t transporte sedimentos

8/20/2019 t Transporte Sedimentos

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PARTE I I . TRANSPORTE DE SED I MENTOS i

PARTE II. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

1. Transporte de sedimentos por escorrentía superficial .........................................1 2. Transporte de sedimentos en cauces naturales ...................................................1

2.1 Distribución del transporte de sedimentos...............................................................5 2.1.1 Determinación del transporte de sedimentos....................................................7

2.2 Propiedades de los sedimentos...............................................................................7 2.2.1 Tamaño ........................................................................................................7 2.2.2 Distribución granulométrica ..........................................................................10 2.2.3 Distribuciones teóricas..................................................................................11 2.2.4 Desviación estándar.....................................................................................14 2.2.5 Forma de la partícula ...................................................................................15

2.2.6 Angulo de Reposo ........................................................................................16 2.2.7 Densidad.....................................................................................................17 2.2.8 Peso específico ............................................................................................17 2.2.9 Gravedad específica .....................................................................................18 2.2.10 Densidad relativa .........................................................................................18 2.2.11 Peso específico sumergido ............................................................................18 2.2.12 Peso específico de la mezcla agua-sedimento (γ m ) ..........................................19 2.2.13 Concentración .............................................................................................19 2.2.14 Porosidad....................................................................................................20 2.2.15 Viscosidad cinemática del fluido (υ )...............................................................20 2.2.16 Velocidad de caída de una partícula ...............................................................21

2.3 Movimiento incipiente de sedimentos....................................................................21 2.3.1 Criterio basado en el esfuerzo cortante..........................................................22 2.3.2 Criterio basado en la velocidad del flujo .........................................................25

2.4 Acorazamiento del cauce .....................................................................................35 2.4.1 Evolución de la velocidad de la corriente........................................................37

2.5 Formas de transporte de sedimentos ....................................................................37 2.5.1 Lecho móvil o lecho vivo...............................................................................38 2.5.2 Agua clara...................................................................................................38

3. Muestreo de sedimentos ....................................................................................38 3.1 Procedimientos de muestreo ................................................................................40 3.2 Métodos de muestreo en ríos de gravas y guijarros................................................42

3.2.1 Análisis de frecuencias .................................................................................43

3.2.2 Muestreo de transectos ................................................................................43 3.3 Selección del método de muestreo .......................................................................44 3.4 Muestreo de la carga del lecho.............................................................................46 3.5 Muestreo del sedimento en suspensión .................................................................47

4. Cuantificación del transporte de sedimentos .....................................................50 4.1 Cálculo del transporte total de lecho o carga de material de fondo (gb, sb)..............52

4.1.1 Método de Laursen ......................................................................................53 4.1.2 Método de Engelund y Hansen......................................................................56

4.2 Cálculo de la carga de sedimentos en el fondo (g bb, s bb) .........................................57 4.2.1 Método de Schoklitsch..................................................................................57 4.2.2 Método de Meyer – Meter y Müller ................................................................58

5. Referencias......................................................................................................... 61


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PARTE I I . TRANSPORTE DE SED I MENTOS ii

INDICE DE TABLAS

Tabla 2.1 Clasificación de los sedimentos por tamaño según la AmericanGeophysical Union. García F., M. y Maza A., J. A. (1998)...............................................9

Tabla 2.2 Numeración de tamices Sistema U.S. Estándar..........................................10

Tabla 2.3 Rango de valores del peso específico de partículas sólidas. Maza. J. A.1987. .........................................................................................................................17

Tabla 2.4 Valores usuales de densidad y peso específico para arenas. Maza. J. A.1987. .........................................................................................................................18

Tabla 2.5 Coeficientes de rugosidad de Manning. Chow V. T., 1982. (Valores ennegrillas son los generalmente recomendados para el diseño).................................27

Tabla 2.6 Valores de corrección para la determinación del coeficiente n deManning. Richardson E. V., Simons D. B. y Julien P. Y., 1990. .............................29

Tabla 2.7 Coeficientes de rugosidad de Manning, velocidades máximaspermisibles recomendadas por Fortier y Scobey y los correspondientes valores dela fuerza tractiva unitaria dados por el US Bureau of Reclamation. French. R. H.1988……………………………………………………………………………………………………..34

