Se toman muestras a un intervalo de tiempo constante y semide en laboratorio su concentración, posteriormente estasse gráfican vs tiempo determinándose el gasto como:

QR = QT (CT /CR).

La anterior ecuación se obtiene de igualar las dos primerasecuaciones descritas.

Donde: QR.‐ Caudal del Río, CR.‐ Las concentración deltrazador en el segundo punto del río.

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EVAPOTRANSPIRACIÓN

Se define como evapotranspiración, como el volumen deagua que desde el estado solido o líquido pasa a laatmósfera a estado de vapor, ya sea por evaporación o portranspiración. Se expresa en mm para un tiempodeterminado.

Thornthwaite (1948) distingue entre evapotranspiraciónpotencial (ETP) y evapotranspiración real (ETR).

La ETP es el volumen de agua que pasaría a la atmósfera,considerando que siempre existe la cantidad de aguadisponible para dicho fin, por lo que no depende del valorde la precipitación ni la cantidad de agua contenida en elsuelo, por que se supone que siempre existirá.

La ETR es el volumen de agua que pasa a la atmósfera enfunción del volumen del agua disponible, por lo que la ETPserá mayor o igual a la ETR.

De lo anterior es necesario conocer el contenido del aguadel suelo, el cual se mide en función del grado de humedad,que es el peso de agua contenido en una muestra de sueloexpresado en tanto porciento, respecto al peso de lamuestra desecada en un horno de 105°C.

Gh = (Ph‐Ps/Ps) 100

Donde GR = Grado de humeand (%) Ph = Peso de la muestrahúmeda y Ps = Peso de la muestra seca.

El máximo contenido de agua en el suelo es cuando el gradode humedad es 100%, y es cuando todos los poros seencuentran saturados.

EJEMPLO.‐ Una muestra de suelo tomada en el campo pesa305 g, y tras secarse en un horno a 105°C, su peso pasa a serde 287 g. Calcular el grado de humedad de dicha muestra.

El grado de humeda en el suelo será:

Gh = (305‐287/287) x 100 = 6.3%

Otro concepto importante para el calculo de laevapotranspiración es el punto de marchites, el cual sedefine como el grado de humedad de un suelo en el que lafuerza de succión de las raíces de las plantas ya no es capazde extraer agua.

De igual forma la capacidad de campo, se define como elgrado de humedad de un suelo una vez saturado y que esdrenado por la acción de la gravedad.

Cc = (P*h‐Ps/Ps) 100

Donde P*h es el peso de la muestra después de saturada esdrenada por gravedad.

En algunas ocasiones es necesario utilizar la humedad concriterio volumétrico en lugar de másico. En este cado sedefine la humedad volumétrica como.

ϴ = Va/Vt

Donde Va es el volumen de agua contenida en un volumende terreno (Vt). La humedad volumétrica varia entre 0 y laporosidad total.

La densidad aparente se define como:

ρa = Masaterreno/Volumenterreno. VT incluye poros del suelo.

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El grado de humedad del suelo también puede ser definidapor:

ϴ = ρa (Gh/100)

El contenido de agua existente en un suelo para cualquiergrado de humedad expresado en mm sería:

CA = ((VT(m3) x ρa x (Gh/100))/Ss (m2)

Donde:

Vt = Volumen del suelo.Ρa = Densidad aparente del suelo.Ss = Superficie del suelo.Gh = Grado de húedad del suelo correspondiente a lacantidad de agua a determinar (%).

El contenido de humedad de un terreno con respecto almáximo contenido en agua que puede almacenar eseterreno (porosidad total) se llama grado de saturación yvaría entre 0 y 1.

En un suelo el agua utilizable por las plantas será ladiferencia entre el grado de humedad del suelo en unmomento determinado y el grado de humedadcorrespondiente de al punto de marchitez permanente deese suelo, por lo tanto el máximo de agua utilizable por lasplantas será la diferencia entre capacidad de campo y puntode marchitez permanente.

EJEMPLO.‐ La muestra del ejemplo anterior se satura porcompleto y después se drena por gravedad, quedando con310 g. La parcela de procedencia tiene una superficie igual a1 hectaras. (10,000 m2) y una potencia media de 2 m.

