linsley - kohler - paulus_ hidrologia para ingenieros

Hidrologapara ingenieros

Hidrologapara ingenierosSegunda edicin

RAY K. LINSLEY, JR.Profesor de Ingeniera HidrulicaStanford UniversityPresidente de Hydrocomp, Inc.

MAX A. KOHLERHidrologista ConsultorEx-Director Asociado de HidrologaU.S. National Weather Service

JOSEPH L.H. PAULUSHidrometeorologista ConsultorEx-Jefe de la Divisin de Informacindel U.S.. National Weather Service

TRADUCTORES:Alejandro DeebJaime Ivn OrdezFabio CastrillnCETIH, Universidad de los Andes,Bogot, Colombia

REVISION:Gustavo SilvaUniversidad Nacional,Bogot, Colombia

EDITORIAL McGRAW-HILL LATINOAMERICANA, S.A.Bogot, Panam, Mxico, Madrid, So Paulo,Nueva York, Londres, Toronto, Sidney,Johannessburg, Dusseldorf, Singapur, Auckland.

RESERVADOS TODOS LOS DERECHOS (D.R.)

Copyright 1977 por Editorial McGraw-Hill Latinoamericana, S.A.Bogot, Colombia

Ni este libro, ni parte de l pueden ser reproducidos o transmitidosde alguna forma o por algn medio electrnico o mecnico incluyendo

fotocopia o grabacin, o por cualquier otro sistema de memoria oarchivo, sin el permiso escrito del Editor.

I.S.B.N. - O - 07 - 090~14 - 8'

Traducido de la Segunda Edicin en Ingls de HYDROLOGY FOR ENGINEERS, 2/e

Copyright 1975 by McGraw-Hill Inc., U.S.A.1234567890 CC-77 7123450987

IMPRESO EN COLOMBIAPRINTED IN COLOMBIA

Carvajal S.A. Apdo. 46. Cali, Colombia

A la memoria deMERRIL BERNARDamigo y colegacuyo entusiasmo fueuna fuente de inspiracinpara los autores

1/-//-2/-3/-4

2

2~/2-22-32-4

Prefacio

Lista de smbolos y abreviaturas

IntroduccinEl ciclo hidrolgicoHistoriaLa hidrologa en la ingenieraMateria de que trata la hidrologaReferenciasBibliografaProblemas

El tiempo atmosfrico y la hidrologaRadiacin solar y terrestreRadiacin solar y terrestreRadiacin solar en la superficie terrestreBalance de calor en la superficie y en la atmsferaMedicin de la radiacin

CONTENIDO

xvi

xvii

11344455

777891O~

CONTENIDO xi

7-12 Transposicin de hidro gramas unitarios 2027-13 Aplicacin de los hidrogramas unitarios 2037-14 Hidrogramas de flujo superficial 204

Referencias 207Bibliografa 207Problemas 208

8 Relaciones entre precipitacin y escorrenta 211El fenmeno de escorrenta 211

8-} Retencin superficial 2118-2 Infiltracin 2138-3 El ciclo de escorrenta 216

Estimacin del volumen de escorrentia de una tormenta 2178-4 Condiciones iniciales de humedad 2178-5 Anlisis de tormentas 2188-6 Relaciones multivariadas de escorrenta total de tormenta 2198-7 Relaciones para incrementos de la escorrenta de tormenta 2228-8 Estimativos de la escorrenta usando infiltracin 2248-9 Indices de infiltracin 224

Estimacin de la escorrenta a partir de la fusin de nieves 2258-10 Fsica de la fusin de nieves 2258-11 Estimacin de intensidades de fusin de nieves

y la escorrenta correspondiente 227Relaciones anuales y por estaciones de la escorrentia 228

8-12 Relaciones de precipitacin-escorrenta 2288-13 Uso de mediciones de nieve 230


9 Trnsito de avenidas 2379-} Movimiento de ondas . 237.9-2 Ondas dinmicas y cinemticas 2409-3 Ondas en canales naturales 2419-4 La ecuacin de almacenamiento 2439-5 Determinacin del almacenamiento 2439-6 Trnsito de avenidas a travs de embalses 2469-7 Trnsito en cauces naturales 2479-8 Trnsito de avenidas por el mtodo analtico 2489-9 Mtodos grficos de trnsito en corrientes 2519-10 Trnsito Dinmico y Trnsito cinemtico 2529-11 Deduccin de hidrogramas de salida con base

en procesos de trnsito de avenidas 2559-12 Relaciones entre estaciones de medida 258


10 SlmuJaeiD de caudales en computadores 265}();.) Filosofia de la simulacin 265

:xii CONTENIDO

10-2 Estructura de un programa de simulacin 26710-3 Parmetros 27110-4 Simulacin de fusin de nieves 27210-5 Aplicaciones de la simulacin en hidrologa 27410-6 Calibracin y optimizacin 27610-7 Otras aplicaciones de la simulacin en hidrologa 278


11 Probabilidad en hidrologa:una base para diseo 281Probabilidad de crecientes 281

11-1 Seleccin de datos 28111-2 Posiciones grficas 28211-3, Distribuciones tericas de crecientes 28311-4 Distribucin log-pearson tipo III 28511-5 Distribucin de valores extremos tipo 1 28611-6 Seleccin de la frecuencia para diseo 29011-7 Anlisis regional de frecuencias 29111-8 Anlisis de frecuencias a partir de datos sintticos 29311-9 Probabilidad condicional 29411-10 Eventos frecuentes 295

Anlisis probabilstico de precipitacin 29611-11 Distribuciones 29611-12 Datos generalizados de frecuencia de precipitacin 29611-13 Ajustes para cantidades de precipitacin de intervalo fijo 29711-14 Mapas de lluvia-frecuencia 29911-15 Tormentas de diseo 299

Anlisis probabilstico del volumen de escorrentia 30011-16 Distribuciones 30011-17 Sequas 300

Eventos mximos probables 30011-18 Estudios hidrometeorolgicos 30111-19 La creciente mxima probable 302


12 Hidrologa estocstica 31112-1 MOdelo markoviano de primer orden 31212-2 Distribucin de t 31412-3 Definicin de parmetros 31412-4 El fenmeno de hurst 32012-5 Modelos para calcular el almacenamiento requerido 32112-6 Almacenamiento requerido utilizando datos estocsticos 32212-7 Confiabilidad de embalses 324

12~8 Tendencias en el tiempo 32412-9 Modelos de generacin para varias estaciones 32512-10 Anlisis estocstico de la precipitacin 326

Referencias 329Bibliografa 330

1313-113-213-313-413-513-613-713-813-9

1414-114-214-314-414-5

Problemas

SedimentacinEl proceso de erosinFactores que controlan la erosinTransporte de material en suspensinTransporte de material de lechoMediciones del transporte de sedimentosCurvas de calibracin de sedimentosProduccin de sedimentos de una cuencaSimulacin del transporte de sedimentosSedimentacin en embalsesReferenciasBibliografaProblemas

Morfologa de cuencas hidrogrficasParmetros fsicos de la forma de la cuencaParmetros del relieve de una cuencaGeometra hidrulicaPatrones de alineamiento de cauces naturalesPlanicies de inundacinReferenciasBibliografaProblemas

CONTENIDO xlli

330

331331332333334335338339340341344345345

347347350352353356356357357

ApndicesA Correlacin grficaB Tablas de constantes fsicas, de equivalencias y tablas psicromtricas

IndicesIndice de AutoresIndice de Materias

PREFACIO

La primera edicin de "Hidrologa para Ingenieros" se public en 1958 y ha sido utilizadaampliamente como texto para cursos avanzados de pregrado y de postgrado. En los aossiguientes, han ocurrido muchos desarrollos de importancia en la ciencia de la hidrologa; ylas tcnicas disponibles hoy en da son, en general, superiores a las existentes en 1958. Estasegunda edicin representa una revisin extensiva del texto original. Se han aadido captu-los en simulacin hidrolgica, hidrologa estocstica y morfologa de cuencas hidrogrficas;y se han hecho cambios considerables a lo largo de todo el resto del libro. Se ha destacado laimportancia del uso de computadores digitales en el anlisis hidrolgico, pero, reconociendo'

.. que no todos tienen acceso a estas mquinas, se han discutido tambin los mtodos antiguosaun cuando en menor detalle. Los procesos bsicos de la hidrologa continan siendodiscutidos en detalle, por el convencimiento de que el entendimiento de dichos procesos esindispensable para la correcta aplicacin de cualquiera de las herramientas de la hidrologa.

Dado que la mayora de las naciones del mundo utilizan ahora el sistema mtrico,mientras que los Estados Unidos apenas han comenzado una conversin hacia las unidadesmtricas, ambos sistemas se incluyen en el texto, las tablas y las figuras. En aquelloscaptulos que hacen referencia a tpicos de meteorologa, donde las unidades mtricas son deuso general con muy pocas excepciones, stas unidades se dan primero con sus equivalentesdel sistema ingls a continuacin entre parntesis. En los dems captulos de la edicin

. inglesa se hace lo contrario; sin embargo, en la traduccin se ha utilizado siempre la primera

xvi PREFACIO

convencin. Este arreglo se ha utilizado para facilitar el uso del libro en los pases de hablahispana en los cuales prima el uso de las unidades mtricas. Los problemas incluyen tambinambas clases de unidades. .

Los estudiantes encontrarn en la hidrologa un tema muy interesante pero notablementediferente de la mayora de las materias de ingeniera. Los fenmenos naturales con los cualesse relaciona la hidrologa, no se prestan a los anlisis rigurosos de la mecnica. Por estarazn, hay una mayor variedad de mtodos, mayor latitud para el criterio y una aparente faltade precisin en la solucin de problemas. En realidad, la precisin de las solucioneshidrolgicas se compara favorablemente con otros tipos de clculo en ingeniera. La incerti-dumbre en ingeniera se ocuIta a menudo con el uso de factores de seguridad, con losprocedimientos rgidamente estandarizados y con las suposiciones moderadas referentes a laspropiedades de los materiales.

Los autores reconocen con agradecimiento las tiles sugerencias, datos y otros tipos deasistencia recibidos de sus colegas en el NationaI Weather Service, la Universidad deStanford, Hydrocomp Inc. y otras organizaciones. Mencin especial debe hacerse delprofesor Stephen Burgues por su lectura cuidadosa del captulo referente a mtodos estocsti-cos.