Tabla 2.8 Velocidades medias no erosionables para suelos granulares (m/s)según Lischtvan-Levediev. Maza J. A., 1987............................................................35

Tabla 2.9 Velocidades no erosivas para suelos (m/s). Adaptada de Richardson E. V., Simons D. B. y Julien P. Y. 1993. .........................................................................36

Tabla 3.1 Ejemplo de conteo aleatorio de partículas para el río Cofre, aguas arribadel cruce con la vía Panamericana. Universidad del Cauca (2005). ..........................44

Tabla 3.2 Valor del exponente X para conversión de curvas granulométricas entrediferentes métodos de muestreo y técnicas de análisis. CVC/Corporación AutónomaRegional del Valle del Cauca (2004)..........................................................................46

Tabla 4.1. Notación para transporte de sedimentos. Maza A., J. A. y García F., M.(1996). ......................................................................................................................51

Tabla 4.2 Problemas hidráulicos y cálculos de transporte de sedimentosrequeridos. Maza A., J. A. y García F., M. (1996). ....................................................52


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PARTE I I . TRANSPORTE DE SED I MENTOS iii

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 2.1 Tipos de transporte de sedimentos. Maza J. A. 1987..................................5

Figura 2.2 Curva granulométrica..............................................................................11

Figura 2.3 Papel para distribución circular. García F., M. y Maza A., J. A. (1998)........ 12

Figura 2.4 Papel para distribución log-normal. García F., M. y Maza A., J. A. (1998).13

Figura 2.5 Papel para distribución normal. García F., M. y Maza A., J. A. (1998)......... 15

Figura 2.6 Angulo de reposo de una partícula. Cortesía Lilian Posada. ....................16

Figura 2.7 Velocidad de caída (w) para partículas de arena. HEC-18. 1993..............21

Figura 2.8 Fuerzas en el canal. ..................................................................................23

Figura 2.9 Curva de inicio de transporte de sedimentos según Shields. García F.,M. y Maza A., J.A. (1997)...........................................................................................24

Figura 2.10 Curva de Shields para movimiento incipiente de sedimentos.ρs =

2,650 Kg/m3 ,ρw = 1,000 Kg/m3 , ν = 10-6 m2/s y T ° = 20°. Breusers, H. N. C.,

1984……………………………………………………………………………………………………..25

Figura 2.11 Diagrama de Hjulström. García F., M. y Maza A., J. A. (1997)................... 32

Figura 2.12 Evolución de la velocidad de la corriente y movimiento de laspartículas. (SIPUCOL, 1996)...................................................................................37

Figura 3.1 Características de los materiales del lecho. Foto cortesía de D. Powell.Parker G. (2004)........................................................................................................40

Figura 3.2 Muestreador Helley - Smith......................................................................46

Figura 3.3 Muestreador US-BM-54. ..........................................................................47

Figura 3.4 Muestreadores integradores de profundidad para sedimentos ensuspensión (Simons, 1977). .....................................................................................48

Figura 3.5 Muestreador de bolsa plegable. ...............................................................49

Figura 3.6 Boquillas para el método de bolsa comprimible.......................................50

Figura 4.1 Valores de la función Lm según Laursen. García F., M. y Maza A., J. A.

(1996). ......................................................................................................................55


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PARTE I I . TRANSPORTE DE SED I MENTOS 1

PARTE II. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

El movimiento de los sedimentos se puede dar mediante dos mecanismos diferentes: escorrentíasuperficial sobre la cuenca de drenaje y trabajo del agua en los cauces.

Los estudios sobre transporte de sedimentos se hacen con diferentes propósitos, entre ellos:

• Calibración de coeficientes de rugosidad con datos de aforos y levantamientostopográficos.

• Evaluación de capacidad de transporte líquido y sólido de los cauces, detallandocaracterísticas de los sedimentos.

• Calibración de modelos de transporte para definir zonas de agradación, degradación oequilibrio.

• Descripción de la dinámica fluvial de los cauces, caracterización de material de arrastre ysuspensión, perfiles de flujo para diferentes caudales, capacidad de transporte líquido ysólido.