Calcular el contenido de agua, correspondiente a la capacidad decampo , existente en dicho suelo. La densidad del suelo es 1.5g/cm3. Suponiendo que el punto de marchitez permanente sea portérmino medio 5 mm, ¿Cuál sería el volumen máximo de aguautilizable por las plantas?.

Datos:

Vt = 2 x 104 m3.Ρa = (1.5 g/cm3 x 1 kg/1000 g x (1 x 106 cm3/ 1 m3) = 1.5 x 103 kg/m3.Ss = 1 x 104 m2

P*h = 310 g.Ps = 287gIkg = I L y 1 mm = (1L/m2)

Gh = (310‐287/287) x 100 = 8% o 0.08

CA = ((VT(m3) x ρa x (Gh/100))/Ss (m2)

CA = ((2 x 104 m3.) x (1.5 x 103 kg/m3) x 0.08)/ 1 x 104 m2 = 240 Kg/m2

CA = 240 Kg/m2 x 1 L/Kg = 240 L/m2 = 240 mm.

El punto de marchitez permanente se define como el volumenmarginal de agua contenida en los poros del suelo que las raices delas plantas no tienen capacidad de succión para extraer. Por lo tantoel volumen utilizable por las plantas sería:

V = CA – PM = 240 – 5 = 235 mm.

Calculo de la Evapotranspiración.

La evapotranspiración se calcula mediante medidas directas,balance de agua en el suelo y métodos empíricos.

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Medidas Directas.‐ Se basa en la obtención de estamediante evapotranpirómetros y lisimétros, cuyofuncionamiento se basa en establecer, para un tiempodeterminado, un balance de agua en un perfil de suelointroducido en un recipiente y sobre el que se ha plantadoun tipo de vegetación. La ecuación que se plantea es:

ET = A‐E ± ΔR Donde:

ET = Evapotranspiración potencial.A = Aporte del suelo por agua de lluvia y riego de maneraque se haya mantenido siempre el grado de humedad iguala la capacidad de campo.E = Exceso de agua que puede producirse y que se midemediante un sistema de drenaje instalado en el aparato.ΔR = Variación de la reserva del agua en el suelo. En estecaso es cero puesto que el grado de humedad del suelo seha mantenido siempre igual a la capacidad de campo.

En el caso de lísimetro se aplica la misma ecuación debalance, aunque en este caso las aportaciones se reducenexclusivamente al agua de precipitación. Aquí es necesariomedir la variación de la reserva de agua en el suelo.

Balance de Agua en el Suelo.‐ Se utiliza para calcularevapotranspiración real. Consiste en cuantificar laevolución del grado de húmedad del suelo a lo largo deltiempo. Se suelen considerar intervalos de tiempo durantelos que no se haya habido aportes de agua al suelo(generalmente en ausencia de precipitación y riego). Enestas circustancias las pérdidas de agua en el suelo sedeben exclusivamente a la evapotranspiración, que semide por la diferencia entre los grados de húmedadcorrespondientes a los tiempos inicial y final en el intervalode tiempo considerado.

El grado de humedad del suelo, se mide en laboratorio apartir de muestras de suelo tomadas a intervalos de tiempodefinidos, o bien a partir de medidas periódicas sistemáticasmediante el empleo de tensiómetros o sondas deneutrones.

Formulas empíricas.‐ Son solo válidas para el lugar en quehan sido desarrolladas y validadas. Sin embargo son unamanera cómoda y rápida de obtener este parámetro y por lotanto muy utilizadas.

ETP = Gh γs d/100

Gh.‐ Porcentaje de humedad del suelo en peso(%), γs.‐ Pesoespecifico relativo, d = Espesor del Suelo, en cm.

EJEMPLO.‐ Mediante pruebas de laboratorio se obtuvo unporcentaje de humedad de un 40%, un espesor de suelo de35 cm y un peso especifico de suelo de 0.85 determine laevapotranspiración.

Sustituyendo tenemos:

D = (40 x 0.85 x 35)/100 = 11.9 cm.

Existen una gran variedad de formulas empíricas para elcálculo de la Evapotranspiración (Blaney y Criddle, 1962;Turc, 1961; Penman, 1956; Thornthwaite, 1948). Sinembargo estos salen del objetivo del presente curso, por loque aquí solo se abordara el método de Thornthwaite yBlaney que son unos de los mas aplicables en nuestro país.