RA Y K. LINSLEY, Jr.MAX A. KOHLERJOSEPH L. H. PA ULHUS

LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS

SIMBOLOSA = Areaa = CoeficienteB = Anchob = Coeficientee = Coeficiente de Chzye p = Coeficiente del caudal mximo del hidrograma unitario sintticoe t = Coeficiente del tiempo de retardo del hidro grama unitario sintticoe = Coeficiente; concentracinD = Profundidad; tiempo de detencin del flujo de superficie; grados-dad = Dimetro; coeficienteE = Evaporacin, cantidad de sedimentos etodados a partir de superficies impermeablesE a = Tasa de evaporacin de referenciaE T = Evapotranspiracine = Presin de vapores = Presin de vapor de saturacinF = Cada; costo inicial; fuerza; volumen de infiltracin

xviii LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS

J = Humedad relativaJ ( )= Funcin deJe = Capacidad de infiltracin finalJi = Tasa de infiltracinJo = Tasa inicial de infiltracinJp = Capacidad de infiltracinG = Produccin segura de un acufero; tasa de erosin de crcavaG i = Transporte de material de fondo (arrastre)g = Altura de medicin; aceleracin de la gravedadH v = Calor latente de vaporizacinh = Altura; cabeza hidrulica; coeficiente de Hurst1 = Caudal afluente; ndice de precipitacin antecedente; carga interna

= Intensidad de la precipitacini s = Tasa de abastecimiento (precipitacin menos retencin)J = Probabilidadj = Probabilidad (exponente)K = Constante de almacenamiento de Muskingum; factor de frecuencia;

coeficiente de compactacin; conductividad hidrulicaK r = Constante de recesink = Coeficiente nmeroL = Longitud; ndice de almacenamiento de humedad de la zona inferiorL e = Distancia de la salida al centro de la cuencaLo = Longitud de flujo de superficieM = Tasa de fusin de nievesm = Coeficiente o exponenteN = Precipitacin normal; nmero,n = Coeficiente de rugosidad de Manning; coeficiente o exponente; nmeroO = Flujo de salida; costo de operacinO g = Infiltracin subsuperficialP = PrecipitacinPe = Precipitacin de excesoP r = Potencia de retorno de radarP = Presin; porosidad; probabilidadP F = Logaritmo de potencial capilar en centmetros de aguaQ = Volumen de caudal o de escorrentaQ a = Radiacin neta de onda largaQ ar = Radiacin reflejada de onda largaQ e = Energa utilizada en la evaporacinQ g = Volumen de caudal subterrneoQh = Transferencia de calor sensibleQir = Radiacin incidente menos radiacin reflejadaQ n = Energa radiante netaQo = Radiacin emitida de onda largaQr = Radiacin reflejada de onda cortaQ s = Volumen de flujo de una corriente superficialQ = Radiacin de onda corta; carga de sedimento en suspensinQ v = Energa de adveccinQ = Cambio en almacenamiento de energaq = Tasa de descargaq b = Descarga baseq d = Caudal de escorrenta directa

LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS xix

q e = Tasa de flujo de equilibrioq h = Humedad especficaq o = Tasa de flujo superficialq 'P = Caudal mximo (pico)R = Radio hidrulico; relacin de Bowen; resistencia del sueloR D = Constante de los gasesR, = Indice de escorrentaR n = Rango de una serieR 8 = Residuo de sedimentos en la superficie de la tierrar = Radio, rangoS = Almacenamiento; volumen de retencin superficial;

transporte de sedimentosS e = Constante de almacenamiento de un acuferoS d = Capacidad de almacenamiento en depresinS D = Almacenamiento subterrneoSi = Almacenamiento de intercepcinSi = Indice de la estacin climticaS L = Almacenamiento de humedad de la zona inferiorS 8 = Almacenamiento superficialS u = Almacenamiento de humedad de la zona superiors = Pendientes b = Pendiente del fondo del canalT = Temperatura; transmisibilidad; tiempo base

del hidrograma unitarioT L = Tiempo de retardoT d = Temperatura del punto de rocoTr = Perodo de retomo o intervalo de recurrenciaT w = Temperatura del termmetro hmedot = Tiempote = Tiempo hasta alcanzar un equilibrio('P = Retardo de una cuencat R = Duracin de la lluviat r = Duracin unitaria del hidrograma unitario sintticoU = Ordenada del hidrograma unitario;

ndice de almacenamiento de la humedad de la zona superioru = Celeridad de una onda; factor en hidrulica de pozosVe = Volumen de detencin superficial en equilibrioVi = Almacenamiento de intercepcinV 8 = Almacenamiento en depresinV o = Volumen de detencin superficial cuando i = Ov = Velocidadv 8 = Velocidad de asentamientov* = Velocidad de friccinW = Indice de infiltracinW p = Agua precipitable en la atmsferaffl' u= Funcin del pozo de uw = Peso especficow r = Relacin de mezclaX = Una variableX = El valor promedio de Xx = Distancia; constante o exponente

:o: LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS

y = Una variabley = El valor promedio de yy = Una distancia vertical; una variable reducida en anlisis de frecuenciasy II = Un factor en el anlisis de frecuenciasZ = Abatimiento en un pozo; funcin del tamao de la gota;

una variablez = Una distancia verticala = Una relacin; porcin de la evaporacin correspondiente

a la energa de adveccinf3 = Constante.::l = Pendiente de la curva de presin de vapor-temperatura;

un incrementoe = Coeficiente de mezcla; emisividadO = Un nguloA = Potencial total..L = Viscosidad absoluta; la media de una distribucinv = Viscosidad cinemticay = Coeficiente de la relacin de Bowen7T = 3, 1416...p = Densidad; coeficiente de correlacinI = SumatoriaCT = Desviacin estndar; constante de Stefan- l30ltzman

= Esfuerzo cortantey = Coeficiente de du Boy = Indice de infiltracin; funcin de la carga de lechol/J = Potencial capilar; funcin de p;

funcin de la carga de lecho

ABREVIATURASacre-ftatmBtuoCCalcmcfscsmdDdegFftggalhI;tmHginK

Angstrom (lO-lO cm)Acres-pieAtmsferaUnidad trmica britnicaGrados centgradosCaloraCentmetro (lO-2m)Pies cbicos por segundoPies cbicos por segundo por milla cuadradaDaDarcyGradoGrados FahrenheitPies

= GramosGalnHoraHectmetro (102m)

= MercurioPulgada

= Kelvin

LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS xxi

Km KilmetroKn Nudo1 Litrolat Latitudlb LibraIn = Logaritmo neperianolog Logaritmo decimalLg Langleym Metromi! MillamJj Milibarmin = Minutomm Milmetro (lO-3m)mgd = Millones de galones por danmi Millas naticasppm Partes por milln (miligramos por litro)s Segundosfd = Pies cbicos por segundo por day aoMm Micrometro (Micra) (10-6 m)

1INTRODUCCION

"La hidrologa versa sobre el agua de la tierra, su existencia y distribucin, sus propiedadesfsicas y qumicas y su influencia sobre el medio ambiente, incluyendo su relacin con losseres vivos. El dominio de la hidrologa abarca la historia completa del agua sobre latierra" [1] * La ingeniera hidrolgica incluye aquellas partes del campo que ataen aldiseo y operacin de proyectos de ingeniera para el control y el uso del agua. Los lmitesentre la hidrologa y otras ciencias de la tierra tales como la meteorologa, la oceanografa y lageologa son confusos y no tiene objeto el tratar de definirlos rgidamente. Asimismo, "ladistincin entre la ingeniera hidrolgica y otras ramas de la hidrologa aplicada es vaga.Naturalmente que el ingeniero debe gran parte de su conocimiento actual de la hidrologa alos agrnomos, ingenieros forestales, meteorlogos, gelogos y otras profesionales de unadiversidad de disciplinas.

1-1 El ciclo hidrolgicoEl concepto de ciclo hidrolgico es un punto til, aunque acadmico, desde el cualcomienza el estudio de la hidrologa. Este ciclo (fig. 1-1) se visualiza inicindose con laevaporacin del agua de los ocanos. El vapor de agua resultante es transportado por lasmasas mviles de aire.

Bajo condiciones adecuadas el vapor se condensa para formar las nubes, las cuales, a suvez, pueden transformarse en precipitacin. La precipitacin que cae sobre la tierra sedispersa de diversas maneras. La mayor parte de sta es retenida temporalmente por el suelo,en las cercanas del lugar donde cae, y regresa eventualmente a la atmsfera por evaporaciny transpiracin de las plantas. Otra porcin de agua que se precipita viaja sobre la superficiedel suelo o a travs de ste hasta alcanzar los canales de las corrientes. La porcin restantepenetra ms profundamente en el suelo para hacer parte del suministro de agua subterrnea.Bajo la influencia de la gravedad, tanto la escorrenta superficial como el agua subterrnea semueven cada vez hacia zonas mas bajas y con el tiempo pueden incorporarse a los ocanos.Sin embargo, una parte importante de la escorrenta superficial y del agua subterrnea regresaa la atmsfera por medio de evaporacin y transpiracin, antes de alcanzar los ocanos.

Esta descripcin del ciclo hidrolgico y el diagrama esquemtico de la fig. 1-1 sonextremadamente simplificadas. Por ejemplo, parte del agua que se mueve en los canalesnaturales puede filtrarse hacia el agua subterrnea, mientras que el agua subterrnea puedellegar a ser en ciertas ocasiones una fuente de la escorrenta superficial que fluye en loscanales naturales. Parte de la precipitacin puede permanecer sobre la superficie del terrenoen forma de nieve hasta cuando la fusin de sta le permita fluir hacia las corrientes o el aguasubterrnea. El ciclo hidrolgico es un medio apropiado para describir el alcance de la

* Las referencias numeradas se encontrarn en la parte final de cada captulo.

2 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS

hidrologa, la cual se limita a la parte del ciclo que cubre desde la precipitacin del agua sobrela tierra hasta el regreso de sta bien sea a la atmsfera o a los ocanos. El ciclo hidrolgicosirve para destacar cuatro fases bsicas de inters para el hidrlogo: precipitacin, evapora-cin y transpiracin, escorrenta superficial yagua subterrnea. Estos temas se tratarn msdetalladamente en captulos posteriores.

Si el examen del ciclo hidrolgico da la impresin de ser algn mecanismo continuo pormedio del cual el agua se mueve permanentemente a una tasa constante, esta impresin debeser descartada. El movimiento del agua durante las diferentes fases del ciclo es errtico tantotemporal .como espacialmente.

Algunas veces la naturaleza parece trabajar demasiado para producir lluvias torrencialesque hacen crecer los ros en exceso. En otras ocasiones la maquinaria del ciclo parecedetenerse completamente y con ella la precipitacin y la escorrenta, En zonas adyacentes lasvariaciones en el ciclo pueden llegar a ser bastante diferentes. Estos extremos de crecientes ysequas son precisamente los que a menudo tienen mayor inters para el ingeniero hidrlogo,puesto que muchos proyectos de ingeniera hidrulica se disean para la proteccin contra losefectos perjudiciales de los extremos. La explicacin de estos extremos climticos se

,-o Almace~~ient~""de ,; ,., -:e:",:agua subterrnea ~

INTRODUCCION 3

El hidrlogo tiene inters no slo en la obtencin de una comprensin cualitativa del ciclohidrolgico y la medida de las cantidades de agua en trnsito durante el desarrollo del ciclo.Tambin debe estar capacitado para tratar cuantitativamente las interrelaciones entre losdistintos factores de tal manera que pueda predecir con precisin el efecto de la actividadhumana sobre estas relaciones. Adems, debe estudiar la frecuencia con la cual puedenocurrir los diversos extremos del ciclo ya que esta es la base del anlisis econmico, que debeser una parte importante en todos los proyectos hidrulicos. Los captulos finales de este textotratan estos problemas cuantitativos.