1. Transporte de sedimentos por escorrentía superficial

La mayor parte del agua de las crecientes que llevan las corrientes se origina comoescurrimiento y proviene de las laderas vecinas. Además, el agua que se mueve sobre sussuperficies produce erosión de los materiales de las pendientes laterales del río y dan origen aparte del material que es transportado en el cauce.

El escurrimiento o escorrentía superficial, que fluye como una lámina de agua , o en canalessomeros muy juntos entre sí, llamados arroyuelos o cárcavas , es algunas veces suficientementepoderoso para vencer la resistencia del suelo a la erosión y transportar una gran cantidad dematerial pendiente abajo hacia los cauces de los ríos. El agua lodosa que escurre de un campoarado o de una pendiente recién nivelada durante una lluvia abundante es un ejemplo familiarde la fuerza erosiva de la escorrentía.

Aunque la importancia de la erosión de las laderas a causa del agua que escurre en la superficiepasa con frecuencia inadvertida, desempeña un papel importante en el proceso general deerosión.

La determinación de los sedimentos en la cuenca se sale del alcance de este texto y se dejapara los especialistas en el tema.

2. Transporte de sedimentos en cauces naturales

El área total que es cubierta por los cauces de las corrientes es sólo una proporción muypequeña de la superficie total del terreno drenado por tales corrientes (puede ser < 1%), perosin embargo, los mecanismos de transporte de sedimentos en el cauce son los mas destacados.

El agua que fluye a lo largo de los cauces de los ríos realiza varios trabajos: a) erosiona el caucedel río, profundizándolo y/o ampliándolo; b) transporta sedimentos, y c) deposita sedimentos.


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La naturaleza y extensión de estas actividades depende de la energía cinética de la corriente, yésta, a su vez, depende de la cantidad de agua, de la forma y tipo de cauce y del gradiente dela corriente. Una corriente gasta su energía de varias maneras: la mayor parte se consume en la

fricción del agua sobre el cauce y entre partículas del fluido. La energía de la corriente quequeda para la erosión y transporte de material es relativamente escasa. La depositación tienelugar cuando disminuye la energía y la corriente no puede mover por más tiempo el materialque ha estado trasladando.

El material que una corriente levanta directamente de su propio cauce (o que es aportado por laescorrentía de las laderas, por sus tributarios o por los movimientos en masa) se muevecorriente abajo hacia su meta final, el océano.

Tres clases de materiales se distinguen en un cauce natural considerando únicamente laresistencia que ofrecen a ser transportados por una corriente: materiales no cohesivos ogranulares, materiales cohesivos y rocas.

El material granular está formado por partículas sueltas. La fuerza que un líquido debe hacerpara mover las partículas es función del peso de cada partícula y del coeficiente de friccióninterna. El material cohesivo está formado de partículas muy pequeñas que ofrecen resistenciaal flujo de agua. Se necesitan velocidades de corriente más altas para erosionar partículas máspequeñas del tamaño de arcilla y limo ya que la fuerza de cohesión que impide el transporte delas partículas por una corriente es considerablemente mayor que el peso de la partícula, perouna vez que esta fuerza es vencida, la partícula se puede comportar como si fuera granular y estransportada fácilmente en suspensión debido a su peso y tamaño reducidos. El material rocosousualmente no es movido o erodado por una corriente de agua durante el tiempo de vida deuna estructura. El material rocoso puede comportarse como granular si está fracturado y la

energía del flujo es muy alta.a) Degradación del cauce

Los materiales se degradan en diferentes tiempos: suelos granulares sueltos se erosionanrápidamente mientras que los suelos arcillosos son más resistentes a la erosión. Sin embargo, ladegradación final de suelos cohesivos o cementados puede ser tan profunda como la de suelosarenosos, variando el tiempo en el cual se produce. Por ejemplo, bajo condiciones de flujoconstante, la degradación máxima se alcanza en horas para suelos arenosos, en tanto quepuede tardar días en suelos cohesivos, meses en depósitos glaciales, piedras areniscas ypizarras, años en piedra caliza y siglos en rocas tipo granito. Es posible que varias crecientes serequieran para que se produzcan las máximas pérdidas de material, especialmente en suelos

cohesivos, (HEC-18, 2001).

La interacción entre el flujo y el material granular aluvial ha sido más ampliamente estudiadadebido a que es el caso más frecuente asociado con problemas en la hidráulica de ríos.