El primero, por tomar en cuenta sólo la temperatura mediamensual, arroja resultados estimativos, mientras que elsegundo es aplicable a casos más específicos.

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Método de Blaney‐Criddle.

En este método se toma en cuenta además de latemperatura y las horas de sol diarias, el tipo de cultivo, laduración del ciclo vegetativo (tiempo entre siembra ycosecha),la temporada de siembra y la zona.

La siguiente tabla presenta los ciclos vegetativos comunesen México.

Si se desea estimar la Evapotranspiración durante un ciclo vegetativocompleto, se puede emplear la formula:

EPT = Kg F en cm Donde:

F = Factor de temperatura y luminosidad.Kg = Coeficiente global de desarrollo. (Varía entre 0.5 y 1.2 Ver tabla)

El factor de luminosidad F se calcula como:

Donde :

n = número de meses que dura el ciclo vegetativo.

fi = Pi (Ti +17.8/21.8).

Pi = Porcentaje de horas de sol del mes i con respecto al año (véasetabla 4.5).

Ti = Temperatura del mes i en °C.

Cuando la zona en cuestión es árida, los valores de fi se multiplicanpor un factor de corrección Kti que se calcula como sigue:

Kti = 0.03114 Ti + 0.2396

Cuando se desea determinar los valores de la evapotranspiración enperíodos más cortos que un ciclo vegetativo (ej. Un mes), se usa:

Eti= K ci fi donde:

Eti = Evapotranspiración en el período i.Kci = coeficiente de desarrollo parcial, este puede ser determinadoen parcelas experimentales o usando los valores medios de la tablaaledaña.

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EJEMPLO.‐ Determinar la evapotranspiración del sorgo yel volumen de agua requerida para regar 6200 Ha,producidas en el estado de Tamaulipas y ubicadas en eldistrito de riego San Fernando con coordenadas 24° Lat. Ny 99° Long. W. Las Temperaturas que se registraron son:35°C, 38°C, 36°C y 32°C, para los meses que dura elcultivo de 3 a 5 meses se toma la media de 4 meses yempieza a partir del mes de Abril.

Datos:

Lat N = 24° C, por lo que de la tabla 4.5 tendriamos:

P1 = 8.60, P2 = 9.30, P3 = 9.20 y P4 = 9.41T1 = 35°C, T2 = 38°C, T3 = 36°C y T4 = 32°CA = 6.2 x 107 m2.

Kg = 0.7 (De la tabla 4.4 para el sorgo)Formulas:

EPT = Kg F Donde:fi = Pi (Ti +17.8/21.8).

f1 = 8.60 (35+17.8/21.8) = 20.8294f2 = 9.30 (38+17.8/21.8) = 23.8046f3 = 9.20 (36+17.8/21.8) = 22.7046f4 = 9.41 (32+17.8/21.8) = 21.4962

Σ = 88.8348 cm.

EPT = 0.7 x 88.8348 cm = 621.843 mm

V = 621.843 mm x 6.2 x 107 m2 = 38.55 hm3

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Algunas Reflexiones sobre la Evapotranspiración son:

Conocidos los valores mensuales de precipitación,evapotranspiración potencial y la capacidad de campo, esposible, realizando un balance de agua en el suelo, obtenerla evapotranspiración real, el excedente de agua y el déficitde agua mensuales.

El balance deberá de iniciar al final del período de estiajecon esto suponemos que la reserva de agua es nula (validosolo para regiones áridas y semiaridas.

El balance se realiza comparando mes a mes, los valores deprecipitación (P) y los de ETP, teniendo en cuenta la reservade agua almacenada en el suelo.

Si la P > ETP, ETR = ETP, El volumen de agua sobrante, ira alalmacenamiento del suelo (ΔRE) hasta completar lacapacidad de campo (Cc), si esta excede el resto setransformará en Escorrentía Esc (Superficial y Subterránea).

Cuando P< ETP, P = ETR y se tomará ΔRE, para igualar ETR =ETP, si no se igualan la reserva de agua en ese mes será ceroy la diferencia ETP‐ETR = Def (Déficit de agua para ese mes)

Para facilitar los cálculos los diferentes parámetros queintervienen en el balance suelen expresarse en mm/mes.