1-2 HistoriaEl primer proyecto hidrulico se encuentra perdido en la bruma de la prehistoria. Quizsalgn hombre prehistrico descubri que una pila de rocas colocadas a travs de una corrienteelevaba el nivel del agua lo suficiente para inundar la tierra que era la fuente de sualimentacin de plantas silvestres y en esta forma suministraba agua durante una sequa.

Sea cual fuese la historia primitiva de la hidrulica, existe abundante evidencia parademostrar que los constructores comprendan poco de hidrologa. Documentos escritos porlos antiguos griegos y romanos indican que stos aceptaban que los ocanos fuesen la fuentefinal de toda el agua pero no podan imaginar que la cantidad de precipitacin es igual omayor que la cantidad de escorrenta [2]. Tpico de las ideas de la poca era la concepcin deque el agua de los ocanos se mova subterrneamente hasta la base de las montaas. All sedesalinizaba en forma natural y ascenda en forma de vapor a travs de conductos hasta lacumbre de las montaas donde se condensaba y escapaba en el nacimiento de las corrientes.Marcos Vitruvio Pollio (100 A.C., aprox.) parece haber sido el primero en reconocer el papeljugado por la precipitacin tal como lo aceptamos en la actualidad.

Leonardo da Vinci (1452-1519) fue el segundo en sugerir una concepcin moderna delciclo hidrolgico, pero slo Pierre Perrault [3] (1608-1680) compar medidas de lluvia conla descarga estimada del ro Sena, demostrando que la escorrenta era cerca a la sexta parte dela precipitacin. El astrnomo ingls Halley [4 ](1656-1742) midi la precipitacin con unpequeo recipiente y estim la evaporacin del mar Mediterrneo a partir de esos datos. Sinembargo, el concepto del ciclo hidrolgico fue puesto en duda por algunas personas hasta1921 [5]

La precipitacin fue medida en la India desde el siglo IV A.C. pero el desarrollo demtodos adecuados para la medida de la escorrenta es muy posterior. Frontino, quien fuecomisionado hidrulico de Roma en el ao 97 de nuestra era, bas los estimativos de flujo enel rea de secciones transversales sin tener en consideracin la velocidad de ste. En losEstados Unidos, las medidas organizadas de precipitacin se iniciaron en 1819 bajo elcirujano general del Ejrcito; fueron transferidas al Signal Corps en 1870 y finalmente, en1891, fueron encargadas al organismo recientemente creado llamado U. S. Weather Bureau,el cual lleva el nombre de National Weather Service a partir de 1970. En el ro Mississippi sellevaron a cabo medidas aisladas de escorrenta a partir de 1846 pero slo comenz unprograma sistemtico en 1888 cuando el U.S. Geological Survey se hizo cargo de esta labor.No es sorpresivo el hecho de que se haya efectuado poco trabajo cuantitativo en hidrologacon anterioridad a los primeros aos del presente siglo cuando hombres tales como Horton,Mead y Sherman empezaron a explorar el campo. La gran expansin de la actividad encontrol de inundaciones, irrigacin, conservacin de suelos y otros campos relacionados quecomenz alrededor de 1930 origin el primer impulso real hacia la investigacin organizadaen hidrologa ya que la necesidad de datos ms precisos para el diseo de estas obras se hizoms evidente. La mayora de los conceptos actuales de la hidrologa datan en 1930.


13 La hidrologa en la ingenieraLa hidrologa es utilizada en ingeniera principalmente en relacin con el diseo y ejecucinde estructuras hidrulicas. Qu caudales mximos pueden esperarse en un vertedero, en unaalcantarilla de carretera o en un sistema de drenaje urbano? Qu capacidad de embalse serequiere para asegurar el suministro adecuado de agua para irrigacin o consumo municipaldurante las sequas? Qu efecto producen los embalses, diques y otras obras de control sobrelas avenidas de las corrientes? Estas son preguntas tpicas que se espera debe resolver elhidrlogo.

Las grandes organizaciones, tales como los organismos nacionales y departamentales,pueden mantener personal competente para resolver sus problemas, pero las pequeasoficinas a menudo carecen de suficiente trabajo para disponer de especialistas de tiempocompleto. Por lo tanto, muchos ingenieros civiles no especializados en el rea son utilizadospara realizar ocasionalmente estudios hidrolgicos. Es probable que estos ingenieros civilesdeban ocuparse de un mayor nmero de proyectos por un costo mayor que el de losespecialistas. Por lo tanto, parece que el conocimiento de los fundamentos de la hidrologa esuna parte esencial de la preparacin del ingeniero civil.

1-4 Materia de que trata la hidrologaLa hidrologa versa sobre diversos tpicos. La materia de que trata la hidrologa, tal como se

presenta en este libro, puede ser clasificada en forma amplia en dos fases: recoleccin dedatos y mtodos de anlisis. Los captulos 2 a 6 tratan los datos bsicos de la hidrologa.Disponer de datos bsicos adecuados es esencial en todas las ciencias y la hidrologa no es unaexcepcin. De hecho, las caractersticas complejas de los procesos naturales que tienenrelacin con los fenmenos hidrolgicos hacen difcil el tratamiento de muchos de losprocesos hidrolgicos mediante un razonamiento deductivo riguroso. No siempre es posiblepartir de una ley bsica y determinar con base en sta el resultado hidrolgico que se espera.En su lugar, es necesario partir de un conjunto de hechos observados, analizarlos, y con esteanlisis establecer las normas sistemticas que gobiernan tales hechos. As, el hidrlogo seencuentra en una difcil posicin cuando no cuenta con los datos histricos adecuados para elrea particular del problema. La mayora de los pases disponen de una o ms agenciasgubernamentales que tienen la responsabilidad de la recoleccin de los datos hidrolgi-cos[ 6]. Es importante que el estudiante conozca la forma como estos datos son recolectadosy publicados, las limitaciones de precisin que ellos tienen y los mtodos propios para suinterpretacin y ajuste .

. Los problemas tpicos de hidrologa implican clculos de extremos que no se observan enuna muestra de datos de corta duracin, caractersticas hidrolgicas en lugares donde no se hallevado a cabo recoleccin de informacin (tales lugares son mucho ms numerosos queaquellos donde se dispone de datos), o clculos de la accin humana sobre las caractersticashidrolgicas de un rea. Generalmente, cada problema hidrolgico es nico en cuanto tratacon un conjunto diferente de condiciones fsicas dentro de una cuenca hidrogrfica espec-fica. Por lo tanto, las condiciones cuantitativas de un anlisis no son siempre transferibles aotros problemas. Sin embargo, la solucin general a la mayora de los problemas puededesarrollarse a partir de la aplicacin de unos pocos conceptos bsicos. Los captulos 6 a 14describen estos conceptos y explican cmo se aplican para resolver las fases especficas de unproblema hidrolgico.

REFERENCIAS1. Federal Council for Science and Technology, "Scientific Hydrology,"

Washington, JUne 1962.

;1

INTRODUCCION S

2. For a survey of early literature on hydrology see A. K. Biswas, "History ofHydrology," 2d ed., North-Holland, Amsterdam, 1972.

3. P. Perrault, "De l'Origine des fontaines," Pars, 1674, transo by A. LaRocque,Hafner, New York, 1967.

4. E. Halley, An Account of the Evaporation of Water, Phi/o Trans. R. SOCoLond., vol. 18, pp, 183-190, 1694.

5. P. Ototsky, Underground Water and Meteorological Factors, Q. J. R. Meteorol.Soc. vol. 47, pp. 47-54, 1921.

6. World Meteorological Organization, Organization of Hydrometeorological andHydrological Services, Rep. WMO/IHD Proj. 10, Geneva, 1969.

BmUOGRAFIA

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PROBLEMAS

1-1 Prepare una lista de los Institutos de su Estado que se encarguen de asuntos hidrolgi-cos. Cul esla responsabilidad especfica de cada Instituto?

1-2 Repita el problema 1-1 para Institutos Nacionales, Estatales o Federales.1-3 Prepare una lista de los proyectos hidrulicos de mayor envergadura en su rea. Qu

puntos espeficos de hidrologa se contemplaron en cada uno?

2EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA

Las caractersticas hidrolgicas de una regin estn determinadas por su estructura geol-gica, geogrfica y, en forma dominante, por su clima. Entre los factores climatolgicos queafectan las caractersticas hidrolgicas de una regin estn la cantidad y distribucin de laprecipitacin; la existencia de hielo y nieve; y los efectos del viento, la temperatura y lahumedad en la evapotranspiracin yen la fusin de la nieve. Los problemas hidrolgicos enlos cuales la meteorologa juega un papel importante incluyen la determinacin de laprecipitacin mxima probable y las condiciones ptimas para la fusin de la nieve para eldiseo de vertederos de exceso; prediccin de la precipitacin y el derretimiento de nieve parala operacin de embalses; y la determinacin de los vientos mximos probables sobresuperficies de agua para estimar el tamao de las olas resultantes y poder disear presas ydiques. Es obvio que el hidrlogo deba tener ciertos conocimientos de los procesos meteoro-lgicos que determinan el clima de una regin. En este captulo se presentan los rasgosgenerales de la climatologa.

RADIACION SOLAR Y TERRESTRE

2-1 Radiacin solar y terrestreLa radiacin solar es la fuente principal de energa de nuestro planeta y determina suscaractersticas climatolgicas. Tanto la tierra como el sol irradian energa como cuerposnegros, es decir, emiten para cada longitud de onda, cantidades de radiacin cercanas a lasmximas tericas para cuerpos con sus temperaturas.

La longitud de onda de las radiaciones se mide en micrones (JLm) (lO~ll cm) o enangstroms (A) (lO-10m). La mxima energa de la radiacin solar est en el rango visible de0,4 a 0,8 JLm, mientras que la radiacin de la tierra est concentrada alrededor de 10JLm. Laradiacin solar es de onda corta y la radiacin de la tierra es de onda larga.

La constante solar es la tasa a la cual llega la radiacin solar a las capas superiores de laatmsfera sobre una superficie normal a la radiacin incidente y a una distancia igual a ladistancia media entre el sol y la tierra. Medidas de esta constante caen en el rango de 1,89 a2,05 Ly/rnin, con la mayor incertidumbre debida a las correcciones por efectos atmosfricosy no a diferencias en la actividad solar, las cuales se consideran relativamente pequeas. (Laabreviacin Ly es por langley; 1 Ly = 1 cal Zcm") Observaciones a gran altitud coninstrumentos suspendidos en el espacio, con 10 cual se minimizan los efectos atmosfricos,indican un rango de 1,91 a 1,95 Ly/rnin, siendo el valor de 1,94 Ly/min la constante solarque se usa con mayor frecuencia.