Los sedimentos tienen su origen en el lecho, en las laderas del río y en la cuenca hidrográfica.Una corriente puede transportar material de tres maneras: 1) en solución, 2) en suspensión y 3)por carga de fondo.

Debido al proceso de transporte, el sedimento presente en una determinada sección del canal,en un momento dado, ha experimentado cambios en cuanto a su forma, tamaño y distribución


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de tamaños; esos cambios se deben principalmente a los fenómenos de abrasión y al deselección hidráulica.

• Abrasión es la reducción en tamaño de las partículas de sedimento por acción mecánica, talcomo impacto, deslizamiento, frotación (fricción), rotación, salto, suspensión intermitente ocontinua (dependiendo de la intensidad del flujo).

• Selección o clasificación hidráulica. Consiste en el agrupamiento, por la acción del flujo,de las partículas de sedimento que responden al flujo en una manera similar; al mismotiempo, en la separación de aquellas partículas que responden al flujo en una formadiferente.

• Por ejemplo, en un río de tamaño moderado, la mayoría de los granos superiores a 10 mmno pueden ser movidos y tienden a acumularse en las partes altas de los valles aluviales(cuando D > 10 mm, los granos se deslizan).

Partículas entre 1 y 10 mm tienden a moverse por rotación sobre los granos más abundantes(arenas) y pueden ser transportadas rápidamente (1 mm < D < 10 mm).

Arenas de tamaño grueso a fino (0.0625 mm < D


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Suspensión. Las partículas de materia sólida que son barridas por la corriente turbulenta de unrío constituyen el material en suspensión. Este proceso de transporte está controlado por dosfactores: la turbulencia del agua y la velocidad de caída de cada grano individual. La velocidad

de caída es la relación que eventualmente alcanza un grano cuando la aceleración causada porla gravedad se equilibra con la resistencia del fluido a través del cual está cayendo el grano. Eneste caso el fluido es el agua. Sí se deja caer un grano de arena en un estanque tranquilo, seasentará hacia el fondo a una velocidad siempre creciente hasta que la fricción del agua sobre elgrano equilibre este grado de incremento; después se asentará el grano a una velocidadconstante, que es su velocidad de caída. Si se introduce una fuerza que iguale o exceda estavelocidad, se logra mantenerlo en suspensión.

La velocidad de caída aumenta con el tamaño de la partícula, suponiendo que su forma generaly densidad permanecen iguales. Cuanto más grande es una partícula, más turbulento deberá serel flujo que se necesita para mantenerla en suspensión; y puesto que la turbulencia aumentacon la velocidad de flujo, resulta que la cantidad más grande de material es movida durante laépoca de avenidas, es decir, cuando las velocidades y la turbulencia son mayores, de maneraque solamente en unas cuantas horas o muy pocos días durante la época de inundaciones, unacorriente transporta más material que durante períodos de flujo bajo o normal mucho máslargos.

Carga de lecho. Los materiales que se mueven a lo largo del fondo de una corrienteconstituyen la carga de lecho de dicha corriente, en contraste con la carga suspendida y lacarga en solución. Las partículas de la carga de lecho se mueven hacia adelante de 3 maneras:por saltación, rodamiento y deslizamiento. Una partícula transportada por saltación brinca de unpunto a otro del lecho de la corriente; primero levantada por una corriente de agua turbulenta ydespedida hacia adelante; a continuación, si es demasiado pesada para mantenerse en

suspensión, cae otra vez al fondo en algún sitio, corriente abajo. Algunas partículas sonexcesivamente grandes y pesadas para ser levantadas, aun momentáneamente, por lacorriente; pero pueden ser empujadas y llevadas a lo largo del lecho de la corriente y, deacuerdo con su forma, moverse hacia adelante, ya sea por rodamiento o por deslizamiento.

Las partículas se mueven generalmente rodando o deslizándose unas sobre otras en velocidadesbajas. Sin embargo, cuando las velocidades aumentan, arenas e incluso gravas pueden sertransportadas en suspensión.

c) Depositación

En cuanto la velocidad de la corriente disminuye por debajo del punto necesario para mantener

el material en suspensión, comienza la corriente a depositar su carga suspendida. Ladepositación es un proceso selectivo. Primero se asientan los materiales más gruesos; después,a medida que la velocidad (y en consecuencia la energía) continúa debilitándose, se vanasentando materiales cada vez más finos.