EJEMPLO.‐ Teniendo en cuenta que la temporada de estiajetermino en el mes de Octubre y que los valores mediosmensuales (mm) de precipitación (P) y deEvapotranspiración potencial (ETP), según Thronthwaitemostrados en la tabla siguiente, calcular el balance hídrico,suponiendo una Cc de 100 mm.

Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr May Jun Julio Ago Sep Total añoP 48.4 54.1 44.7 31.3 38.5 41.2 41.6 42.5 32 9.8 9.9 33.3 427.3

ETP 51.8 23.3 14.5 10 14.9 30.9 46.6 82.2 116.7 148.6 135.1 84.7 759.3ETRΔREEscDef

Para completar el balance, es necesario tener en cuenta lo siguiente:

•Se asume que la reserva inicial del suelo es cero.•Si P > ETP, entonces ETR = ETP, siendo que el Excendente pasa aengrosar las reservas del suelo hasta alcanzar la Cc de 100 m,volumen a partir del que se produce la Escorrentia, siendo elexcedente superior a la Cc, el volumen de la misma.•Si P<ETP, la ETR = ETP = P+ΔRE.•Si ETR = ETP = P+ΔRE < 0, entonces ETP – P = Def.

Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr May Jun Julio Ago Sep Total añoP 48.4 54.1 44.7 31.3 38.5 41.2 41.6 42.5 32 9.8 9.9 33.3 427.3

ETP 51.8 23.3 14.5 10 14.9 30.9 46.6 82.2 116.7 148.6 135.1 84.7 759.3ETR 48.4 23.3 14.5 10 14.9 30.9 46.6 82.2 87.3 9.8 9.9 33.3 411.1ΔRE 0 30.8 61 82.3 100 100 95 55.3 0 0 0 0Esc 0 0 0 0 5.9 10.3 0 0 0 0 0 0 16.2Def 3.4 0 0 0 0 0 0 0 29.4 138.8 125.2 51.4 348.2

0

20

40

60

80

100

120

140

160

Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr May Jun Julio Ago Sep

P

ETP

ETR

ΔRE

Esc

Def

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INFILTRACION.‐ La infiltración es el proceso por el cual elagua penetra desde la superficie del terreno hacia el suelo.En una primera etapa satisface la deficiencia de humedaddel suelo en una zona cercana a la superficie, yposteriormente superado cierto nivel de humedad, pasa aformar parte del agua subterránea, saturando los espaciosvacíos.

Capacidad de infiltración.

Se denomina capacidad de infiltración a la cantidad máximade agua que puede absorber un suelo en determinadascondiciones, valor que es variable en el tiempo en funciónde la humedad del suelo, el material que conforma al suelo,y la mayor o menor compactación que tiene el mismo.

Factores que afectan la capacidad de infiltración:

Capacidad de almacenamiento del suelo,Características del medio permeable,Características del fluido.Grado de Saturación del Suelo.Fuerzas capilares.Tipo de Cubierta Vegetal,Intensidad de la lluvia y pendiente del terreno.

Ensayos de la infiltración.

Los métodos para medir la infiltración se dividen enmétodos directos e indirectos.

Métodos directos: Valorar la cantidad de agua infiltrada sobre una superficie de suelo:

1. Lisímetros: Es un depósito enterrado, de paredesverticales, abierto en su parte superior y relleno del terrenoque se quiere estudiar.

Infiltrómetros: Para realizar el ensayo de infiltración en elcampo se utiliza el infiltrómetro. Es un aparato sencillo, deuno o dos tubos de chapa de diámetro fijo. Se clava en elsuelo a una profundidad variable, se le agrega una ciertacantidad de agua y se observa el tiempo que tarda eninfiltrarse.

Simuladores de lluvia: Aplican agua en forma constantereproduciendo lo más fielmente el acontecer de laprecipitación. Las gotas son del tamaño de las de la lluvia ytienen una energía de impacto similar, comparándose losefectos. Varían en tamaño, cantidad de agua necesaria ymétodo de medición. El área de lluvia es variable entre 0,1m2 y 40 m2. La diferencia entre precipitación y escorrentíarepresenta la valoración del volumen infiltrado.