8 HIDROLOGIA PARA INGENlEROS

22 Radiacin solar en la superficie terrestreUna gran parte de la radiacin solar que llega a los lmites superiores de la atmsfera, esdispersada y absorbida en la atmsfera, o se refleja en las nubes y en la superficie de la tierra.La dispersin de la radiacin por las partculas de aire es ms efectiva para longitudes de ondamuy cortas. En un da soleado con el cielo descubierto, ms de la mitad de la radiacin en elrango azul (longitudes de onda corta cercanas a 0,45 /Lm) se dispersa, produciendo un cieloazul. Sin embargo, se dispersa muy poca radiacin en el rango rojo (alrededor de 0,65/Lm).Los estimativos de la radiacin que dispersa la atmsfera promedian cerca del 8 por ciento dela radiacin solar incidente (insolacin).

Las nubes reflejan al espacio una gran cantidad de la radiacin solar incidente. Lacantidad reflejada depende de la cantidad y tipo de nubes y de su albedo.* El albedo (y laabsorcin) de las nubes vara considerablemente con el espesor y el contenido de humedad, yde una manera inversa con la elevacin del sol. En un da con nubes altas y delgadas staspueden reflejar menos del 20 por ciento de la radiacin incidente. Una capa de estratos yestratocmulos a una altura de 600 m (2.000 ft) puede reflejar ms del 80 por ciento.

Cerca de la mitad de la radiacin incidente sobre las capas superiores de la atmsferaeventualmente llega a la superficie de la tierra. La mayora es absorbida, pero parte de ella esreflejada a la atmsfera y al espacio. El albedo de la superficie de la tierra vara dependiendode la altitud solar y el tipo de superficie; es menor para superficies con suelo hmedo que parasuelos secos y tiende a disminuir con la altitud solar. El albedo (en forma de porcentaje) varade 10 a 20: para bosques verdes de 15 a 30 para valles cubiertos de pastos; de 15 a 20 parazonas pantanosas; de 15 a 25 para campos cultivados y cubiertos por vegetacin; de 10 a 25para suelos oscuros, cuando estn secos y desnudos y de 5 a 20 cuando estn hmedos; de 20 a45 para arenas claras y secas; de 40 a 50 para nieve vieja y sucia; y de 60 a 95 para nieve pura yblanca, con el mayor albedo para nieve fresca, limpia, seca y poca altitud solar.

El albedo de superficies del ocano depende de la rugosidad de la superficie y de la altitudsolar. El albedo (en porcentaje) para un mar tranquilo es de 2 a 3 para altitudes solares de 90 a500, aumenta a 12 cuando el sol est a 200, y es cercano a 40 con el sol a 50. El albedo del marpicado es mayor que el del mar en calma para altitudes solares mayores de 450 y menor paraaltitudes menores. Los estimativos del albedo promedio para el total de las superficies de losocanos varan entre un 6 y un 8 por ciento.

El abedo promedio ponderado de la superficie de la tierra ha sido estimado en un 14 porciento. Para el planeta en su totalidad el albedo promedio, incluyendo la atmsfera, varaentre un 35 y un 43 por ciento.

En la explicacin anterior la dispersin, la refleccin y la absorcin de la radiacin en elplaneta se toman de valores promedios de diferentes regiones del planeta. Solamente unafranja pequea es normal a la radiacin solar incidente; y a mayor ngulo entre la superficie yla normal, menor es la intensidad de radiacin. Por lo tanto, a latitudes grandes llega menorradiacin solar que a pequeas latitudes. Estas diferencias de insolacin son uno de losprincipales factores que determinan la circulacin general de la atmsfera

Lareflectividad se define como la relacin entre la cantidad de radiacin electromagntica (definida para unrango especfico de longitud de ondas) reflejada por un cuerpo, y la cantidad incidente sobre l; comnmentese expresa como un porcentaje. El albedo es la relacin entre la cantidad de radiacin solar (o en algunoscasos de la radiacin en el espectro visible) reflejada por una superficie y la cantidad incidente sobre l, ytambin se expresa en porcentajes. Por ejemplo, la reflectividad de la nieve fresca para radiacin infrarroja(radiacin terrestre) es cercana a cero, pero su albedo es del orden del 85 por ciento. El albedo es lareflectibilidad para el rango de radiacin solar o visible.

EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 9

2-3 Balance de calor en la superficie y en la atmsferaLa radiacin promedio interceptada por el globo terrestre, en su totalidad, es un cuarto de laconstante solar, o cerca de 0,5 Ly/rnin, debido a que el rea de la superficie de una esfera escuatro veces el rea de un crculo mayor. Para presentar los diferentes componentes delbalance de calor, esta cantidad de radiacin total se ha tomado arbitrariamente como igual a100 unidades como se puede observar en la tabla 2-1. En la escala de la tabla 2-1 la radiacinsolar absorbida por la superficie de la tierra ha sido evaluada en 44 unidades.

La superficie de la tierra produce radiaciones en forma casi idntica a la de un cuerponegro (terico) con una temperatura promedio de 15C (59F). * Esta emisin se ha estimadoen 116 unidades en la tabla 2-1, aproximadamente 24 veces las 44 unidades de radiacinsolar absorbida. La prdida neta de calor se evita y el balance de calor se mantiene debido aque la atmsfera refleja hacia la superficie cerca del 85 por ciento de la radiacin emitida. Deno ser por este fenmeno (efecto de invernadero) la temperatura promedio de la tierra seracercana a - 4QOC (- 4QOF).

Tabla 2-1 COMPONENTES DEL BALANCE PROMEDIO ANUAL DE CALOREN LA TIERRA EN TERMINOS PORCENTUALES

A Radiacin de onda corta1 Radiacin solar en el lmite superior de la atmsfera .2 Reflejada al espacio por nubes y por difusin atmosfrica ..3 Absorbida por la atmsfera (incluyendo absorcin por ozono, nubes, polvo y vapor de

agua) .4 Radiacin solar directa y difusa que llega a la superficie de la tierra. '

a Reflejada.................... . 7b Absorbida. ... . . .. .. .. .. . .. . . .. .. . .. .. .. 44

B Radiacin de onda larga1 Emitida por la atmsfera:

a Hacia el espacio 51b Hacia la superficie 99

2 Emitida por la superficie de la tierra:a A la atmsfera . .. . . .. . 108b Al espacio .. .. . .. .. .. . .. . .. .. .. .. .. .. .. 8

3 Radiacin de onda larga neta de la superficie de la tierra (116-99) .e Transferencia de calor no radiactiva

1 Transferencia turbulenta de calor de la superficie a la atmsfera .2 Transferencia de calor latente (evaporacin y condensacin) de la superficie a la atmfera

D Balance de calor1 De la atmsfera:

Componentes positivos = 15 + 108 + 5 + 22 = 150Componentes negativos = 150

2 De la superficie del planeta:Componentes positivos = 44 + 99 = 143Componentes negativos = 116 + 5 + 22 = 143

10034

15

51

150

11617

522

* Hay dos escalas de temperatura de uso comn. La escala Celsius (o centgrada) en la cual el punto decongelacin del aguaes de 0 y su punto de ebullicin es de 1000, Yla escala F'ahrenhelt donde el punto decongelacin es 32" y el punto de ebullicin es 212 para agua destilada. Para convertir temperaturas de unaescala a otra se usan las siguientes frmulas: F = 9 C + 32 y C = 5 (F - 32). Por esto, a - 4()0 se interceptanlas dos escalas. La escala Celsius se ha recomendado como la escala estndar para usos internacionales y es lausada comnmente en meteorologa e hidrologa.

10 HIDROLOGI PARA INGENIEROS

En la figura 2-1 se muestran los valores promedios anuales del balance de radiacin parala superficie de la tierra, es decir, la diferencia entre la radiacin de onda corta absorbida ylaradiacin de onda larga efectiva (o neta). La figura 2-2 presenta el promedio de calor utilizadopor la evaporacin.

FIGURA 21Balance de calor promedio anual en la superficie de la Tierra, en kilocaloras por centmetro cuadrado. (Tomado deM.L Budyko, N.A. Yefimova, L.I. Aubenok, y L.A. Strokina, The Heat Balance of the Surface of theEarth, Soviet Geog.: Rev. y traduccin, Vol. 3. pp. 3-16, mayo de 1962).

24 Medicin de la radiacinLos instrumentos que miden la intensidad de energa radiante tienen el nombre genrico deradiante de actinmetros y radimetros. Hay cinco tipos de estos aparatos:

Pirhelimetro Para medir la intensidad directa de la radiacin solar.Piranmetro Para medir la radiacin global*, o sea, la intensidad combinada de laradiacin solar directa y la radiacin difusa del cielo (radiacin que llega a la superficiede la tierra luego de ser dispersada a partir de un rayo solar directo por las molculas y laspartculas en suspensin en la atmsfera).Pirogemetro Para medir radiacin hemisfrica de onda larga; usado con la cara paraarriba mide la radiacin atmosfrica y boca abajo mide. la radiacin terrestre y laradiacin atmosfrica reflejada.Pirradimetro, o radimetro hemisfrico total Para medir radiacin de cualquierlongitud de onda; con la cara hacia arriba mide la radiacin hemisfrica de onda largams la radiacin global, e invertido, boca abajo, mide la radiacin terrestre y la radiacin

* A pesar de que el trmino' 'radiacin global" es de uso comn, es una denominacin errnea. Tal como hasido utilizado aqu, este trmino se refiere a la radiacin hemisfrica de onda corta.


110' Ir-i:--if--l~~--f~-f~---

~----+-_-;------r---;---r--eo-

FIGURA 2-2Cantidad promedio anual de calor utilizado para la evaporacin. en kilocalorias por centmetro cuadrado. (Tomadode M.1. Budyko, N.A. Yefimova, L.1. Aubenok , y L.A. Strokina, The Heat Balance ofthe Surjuce oftheEarlh. Soviet Geog.: Rev. y traduccin. Vol, 3 pp. 3-16. mayo de 1962).

atmosfrica reflejada ms la radiacin solar reflejada.Pirradimetro neto o radimetro neto Para medir el flujo de radiacin neto paratodas las longitudes de onda.

Detalles sobre estos jnstrumentos pueden encontrarse en los textos enumerados en labibliografa al final del captulo.

Para obtener medidas confiables de radimetros, es necesario excluir intercambios decalor de tipo convectivo. Esto puede lograrse de varias maneras.

1 Manteniendo una corriente de aire a travs del receptor para neutralizar la convec-cin natural.2 Cubriendo el receptor con material transparente nicamente a los componentes de laradiacin que se desea medir.3 Usando dos receptores igualmente expuestos a la conveccin, pero uno de elloscubierto a la radiacin y calentado para compensar por el intercambio de calor delreceptor expuesto a la radiacin.