Los sedimentos de un medio fluvial, presentan características diversas, según la zona en que sehayan depositado, de manera que unos representan la acumulación en el canal, otros, la quetuvo lugar en sus márgenes y también existen otros sedimentos correspondientes a zonasalejadas del cauce. Como se vio en la Parte I, las diversas formas de depósitos son islas, barras,terrazas, abanicos fluviales, deltas.


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2.1 Distribución del transporte de sedimentos

El transporte de sedimentos desde el punto de vista de la hidráulica fluvial se puede clasificar en

dos grandes grupos de acuerdo con su origen: carga de lecho y carga lavada (Figura 2.1). Laprincipal diferencia entre el uno y el otro es que la carga de lecho depende de las característicashidráulicas del flujo y de las características físicas de los materiales, en tanto que la carga lavadadepende más de las condiciones de la cuenca hidrográfica. La carga de material de lecho delcauce puede ser transportada sobre el fondo del río o en suspensión en toda la columna deagua; la carga lavada, corresponde al material más fino, usualmente arcillas y limos, con origenen la cuenca, o bien, pueden provenir de la erosión que el mismo río produce en sus márgenes.Este material es transportado en suspensión la mayor parte del tiempo, excepto en zonas deaguas tranquilas como embalses donde el material muy fino puede sedimentarse, razón por lacual no se considera para efectos de los cálculos de los procesos fluviales de agradación ydegradación del fondo del río.

Transporte de lavado Sl

Transporte del lecho en el fondo S

bb

Transporte total del lecho Sb

Transporte del lecho en suspensión Sbs

Transporte en suspensión Ss

Transporte total St

Figura 2.1 Tipos de transporte de sedimentos. Maza J. A. 1987.

• Transporte de lecho total o carga de material de fondo (S b )

Los sedimentos tienen origen en el lecho del cauce y pueden ser transportados como carga delecho en el fondo (S bb ), o como carga de lecho suspendida (S bs ). La carga de lecho esgeneralmente granular de tipo piedras, gravas, y arenas.

S b

= S bb

+ S bs

(2-1)

S bs = carga de lecho en el fondo o carga de fondo

S bs = carga de lecho en suspensión o carga en suspensión

• Transporte de lecho en el fondo o carga de fondo (S bb )

Es el material del lecho que es transportado en una capa próxima al fondo ya sea pordeslizamiento, rodamiento o saltación, y tiene un espesor aproximado igual a dos veces eldiámetro de la partícula considerada. La carga de lecho en el fondo varía entre el 5% y 25% dela carga en suspensión, aunque puede representar porcentajes mayores en materiales gruesos.


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• Transporte de lecho en suspensión o carga en suspensión (S bs )

Es el material del lecho que es transportado en suspensión por el flujo de agua. El líquido

levanta las partículas debido a su velocidad y turbulencia. Las partículas se mantienen ensuspensión hasta que caen nuevamente al cesar las condiciones de velocidad y turbulencia.

Una muestra de agua tomada en ríos de cuencas muy bien conservadas que aportan muy pocacarga lavada es representativa de la carga de lecho en suspensión.

•

Transporte de lavado (S l )

Estos sedimentos tienen su origen por erosión en la cuenca hidrográfica y eventualmente en lasladeras del cauce. Todo el sedimento lavado proviene de aguas arriba y no es representativo delsedimento en el fondo del cauce. La carga lavada está formada por partículas muy finasespecialmente limos y arcillas que son mantenidas fácilmente en suspensión y no intervienen enlos procesos de agradación y degradación del río. Solo en zonas de velocidades muy bajas comoembalses, las partículas pueden sedimentarse. Sin embargo, dado que su velocidad desedimentación es muy inferior a las fuerzas ascendentes debidas a la turbulencia del fluido, lacarga lavada depende básicamente de la erosión y condiciones geológicas e hidroclimatológicasde la cuenca y no del caudal del río. La carga lavada está formada por materiales con diámetromenor que 0.062 mm, aunque otros investigadores toman el tamaño máximo igual a 0.050 mm.