Métodos indirectos: Se determina la capacidad de infiltración considerando una cuenca perfectamente controlada, con datos precisos de precipitación, evaporación y escorrentía, se puede determinar la infiltración.

Ensayo de infiltración: Los ensayos de infiltración permiten conocer la variación de la capacidad de infiltración en función del tiempo, decreciente a medida que transcurre el mismo.

Los ensayos más simples y difundidos son los que se desarrollan con los anillos concéntricos. Los datos obtenidos de campo se vuelcan en una planilla registrándose las distintas alturas de agua y los tiempos correspondientes. Los intervalos de tiempo dependen del suelo donde se hace la medición. Con los datos de altura y tiempo se obtienen los deltas de ambos.

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La capacidad de infiltración se obtiene haciendo el cociente entre cantidad de agua infiltrada y el intervalo de tiempo:

f = Variación altura / Variación de tiempo.

Se obtienen dos curvas: De lámina acumulada, y la curva de capacidad de infiltración, ambas en función del tiempo:

Ecuación de Horton

Nombrado después igual Roberto E. Horton mencionado arriba, ecuación de Horton[1] es otra opción viable al medir las tarifas o los volúmenes de tierra de infiltración. Es un fórmula empírico que dice que la infiltración empieza una tarifa constante, f0, y está disminuyendo exponencial con tiempo, t. Después de una cierta hora cuando el nivel de la saturación del suelo alcanza cierto valor, el índice de la infiltración nivelará apagado a la tarifa fc.

ft = fc + (f0 − fc)e − kt Donde

ft es la tarifa de infiltración en el tiempo t;f0 es la tarifa de infiltración inicial o la tarifa de infiltración del máximo;fc es la tarifa de infiltración de la constante o del equilibrio después de que se haya saturado el suelo o tarifa de infiltración mínima;k está el específico de la constante de decaimiento al suelo.

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INDICE DE INFILTRACION.

Es la intensidad de lluvia media para la cual el volumen delluvia es igual al del escurrimiento directo observado.

Este índice esta basado en la hipótesis de que para unatormenta con determinadas condiciones iníciales la cantidadde recarga en la cuenca permanece constante a través detoda la duración de la tormenta.

Para obtener el índice de infiltracion media θ, es necesariocontar con el hietograma de precipitación media, además decontar con la altura de precipitación en exceso einmediatamente se procede por tanteos a dar valores de θhasta igualar la lluvia en exceso, ya que se ha logrado esto,se divide el valor de θ entre los periodos de tiempo delhietograma.

EJEMPLO.‐ Determinar el índice de infiltración media para elejemplo de Volumen de Escurrimiento Directo (Pag 21).

Datos.

He = 21.2 mmA = 3600 Km2

Δt = 2 hrs.

Los datos de precipitación se muestran en el hietogramaaledaño.

Se procede por tanteos hasta igualar los valores delhietograma con los del valor de la altura de lluvia en exceso.Para ello selecionaremos

02468

10121416

hp (mm)

hp (m

m)

Tiempo en hrs.

Θ = 4.93

1 er tanteo.(10 mm ‐1.5 mm)+ (14 mm‐1.5mm)+(12 mm‐1.5mm)+(2mm‐1.5 mm) = 32.2 mm que difiere de 21.2 mm

2do tanteo.

(hp1‐4.93)+(hp2‐4.93)+(hp3‐4.93)+(hp4‐4.93) = 21.2 = He, por lo que:

Θ = 4.93 mm/2 hrs = 2.465 mm/hrs.

Calculo del Volumen de Infiltración.

Se calculara mediante la siguiente expresión.

F = (hp‐He)A

Donde :

F = Volumen de Infiltración en m3.He = Altura de la lluvia en exceso en mmhp = Altura de la lluvia debido a la tormenta, se obtiene de la sumatoria de los hpi del hietograma.

hp = 10 mm+ 14 mm + 12 mm + 2 mm = 38 mmF = (38‐21.2)(1m/1000mm)(3.6 X 109 m2) = 6.048 x 107 m3

A dicho valor se le resta la evapotranspiración calculada por cualquier método y se obtiene el volumen de infiltración real.