Los radimetros netos (pirradimetros netos) generalmente no se utilizan en redes deobservacin debido a que sus medidas son aplicables solamente al tipo de terreno del sitio desu instalacin y la representatividad de esta superficie es por lo tanto limitada. Los radime-tros se utilizan con mayor frecuencia en hidrologa en estudios de evaporacin y de fusin denieve. Para la mayora de los estudios de evaporacin, los datos adecuados a tomar son lasradiaciones incidentes de todas las longitudes de ondas debido a que la reflectividad del aguaes relativamente constante. No obstante, la reflectividad de la nieve difiere considerable-mente para radiacin de onda corta, o solar, al compararla con su reflectividad para

12 ffiDROLOGIA PARA INGENIEROS

FIGURA 2-3Circulacin trmica simple en un planeta sin rotacin(hemisferio norte).

radiaciones de onda larga, o atmosfrica. Es por esto que se necesitan datos separados de laradiacin incidente de onda corta y de onda larga. En la aplicacin de la tcnica de balanceenergtico, para clculos de fusin de nieve, frecuentemente se necesita calcular los valoresde la radiacin incidente de onda larga debido a la baja densidad de las observaciones deradiacin para todas las longitudes de onda. Al respecto se han desarrollado varios procedi-mientos [1-4 J, unos empricos y otros basados en consideraciones tericas, para calcular laradiacin de onda larga a partir de datos observados de manera regular en la superficie y en laatmsfera, tales como temperatura, presin de vapor, nubosidad y radiacin solar incidente.

CIRCULACION GENERAL

2-5 Circulacin trmicaSi la tierra fuera una esfera sin rotacin tendra una circulacin atmosfrica trmica pura (fig.2-3). El ecuador recibe ms radiacin solar que las zonas de mayor latitud. El aire ecuatorial,al calentarse, es ms liviano y tiende a subir. Al subir es remplazado por aire ms froproveniente de las latitudes mayores. La nica manera de remplazar el aire proveniente deotras latitudes es por arriba, por medio de las corrientes hacia los polos de aire calienteecuatorial. La circulacin verdadera difiere de la mostrada en la figura 2-3 debido a larotacin de la tierra y a los efectos de la distribucin de mares y continentes.

2-6 Efectos de la rotacin de la tierraLa tierra gira de occidente a oriente, impartindole una velocidad de l. 670 krn/hr ( 1.040 milhr) a un punto situado en el ecuador, mientras que un punto a 600 de latitud se mueve a lamitad de esta velocidad. Del principio de la conservacin del movimiento angular se deduceque una partcula de aire en reposo relativo 'con respecto a la superficie, en el ecuador,obtendra una velocidad terica hacia el este de 2.505 km/hr), relativa a la superficie de latierra, si se desplazara a 600 de latitud norte. Por el contrario, si una partcula de aire en elPolo Norte se desplazara hacia el sur a la latitud 600 norte, obtendra una velocidad terica de835 km/hr (520 mi/hr) hacia el oeste. No obstante en la naturaleza no se han observadovientos con velocidades de esa magnitud debido a la friccin. La fuerza necesaria paraproducir tales cambios de velocidad se conoce como la fuerza de Coriolis. Esta fuerzaaparente acta siempre hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en elhemisferio sur.

La figura 2-4 muestra un esquema simplificado de la circulacin general cerca de lasuperficie. Las distribuciones de vientos y temperaturas para el hemisferio norte, durante elinvierno, se presentan en las figs. 2-5 y 2-6. Las razones fsicas de estos esquemas se conocenslo parcialmente. Los primeros intentos para determinar el mecanismo natural de la


N

o

lOO / / /Tormentosa, variable

./ ./ ./ ,//Vientos predominantes del oeste

./ ,/ ,/- ,/' ./Vientos poco variables, calma

//7~/Vientos ecuatoriales. calmados o poco fuertes

~~~~"\o

FIGURA 2-4Circulacin idealizada en la superficie de la Tierra suponiendo una superficielisa y de composicin uniforme.

circulacin general estaban basados en la idea de una circulacin meridional de tipo convec-tivo. Actualmente se considera ms importante el transporte de momento angular porremolinos.

27 Corrientes JetLas corrientes jet son una caracterstica notoria de la circulacin general. Son causadas pormasas de aire puestas en movimiento por los grandes gradientes de presin que resultan de loscambios bruscos de temperatura meridional y por el momento angular impartido por larotacin de la superficie de la tierra. Las corrientes jet son cuasi horizontales, sinuosas,como una cinta ondulante de aire que viaja cerca de la tropopausa a velocidades que varan de30 m/seg (100 km/kr, 70 mi/hr) a ms de 135 m/seg (490 km/hr, 300 mijhr). Latropopausa es la frontera entre la troposfera y la estratosfera, a una altura que vara de cercade 8 km (5 mi) en los polos acerca de 16 km (10 mi) en el ecuador (fig. 2-6). La troposfera,que se extiende desde la superficie de la tierra hasta la tropopausa, se caracteriza por ungradiente negativo de temperatura con la altura, vientos verticales considerables, mayoralmacenamiento de vapor de aire en la atmsfera y en ella se presentan todos los fenmenosdel estado atmosfrico que son de inters para los hidrlogos. La estratosfera es una caparelativamente isoterma que se extiende desde la tropopausa hasta 20 o 25 km (12 a 16 mi), apartir de la cual la temperatura aumenta con la altura.

Debido a su localizacin cerca de la tropopausa, la cual es curva hacia abajo en direccinde los polos, las corrientes jet se encuentran donde el gradiente de temperatura horizontal seinvierte. En las corrientes jet de direccin occidental que se presentan en el hemisferio nortese encuentra aire caliente al sur por debajo del nivel del ncleo de la corriente y hacia el nortepor encima del mismo. Lo opuesto ocurre con las corrientes de direccin este. Con frecuencia'las corrientes jet parecen producir un corte o una discontinuidad en la tropopausa, y se creeque se produce una transferencia de aire fro estratosfrico a la troposfera a travs de labrecha. .

3o -5~o10


60~ ~ o 0 dela adveccin neta en el tanque evapormetro de Clase A [28]. Normalmente, la adveccincausada al agregar agua al tanque no reviste importancia; sin embargo, la adveccin de calorsensible a travs de las paredes del tanque es suficiente para producir variaciones moderadasen el coeficiente del, tanque bajo diferentes regmenes climticos. Usando el concepto de larazn de Bowen y la relacin emprica de la fig. 5-4, se puede obtener una funcin paraestimar la transferencia de calor de un tanque de Clase A a partir de la observacin de lastemperaturas del aire y el agua, el viento y la presin atmosfrica. Esta es la relacin bsica dela grfica en la fig. 5-6, la cual considera adems un coeficiente del tanque de.O,7 cuando lastemperaturas del aire y el agua son iguales. La evaporacin del lago calculada a partir de lagrfica se debe ajustar por cualquier adveccin neta apreciable en el lago.

57 Resumen y evaluacin de las tcnicas para estimar la evaporacin de embalses

Hay relativamente un nmero muy reducido de embalses para los cuales se pueden obtenerestimativos confiables de la evaporacin partir de balances hdricos en forma continua; sinembargo, los valores estimados para perodos selectos con frecuencia pueden servir paracalibrar y ajustar otros mtodos. En condiciones en las cuales no se pueden obtener resultadossatisfactorios aplicando el balance hdrico, la evaporacin para un embalse existente se puededeterminar por medio de un enfoque emprico aerodinmico o mediante tcnicas de balances

138 IDDROLOGIA PARA INGENIEROS

Tabla 5-2 RESUMEN DE COEFICIENTES DE TANQUES.Ver texto para la descripcin de los tanques

Exposicinsuperficial Tanques enterrados

Aosde Clase GGI-

Sitio registro Perodo A X-3" BPI 'Young Colo. 3000-- --

Davis Calif.b 1966-69 Anual 0,72 0,71 ... ... '" 0,94Denver, Colo.c 1915-16 Anual 0,67

1916 Jun-Oct. oo' ... 0,94Felt Lake, Calif. 1955 Anual 0,77 .00 0,91 0,99 0,85Ft. Collins, Colo. 1926-28 Abr.-Nov. 0,70 ... ... .00 0,79Fullerton, Calir.c 1936-39 Anual 0,77 .00 0,94 0,98 0,89Lake Colorado City, Tex. 1954-55 Anual 0,72Lake Elsinore, Calif. 1939-41 Anual 0,77 ... oo 0,98Lake Hefner, Okla. 1950--51 Anual 0,69 oo. 0,91 0,91 0,83Lake Mead, Ariz.s-Nev," 1966-69 Anual O,66d 0,73 d oo. ... ... O,71dLake Okeechobee, Fla. 1940-46 Anual 0,81 oo. ... ... 0,98Red Bluff Res., Tex. 1939-47 Anual 0,68Salton Sea, Calif. 1967-69 Anual 0,64 0,64Silver HiI!, Md" 1955-60 Abr.-Nov. 0,74 ... 1,05 '0' 0,97Sterling, Va.b 1965-68 Abr.-Nov. 0,69/ 0,71/

'"... ... 1,111

India (Poona)" 1965-68 Anual 0,69 oo' ... ... '" 0,78Israel (Lod Airport)" 1954-60 Anual 0,74

ISudan (Khartoum)" 1960-61 Anual 0,65U.K. (London) 1956-62 Anual 0,70U.S.S.R. (Dubovka)" 1957-59 Mayo-Oct. 0,64 ." oo.

I.00 oo 0,91

1962-67 May.-Oet. 0,64 ... ... ... ... 0,84U.S.S.R. (Valdait 1949-53 Mayo-Sept. 0,82 ... ... oo, ... 0,93

1958-63 Mayo-Sept. 0,67 oo' ... I ... oo 0,98" Aislado; dimensiones aproximadamente iguales a las del tanque GGI-3000.b Suponiendo que la evaporacin desde un tanque de 5 m (16,5 ft) dimetro equivalente a la evaporacin del lago.C Suponiendo que la evaporacin desde un tanque de 3,65 m (12 ft) de dimetro equivale a la evaporacin del lago .rl La correccin por flujo de calor del suelo hacia el tanque de 5 m reducira el coeficiente por lo menos en un 5 por

ciento.e Suponiendo que la evaporacin (ajustada por el flujo de calor hacia el suelo) de un tanque de 4,57 m (15 ft) de

dimetro equivale a la evaporacin del lago.f La correccin por flujo de calor desde el tanque de 5 m hacia el suelo aumentara el coeficiente en un pequeo

porcentaje.

energticos. La instrumentacin y el mantenimiento para obtener observaciones continuasson costosos en estos dos mtodos y es posible que su uso extensivo no sea econmicodurante algn tiempo. Sin embargo, el objetivo que se persigue puede justificar su aplicacinpor un perodo de tiempo corto para calibrar un mtodo menos costoso.

La operacin de un tanque evapormetro (cerca del embalse, pero no tan cerca como paraser afectado) es relativamente barata y debe producir estimativos razonablemente precisos dela evaporacin anual del embalse (fig. 5-6). Se ganara 'mayor confiabilidad si se pudieraestimar la adveccin neta al embalse; sin embargo, este fenmeno rara vez tiene mayorimportancia. Si se considera necesaria la distribucin de la evaporacin en meses o estacio-nes, es necesario evaluar la adveccin neta. A pesar que los tanques evapormetros sonnormalmente inoperativos durante perodos de congelacin, la evaporacin del tanque entales perodos es pequea y con frecuencia se puede estimar con suficiente precisin. Noobstante, la evaporacin de un embalse puede ser relativamente ~ande al principio delinvierno debido a cambios en el almacenamiento de energa.

EVAPORACION y TRANSPlRACION 139

0,6

0,2

0,1

0,3

OC p0,5

1----+--+----;/-::.-,..C--7"'1 0,8

20 30 10 20Temperatura del agua del tanque, oC.

10

Elevacin = 305 m por encima idel nivel del mar l

JI! d '1 1,lllld IJ

0, 8 1----l---+--~-J-"L--,,.L1

0,6

0,5

OCp0,4

0,3

0,2

0,1

FIGURA S-SProporcin de la energa de adveccin (en un tanque de Clase A) utilizada por la evaporacin. (U.S. NationalWeather Service.)

Las figs. 5-1 Y5-6 [tambin la ec. (5-18)] se pueden utilizar en el estudio de diseo deembalses si se dispone de datos representativos. Todos los datos relativos para el rea debenser analizados usando todos los mtodos adecuados, si los aspectos econmicos del diseo lojustifican. Rara vez existe una razn suficiente para construir un gran embalse antes de larecoleccin de por lo menos 1 o 2 aos de datos meteorolgicos, incluyendo evaporacin enel sitio de construccin, para corroborar los estimativos realizados. La fig. 5-7, la cualpresenta estimativos generalizados de la evaporacin media anual para lagos poco profundosen los Estados Unidos [ 27], se considera lo suficientemente confiable para estimativospreliminares y para diseo de proyectos en los cuales la evaporacin no reviste mayorimportancia. Existen mapas similares disponibles para varios pases [39,41] y lafig. 2-2 esun mapa mundial del calor utilizado por la evaporacin.

Para algunos problemas de diseo es necesario estimar la distribucin mensual de laevaporacin anual. A pesar de que algunas de las tcnicas presentadas producen valoresmensuales de la evaporacin de agua libre, se necesitan ajustes por la adveccin neta (o porcambios en el almacenamiento de calor) [42].

En el diseo de embalses, el Ingeniero est interesado en el aumento de prdidas en elsitio del embalse como resultado de la construccin de una presa, o sea la evaporacin en elembalse menos la evapotranspiracin en condiciones naturales. En regiones hmedas, laconstruccin de presas produce solamente un aumento nominal en las prdidas de agua.


220

$e.. 200 r~ Q 180~'~ I-e~ 160 I~~+--\---+'\-----+i--1r-\t:5 1...J '

~ZWW::::lOz , I1- 100 r---.1- .. -+-----\--!_\_I:r:-f- ~ fI+ !-\-t-\-+++-~ 40! J -t-- _JJ~ I r I~Cl 20 l.--- +--- i u

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FIGURA 5-6Evaporacin de un lago poco profundo en funcin de la evaporacin en un tanque de Clase A y de la transferencia decalor a travs del tanque. (U.S. National Weather Service.)

5-8 Aumentos en el abastecimiento de agua por reduccin de evaporacinCualquier medida que se tome para reducir la evaporacin en un embalse por unidad dealmacenamiento produce un aumento equivalente en el agua que se utiliza para abasteci-miento. Es ventajoso seleccionar el sitio y el diseo que produzcan un mnimo de rea deembalse por unidad de almacenamiento. El diseo de estructuras de salida que funcionen detal manera que el agua superficial (ms caliente) pueda ser utilizada para abastecer lademanda reduce la evaporacin de un embalse. Este tipo de operacin no produce unaumento equivalente del agua que se va a utilizar, en puntos distantes aguas abajo, debido alaumento en evaporacin que ocurre a lo largo del canal de conduccin.

En algunos casos, algunos embalses pequeos se cubren totalmente para reducir laevaporacin. Se ha propuesto tambin el uso de cubiertas flotantes [43] Y de materialgranular flotante [44 J. Aunque tales mtodos son efectivos son costosos en su aplicacin. Apesar de que se ha recomendado con insistencia el uso de rompe-vientos, stos son efectivos

EVAPORACION y TRANSPIRACION 141

solamente en embalses muy pequeos: una reduccin del 25 por ciento en la velocidad delviento normalmente producir una reduccin aproximada de slo un 5 por ciento de laevaporacin a largo plazo.

FIGURA 57Evaporacin promedio anual (pulgadas) para lagos poco profundos. (U.S. National Weather Service.

Tambin se han llevado a cabo amplias investigaciones en la aplicacin de pelculasmonomoleculares para reducir la evaporacin [45, 47]. A pesar del optimismo inicial, esteenfoque tiene poco uso. En cambio, el uso de cantidades muy pequeas de alcohol etlicopuede reducir la evaporacin en tanques pequeos hasta en un 40 por ciento, aunque rara vezes posible mantener en forma continua, una cobertura mayor del 10 al 20 por ciento en unembalse. Es ms, cualquier reduccin de la evaporacin est acompaada por un aumentoindeseable en la temperatura del agua. Aun cuando se puede disipar gran parte de este excesode calor a travs de un tanque evapormetro, este no es el caso para un embalse [48]. Pareceque cualquier esperanza en obtener reducciones prcticas y apreciables de evaporacin engrandes embalses, radica en encontrar un material que aumente efectivamente la reflectivi-dad de la superficie del agua sin producir efectos secundarios indeseables.

TRANSPIRACIONDel agua absorbida por el sistema de races de una planta, slo una porcin minsculapermanece en los tejidos de la misma; virtualmente, toda el agua retoma a la atmsfera enforma de vapor, debido a la transpiracin. Este proceso constituye una fase importante delciclo hidrolgico debido a que es el mecanismo principal por medio del cual el aguaprecipitada sobre la superficie de la tierra regresa a la atmsfera. Al estudiar el balance

142 IDDROLOGIA PARA INGENIEROS

hdrico de una cuenca hidrogrfica, es difcil, generalmente, separar la evaporacin y latranspiracin. Por esta razn ambos factores se tratan usualmente en ingeniera como unosolo; sin embargo, es necesario tener un conocimiento de cada proceso para asegurar que lastcnicas empleadas concuerdan con la realidad fsica.

5-9 Factores que afectan la transpiracinLas diferencias de concentracin entre la savia en las clulas de la raz de una planta, y el aguaen el suelo, causan una presin osmtica capaz de mover el agua del suelo a travs de lamembrana de la raz hacia las clulas de sta. Una alta salinidad en la solucin del suelo y/o

Cloroplastos

FIGURA 5,8Estructura interna de una hoja.

una tensin de humedad alta en el suelo, pueden impedir o reducir sustancialmente latransferencia osmtica. Una vez dentro de la raz, el agua es transportada [ 49] a travs de laplanta al espacio intercelular dentro de las hojas (fig. 5-8). El aire entra a la hoja a travs delos estomas (los poros de la superficie de la hoja), y los cloroplastos, en el interior de lahoja, usan el dixido de carbn del aire y una pequea porcin del agua disponible paraproducir los carbohidratos necesarios para el crecimiento de la planta (fotosntesis). Alentrar elaire en la hoja, parte del agua escapa a travs de los estomas abiertos; este es elproceso de transpiracin. La relacin entre el agua transpirada y el agua utilizada paraformar la materia de la planta es muy grande, y alcanza valores de 800 o ms.

La tasa de transpiracin es en general independiente del tipo de planta, siempre y cuandoexistan cantidades adecuadas de agua en el suelo, y que la superficie est cubierta totalmentepor vegetacin. Dado que la fotosntesis depende en alto grado de la radiacin recibida, cercadel 95 por ciento de la transpiracin diaria ocurre durante el da [50], comparada con un 75 a90 por ciento de la evaporacin del suelo [ 51 ]. El crecimiento de las plantas cesa cuando latemperatura disminuye hasta cerca de los 4C (40F) Y la transpiracin es entonces muypequea.

La transpiracin est limitada por la tasa a la cual la humedad se encuentra disponible parala planta. A pesar de que existen muy pocas dudas de que la tasa de evaporacin del suelo encondiciones meteorolgicas fijas disminuya casi ponencialmente con el tiempo, persistenideas diversas con respecto a la transpiracin (ver Seco 5-15). Se cree que esta controversia ylas discrepancias evidentes se pueden atribuir a los varios mtodos que se han utilizado paraobtener los datos en que se basan las distintas hiptesis, y a la terminologa no descriptivautilizada para expresar los resultados. Algunos investigadores creen que la transpiracin esindependiente de la humedad disponible hasta cuando sta alcanza el punto de marchitez(contenido de humedad en el cual se produce marchitez permanente en las plantas), mientrasque otros suponen que la transpiracin es aproximadamente proporcional a la humedadremanente en el suelo y disponible para las plantas. La capacidad de campo se definecomo la cantidad de agua retenida en el suelo despus de que el exceso de agua gravitacional.


ha drenado. El rango de humedad del suelo entre la capacidad de campo y el punto demarchitez (agua disponible) es una medida de la mxima cantidad de agua disponible paralas plantas (Sec. 6-3). El agua disponible vara con el tipo de suelo, en un rango que va desde0,5 mm/cm de profundidad (0,5 in/ft) para arenas hasta ms de 2 mm/cm de profundidad (2in/ft) para arcillas limosas.

El tipo de planta es un factor importante en el control de la transpiracin cuando lahumedad del suelo es limitada. Cuando se secan las capas superiores del suelo, las especiescon races poco profundas no pueden obtener agua y se marchitan, mientras que las especiescon races profundas continan transpirando hasta que la humedad del suelo se reduce aprofundidades mayores hasta el punto de marchitez. Por lo tanto, la vegetacin de racesprofundas transpira ms agua durante perodos secos sostenidos que las plantas de especiescon races poco profundas. La transpiracin por unidad de rea tambin depende la densidadde la cobertura vegetal. Con espacios amplios entre las plantas (baja densidad de cobertura),no toda la radiacin solar llega a aquellas y parte de ella es absorbida por la superficie delsuelo. Sin embargo, la transpiracin relativa no es proporcional a la densidad de coberturapor dos razones: (1) una planta aislada recibe radiacin en su cara que est al sol, la cual serainterceptada por una planta adyacente en caso de existir una cobertura muy densa, y (2) unaporcin de la radiacin que llega al suelo es transmitida a la planta posteriormente (efecto deoasis).

El tipo de planta tambin influye en la transpiracin durante perodos de sequa, an encondiciones especficas de humedad del suelo. Las xerofitas (especies de los desiertos), conmenos estomas por unidad de rea y menor superficie expuesta a la radiacin, transpiranrelativamente poca agua. Las freatofitas, por el contrario, tienen un sistema de races quellega hasta el nivel fretico y transpiran a tasas sustancialmente independientes del contenidode humedad de la zona de aeracin. Todas las plantas pueden controlar la abertura estomatalen algn grado, y an las mesfilas (plantas de las zonas templadas) poseen algunacapacidad para reducir la transpiracin durante perodos de sequa. Sin embargo, estacapacidad de control es slo para reducir la transpiracin. An las plantas acuticas,hidrfitas, no pueden bombear agua a la atmsfera en tasas que excedan aquellas controla-das por la disponibilidad de energa radiante y sensible. Una charca cubierta de plantasacuticas no pierde agua a una tasa apreciablemente diferente a la de una charca libre devegetacin. Cualquier diferencia en la transferencia de calor sensible, debido a un aumentoen la rugosidad de la superficie, tiende a ser equilibrada por el aumento en albedo.

La lluvia interceptada por la vegetacin es evaporada inmediatamente y por lo tantoutiliza alguna energa que de lo contrario estara disponible para la transpiracin. Losexperimentos con coberturas de pasto [52] indican que la reduccin en transpiracin puedeequivaler a la intercepcin, mientras que otros experimentos con pequeos pinos [53]parecen mostrar que la reduccin es mucho menor que las prdidas por intercepcin.

5-10 Medidas de la transpiracinComo no es posible medir las prdidas por transpiracin para un rea apreciable en condicio-nes naturales, la determinacin de la transpiracin est restringida a estudios de muestraspequeas en condiciones de laboratorio. Un mtodo consiste en colocar una o ms plantas enmateros dentro de un espacio confinado y calcular la transpiracin como el aumento en elcontenido de humedad del espacio confinado. La mayora de las medidas se llevan a cabo enun fitmetro, un recipiente grande lleno de suelo en el cual se siembran una o ms plantas.El nico escape de humedad es por transpiracin (la superficie de suelo se sella para impedirevaporacin), la cual puede ser estimada pesando la planta y el recipiente en diferentesintervalos de tiempo. Al suministrar aeracin yagua adicional, se puede llevar a cabo unestudio con el fitmetro durante todo el ciclo de vida de una planta. Como es virtualmente


imposible simular condiciones naturales, los resultados de las observaciones de este tipoprincipalmente tienen inters acadmico para el hidrlogo, y constituyen apenas algo msque un ndice del uso del agua por una plantacin en condiciones de campo.

Los atmmetros de cermica y de Pich, se han utilizado frecuentemente-en estudios detranspiracin. Estos instrumentos [34] alimentan automticamente una superficie hmedaexpuesta, con el agua de un pequeo tanque. El cambio en el contenido del tanque sirve comondice de la transpiracin. Si los atmmetros se utilizan con cuidado, pueden ser tiles entrabajo experimental para estimar las variaciones temporales y espaciales de la transpiracinpotencial.

EVAPOTRANSPIRACIONAl estudiar el balance hdrico de un rea de drenaje, el inters principal radica en ladeterminacin de las prdidas de agua totales (o evapotranspiracinv, la evaporacin desuperficies de agua, suelo, nieve, hielo y de cualquier otra superficie, ms la transpiracin. Eluso consuntivo es la evaporacin total de un rea ms el agua utilizada directamente paraconstruir los tejidos de las plantas. La distincin entre los dos trminos es en gran parteacadmica, con diferencias numricas que estn casi siempre dentro de los errores demedicin y generalmente se tratan como sinnimos [54].

Suponiendo que cualquier reduccin en evapotranspiracin, debida a una deficiencia enla humedad del suelo es independiente de las condiciones meteorolgicas, el concepto deevapotranspiracin potencial introducido por Thornthwaite [55] es de uso comn. El

trmino fue definido por Thornthwaite como "la prdida de agua que ocurrira si en ningnmomento existiera una deficiencia de agua en el suelo para el uso de la vegetacin". Se haencontrado desde entonces que la evapotranspiracin depende de la densidad de cobertura yde su estado de desarrollo. Para que sea til, la evapotranspiracin potencial debe serindependiente de la naturaleza y condicin de la superficie, excepto con respecto a ladisponibilidad de humedad, o debe estar definida en trminos de una superficie particular.Penman [56] sugiri que la definicin original se deba modificar para incluir la condicin deque la superficie estuviera totalmente cubierta por vegetacin verde. Esta definicin modifi-cada es en general satisfactoria, pero no tiene sentido durante el invierno a grandes latitudes.

Para fines de claridad y obtener resultados que se puedan reproducir, existe una buenarazn para considerar la evapotranspiracin potencial como equivalente a la evaporacin deuna superficie de agua libre, de grandes proporciones, pero sin capacidad de almacenamientode calor [57] .La evapotranspiracin tal como fue definida por Thornthwaite, se aproxima ala evaporacin de agua libre siempre y cuando haya una cobertura vegetal completa y que losefectos de los factores meteorolgicos en las dos superficies sean lo suficientemente pareci-dos para que se conviertan de la misma manera en evapotranspiracin efectiva.

Existen numerosos enfoques para estimar la evaporacin real y potencial, ninguno de loscuales se puede aplicar generalmente a todos los propsitos. El tipo de datos necesariosdepende del uso que se persiga. En algunos estudios hidrolgicos se necesita la evapotranspi-racin media de la hoya, mientras que en otros casos hay inters en el uso del agua por unaplantacin particular o en el cambio de usos del agua que resultara de un cambio en lacobertura vegetal.

5-11 Determinacin de la evapotranspiracin promedio de una hoya por medio delbalance hdrico.Suponiendo que el almacenamiento y todos los dems componentes de entrada y salida deagua, excepto por la evapotranspiracin, pudieran ser medidos, el volumen de agua (usual-mente expresado en unidades de profundidad) necesario para balancear la ecuacin de


continuidad para una hoya representa la evapotranspiracin. Entre otras cosas, la confiabili-dad de los clculos de un balance hdrico depende considerablemente de los intervalos detiempo considerados. Como regla general, la evapotranspiracin normal anual se puedecalcular como la diferencia entre los promedios, sobre varios aos, de precipitacin y caudalde salida, debido a que el cambio de almacenamiento sobre un perodo largo de aos tienepocas consecuencias [58]. Cualquier deficiencia en tales clculos se puede atribuir usual-mente a datos inadecuados de precipitacin o escorrenta o a flujo subterrneo hacia adentro ohacia afuera de la hoya. Los estimativos de la evapotranspiracin anual pueden estar sujetos aerrores apreciables si se desprecian cambios en el almacenamiento, excepto cuando elalmacenamiento de humedad en la hoya permanece casi constante para una misma fecha cadaao. Generalmente hay que evaluar la humedad del suelo, el agua subterrnea y el almace-namiento superficial al comienzo de cada ao.

El mtodo del balance hdrico tambin se puede aplicar para perodos cortos de tiempo[59]. En la fig. 5-9 ms de 150 mm (6 in) de lluvia cayeron en un perodo de 3 das,produciendo el aumento indicado el21 de junio, y 117 mm (5 in) ms cayeron hasta el 29 dejunio. La escorrenta producida por la segunda tormenta (26 a 30 de junio) fue de 60 mm(2,37 in). Si se supone que en los das 21 y 29 de junio el suelo estaba en iguales condicionesde saturacin al final de la lluvia, la evapotranspiracin durante el perodo fue de 117-60 = 57mm (4,60 - 2,37 = 2,23 in) o 7 mm/da (0,28 in/da). Los errores en clculos para perodostan cortos como una semana pueden ser considerables, y se recomienda usar perodos mslargos cuando sea factible. Si los clculos se llevan hasta el 16de julio, la evapotranspiracinestimada tiene un promedio cercano a 6 mm/da (0,23 in/da), sin lugar a dudas un valor queest ms de acuerdo con la realidad. Los clculos se deben basar en la escorrenta total (Sec.7-5). Este procedimiento se adapta mejor a regiones donde la profundidad del agua subterr-nea es relativamente pequea y la precipitacin es uniformente distribuida durante el ao. Apesar de que los estimativos de la evapotranspiracin obtenidos de esta manera debenconsiderar la ocurrencia fortuita de grandes tormentas o de perodos relativamente hmedos,se pueden llevar a cabo determinaciones suficientes para todos los aos de registro, paradefinir la distribucin temporal (fig. 5-10). Si la curva resultante sirve para representar laevapotranspiracin normal anual, los clculos deben llevarse a cabo en forma continua, puesla omisin de perodos secos sesga los resultados. Si la curva se usa para representar laevapotranspiracin potencial, los clculos deben llevarse a cabo solamente para aquellosperodos durante los cuales existen condiciones potenciales.

512 Determinacin de la evapotranspiracin en parcelasLa aplicacin del balance hdrico a pequeas parcelas slo produce resultados satisfactoriosen condiciones ideales, las cuales rara vez se obtienen. Una medida precisa de la percolacinno es posible, y sus errores tienden a ser acumulativos. Si el nivel fretico se encuentra a granprofundidad, un aumento en este nivel puede ser inconsecuente, aunque esto no es necesa-riamente cierto en todos los casos. Si estos aumentos son inconsecuentes, las medidas de lahumedad del suelo se convierten en la principal fuente de errorjque aunque aleatorias pornaturaleza son lo suficientemente grandes como para excluir la posibilidad de calcular laevapotranspiracin en intervalos cortos). Sin embargo, es factible obtener estimativosrazonables por estaciones [60, 61].

El balance energtico puede aplicarse para determinar la evapotranspiracin de unaparcela de igual manera que para un lago (Sec. 5-3). En vez de considerar el almacenamientode calor en una masa de agua se debe estimar la energa almacenada en el perfil del suelo. Elcalor especfico del suelo vara desde cerca de 0,2 hasta 0,8 cal Zcm" dependiendo de sucontenido de humedad y de la clase de suelo, y por lo tanto es necesario conocer tanto el calorespecfico como la temperatura del perfil del suelo. Otra alternativa es medir el flujo de calor


O

40.~:5

80

in. mm-

~ 0-- 100 -~;i't~ ~f~l'"90 79.817'17' T-81--- 1----80 - 2

1--

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60 4--

50

~ 1--Escorrent!ii. Esco"entla;3.01"-2.37" Esco"entfa ; 1.60"----40.617'17' " 76.517'17'---.lQ 60..217'17' I 1\20 1\ f1\/1\ fJ \- 1\10 \ J \ 11 \ l1..... ./-O 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 2930 , 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16o

16

24

8

4

20

100 1000ro3/seg efs

28

Junio Julio

FIGURA 5-9Deduccin de estimativos de la evapotranspiracin para perodos cortos.

a alguna profundidad conveniente (alrededor de la cm o 4 in) y no calcular el cambio en elalmacenamiento de calor por debajo de esta profundidad [ 62] . Cuando se aplica la razn deBowen [eco (5-4)] se usan la temperatura y la presin de vapor en la superficie. Medir lapresin de vapor de una superficie cubierta por vegetacin es un problema aparte y esnecesario medir los gradientes de temperatura y de presin de vapor entre dos niveles por

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FIGURA 5-10Curva de la evapotranspiracin media calculada a partir de datos de lluvia y caudal.


encima de la superficie. La energa de adveccin, en trminos del balance hdrico, esnormalmente pequea y se desprecia con frecuencia.

La ecuacin de transporte turbulento de Thornthwaite-Holzman se ha utilizado paraestimar la evapotranspiracin [63,64 ] aunque existen dudas acerca de si ha sido comprobadaadecuadamente. Las necesidades instrumentales son difciles de satisfacer para condicionesde campo, pues la evapotranspiracin calculada es proporcional a las diferencias medidas deviento y de presin de vapor a dos niveles situados cerca de la superficie estudiada.

Las tcnicas de balance energtico y de transporte turbulento son tambin aplicables a ladeterminacin de la evapotranspiracin potencial, con el nico requisito adicional de que elrea bajo observacin tenga cantidades de agua adecuadas todo el tiempo. Debido al extremocuidado necesario en la aplicacin de estas tcnicas, su uso se ha limitado a fines experimen-tales.

5-13 Determinacin de la evapotranspiracin por IismetrosMuchas de las observaciones de la evapotranspiracin se llevan a cabo en recipientes desuelo [65, 70], conocidos bajo diferentes nombres como tanques, evapotranspirmetrosy lisimetros . Los primeros dos trminos se refieren a recipientes con fondo impermeable,mientras se ha intentado restringir el uso de la palabra lismetro a recipientes con fondopermeable o con un mecanismo para mantener una presin negativa en el fondo. Laevapotranspiracin se calcula manteniendo un balance de aguas en el recipiente.

As como en los tanques evapormetros, los evapotranspirmetros pequeos producensolamente ndices de evapotranspiracin potencial. En consecuencia, la normalizacin delinstrumental y su operacin son de extrema importancia. Al resumir los resultados deobservaciones alrededor del mundo, Mather [65] dice: El evapotranspirmetro, cuando seopera adecuadamente, es decir, se riega satisfactoriamente de tal manera que no hayadeficiencia de humedad ni exceso de humedad apreciable en el suelo del tanque, y cuando seencuentra expuesto homogneamente dentro de un rea de proteccin de tamao adecuadopara eliminar el efecto de adveccin de humedad, es un instrumento que debe producirresultados razonablemente confiables de la evapotranspiracin potencial. Se debe tener ungran cuidado en la operacin del instrumento y el suelo, la vegetacin, los mtodos de cultivoy las prcticas de regado se deben mantener normalizados para poder asegurar resultadoscomparables de una estacin de observacin a otra.

Con muy poca frecuencia se obtienen observaciones confiables de la evapotranspiracinreal (cuando sta es apreciablemente menor que la potencial) debido a que es casi imposiblemantener la humedad del suelo y la cobertura vegetal de las zonas vecinas al tanque bajo lasmismas condiciones de ste. Los resultados experimentales [71] indican que se puedentomar medidas confiables de la evapotranspiracin con lismetros grandes de 5 m (15 ft) oms de dimetro si se tiene en cuenta la necesidad de aplicar una fuerza de succin en la basecomparable en magnitud a aquella presente en el perfil natural del suelo. Se necesita ademsque las dimensiones limitadas dellismetro no impidan el desarrollo de las races,y que lascaractersticas de cobertura (densidad, altura y vigor) sean iguales sobre ellismetro y en lasreas circunvecinas.

514 Estimacin de la evapotranspiracin potencial a partir de datos meteorolgicosSe han desarrollado varias tcnicas empricas para estimar la evapotranspiracin potencial apartir de datos climatolgicos fcilmente asequibles y de la latitud (posible extensin dehoras-sol por da). Thornthwaite [72] ha obtenido un procedimiento algo complicado en elque se utilizan solamente la temperatura y las posibles horas de sol. El enfoque de Blaneyrequiere de estos dos factores pero fue diseado principalmente para transponer datos


observados de uso consuntivo de reas de irrigadas a otras reas por medio de coeficientesobtenidos. Usando datos promedios anuales, Lowry y Johnson [73] encontraron una altacorrelacin entre el uso consuntivo y los grados da acumulados durante el perodo decrecimiento vegetal. Otros procedimientos, los cuales dependen exclusivamente de la tempe-ratura como nico ndice de calor incidente para la latitud particular y que desprecian lanubosidad, humedad, viento y otros factores, estn sujetos a grandes errores en circunstan-cias adversas.

La evapotranspiracin potencial y la evaporacin a partir de una superficie delgada deagua libre estn afectadas por los mismos factores meteorolgicos: radiacin, humedad,viento y temperatura. Aunque existen diferencias en cuanto a la rugosidad de la superficie, sualbedo y posiblemente otros factores involucrados, la evaporacin de agua libre debe ser unmejor ndice de la evapotranspiracin potencial que la temperatura del aire. Por lo tanto,parece que las ecs. (5-16) o (5-18) constituyen el mejor mtodo para calcular la evapotranspi-racin potencial, aunque existe duda con respecto a la necesidad de un factor de reduccin.

Los resultados experimentales que aparecen en la literatura son contradictorios e involu-cran la definicin de la evapotranspiracin potencial (ver Seco 5-13). Utilizando los datosobservados en uno de los lismetros ms grandes y confiables de los Estados Unidos, Pruitt yLourence [74] encontraron que el promedio anual de evapotranspiracin potencial para elpasto es de 173 cm (68 in). La evaporacin de un tanque evapormetro enterrado de 20 m2para el mismo perodo de 3 aos fue de un 2 por ciento menor. Este y otros resultados [75,76] llevaron a la conclusin de que el factor de reduccin anual es mucho ms cercano a launidad que al valor de 0,75 encontrado por Penman [11], Yque mientras se llevan a cabonuevas investigaciones, el valor supuesto de la unidad es posiblemente satisfactorio cuandose consideran reas de drenaje con cobertura vegetal variada. Cualquiera de los mtodos paraestimar la evaporacin de una superficie libre de agua se puede, por lo tanto, aplicar,incluyendo el enfoque de coeficientes de tanques evapormetros.

5-15 Estimacin de la evapotranspiracin real a partir de la potencialEl efecto de las deficiencias de humedad en la relacin entre la evapotranspiracin real y lapotencial ha sido tema para largos debates [77, 83]. Algunos investigadores pregonan que laevapotranspiracin desde una parcela homognea contina a una tasa sin disminucin hastaque el contenido de humedad a travs de la zona de races se reduce cerca al punto demarchitez; otros citan resultados experimentales que muestran que la tasa (relativa a lapotencial) es aproximadamente proporcional a la cantidad de agua disponible remanente; untercer punto de vista es que la tasa es una funcin compleja del agua disponible (exclusiva-mente) pero limitada por la tasa potencial. Independientemente de la relacin funcional parauna parcela homognea, la tasa de abatimiento en un rea de drenaje heterognea, einicialmente saturada, disminuye rpidamente con el tiempo (para una evapotranspiracinpotencial constante) debido a variaciones en la capacidad en la zona de races y de otrosfactores pertinentes.

La suposicin de que la relacin entre la evapotranspiracin real y la potencial esproporcional a la cantidad de agua disponible tal vez sera satisfactoria en una cuenca, si cadatormenta pudiera saturar el suelo. Desafortunadamente, esta simple funcin no puedeexplicar adecuadamente el aumento de la evapotranspiracin que ocurre inmediatamentedespus de una tormenta moderada, en un suelo relativamente seco. Esta dificultad puede sersuperada por la separacin arbitraria del almacenamiento de humedad en dos categoras[84]. En este enfoque se considera que la humedad de la zona superior disminuye siemprea la tasa potencial y que cualquier dficit en esta zona debe ser satisfecho antes de que la lluviaempiece a recargar la zona inferior. El abatimiento en la zona inferior ocurre solamentecuando se acaba la humedad disponible en la zona superior, en cuyo caso, se supone que la


tasa de evapotranspiracin es proporcional a la humedad disponible en la zona inferior.Aplicando este simple modelo a observaciones de precipitacin y de escorrenta total (Sec.7-5) se pueden calcular valores diarios de evapotranspiracin por medio de procedimientosde contabilizacin. Se debe sealar que algunos de los modelos ms complejos usados para lasimulacin de caudales pueden producir tambin valores estimados de evapotranspiracin(Cap. 10).

516 Control de la evapotranspiracinComo consecuencia del xito reportado al reducir la evaporacin de superficies de agua pormedio de pelculas monomoleculares (Sec. 5-8), se llevaron a cabo experimentos parareducir la transpiracin de las plantas mezclando alcoholes grasos en el suelo [85]. Se hanpublicado algunos resultados positivos, mientras que otros experimentos han indicadoefectos no significativos [86] o un aumento en la transpiracin. Un anlisis detallado [87Jde un gran nmero de experimentos independientes llev a la conclusin de que lasconcentraciones de alcohol graso necesarias para reducir la transpiracin tambin reducen elcrecimiento de las plantas y que estos materiales no son adecuados como antitranspirantes.

Desde principios de siglo se ha efectuado un gran esfuerzo investigativo continuo paradeterminar o predecir los efectos hidrolgicos de cambios en el uso de la tierra. Existen pocasdudas de que los cambios en el uso de la tierra puedan tener un efecto apreciable en laevapotranspiracin anual, como tambin en su distribucin cclica [88,89 J. Las diferenciasen albedo, rugosidad aerodinmica y comportamiento de las plantas tienen algn efecto, perolos factores primordiales son aquellos relacionados con la disponibilidad de agua y elporcentaje del rea cubierta por una vegetacin libre.

La disponibilidad de agua est determinada en buena parte por el tamao de la zona deraces y el rgimen climtico. Si los perodos largos sin lluvia, durante la temporada decrecimiento, son caractersticos de un rea, la cobertura forestal de races profundas transpi-rarar libremente la mayor parte del tiempo aun cuando se haya terminado la disponibilidadde agua para plantas con races poco profundas. En reas donde las condiciones climticasson tales que las plantas con races poco profundas obtienen una adecuada cantidad de agua lamayor parte del tiempo, la evapotranspiracin es afectada en menor grado por la profundidadde la zona de races. Los cambios en el uso de la tierra que se reflejen en diferentes duracionesdel perodo de crecimiento de plantas tambin tienen efecto.

Cualquier intento por reducir la evapotranspiracin mediante cambios en el uso de latierra se debe llevar a cabo solamente despus de un estudio cuidadoso de todos los posiblesefectos secundarios. Una tala de bosques disminuir la evapotranspiracin y aumentar elcaudal pero puede producir tasas de erosin inaceptables [90 Jy caudales poco mayores [91 J.

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