Una muestra de carga lavada se puede obtener en tramos del río con velocidades muy bajas, ysu cuantificación debe hacerse en laboratorio a partir de muestras tomadas en campo.

•

Transporte de sedimentos en suspensión o carga total en suspensión (S s )

La carga de sedimentos en suspensión está formada por la combinación de carga de lecho ensuspensión y la carga lavada.

S s = S bs + S l (2-2)

Una muestra de agua tomada de una corriente natural es siempre representativa de laconcentración de material sólido en suspensión puesto que incluye la carga lavada y la carga delecho suspendida.

•

Transporte total de sedimentos o carga total de sedimentos (S t )

La carga total de sedimentos está dada por las siguientes expresiones:

S t = S b + S (2-3)

S t = S bb + S bs + S l (2-4)

S t = S bb + S s (2-5)


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2.1.1 Determinación del transporte de sedimentos

La determinación del transporte de sedimentos en un río se puede hacer de dos maneras: a)

por medición directa y b) por medio de ecuaciones propuestas por diferentes investigadores. Enel mundo, las mediciones de sedimentos son poco usuales debido a las dificultades de trabajoen los ríos por lo que toca recurrir a ecuaciones que arrojan un alto grado de incertidumbre.Estos temas se tratarán más adelante en los numerales 3 y 4.

2.2 Propiedades de los sedimentos

Las características que definen los procesos de suspensión, transporte y posterior depositacióndel sedimento, dependen no sólo de las condiciones del flujo sino también de las propiedadesdel sedimento y por ello es necesario su estudio. Entre otras propiedades se considerarán acontinuación el tamaño, la forma, la distribución granulométrica, densidad, peso específico,concentración.

2.2.1 Tamaño

El tamaño de una partícula de sedimentos es su característica más importante y de allí que fuela única propiedad que se utilizó en el pasado para caracterizar el grano de sedimento. Sinembargo, cuando la forma, la densidad y la distribución granulométrica son semejantes, sepodría considerar que la variación del tamaño define la variación del comportamiento delsedimento. A continuación se citan los diámetros característicos.

• Diámetro nominal, D n, es el diámetro de una esfera de igual volumen que la partícula deque se trata.

316

/

n π D ⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

= (2-6)

= volumen de la partícula

El diámetro del tamiz y el diámetro de sedimentación son los parámetros de mayor uso.Normalmente las arenas se miden por su diámetro de tamizado y los limos y arcillas por sudiámetro de sedimentación.

• Diámetro de sedimentación, D w . Se define como el diámetro de una esfera de la misma

densidad que la partícula, que cae con la misma velocidad terminal uniforme en el mismofluido y a la misma temperatura.

• Diámetro del tamiz, D i . Es la apertura mínima de una malla de tamiz a través de la cualpasa la partícula en una distribución granulométrica.

Es más común identificar el tamaño del sedimento según la proporción (en peso o en volumen)en que se encuentre en la muestra, bien sea del lecho o en suspensión; por ejemplo, D 50 =0.273 mm significa que el 50 % (en peso) de la muestra tiene un tamaño menor que 0.273 mm.

En general,


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D n = diámetro tal que el n por ciento de la muestra en peso tiene partículas menores que D n .

Diámetros característicos muy usados en hidráulica fluvial que se obtienen de una curva

granulométrica son: D 16 , D 50 , D84, D m .

• Diámetro medio ponderado D m , es una medida de la tendencia central

∑∑=

i

ii

m P

) P (D D (2-7)

D m = diámetro medio de la muestra

D i = diámetro medio de cada tamaño de clase o fracción

P i = peso del material retenido en cada malla

D i = (D i max + D i min)/2 diámetro medio aritmético

D i = (D i max * D i min)0.5 diámetro medio geométrico

D i max , D i min = valores extremos de cada clase

• Diámetro medio aritmético, D 50 . Corresponde al diámetro del material promedio en peso;es decir, el tamaño del material en las abscisas de la curva granulométrica que correspondeal 50% en las ordenadas.

D 50 = diámetro que representa la mediana de la muestra, en donde el 50% de la muestra enpeso tiene partículas menores que D 50 . Solo para distribuciones simétricas D m = D 50

Usualmente, D m ≅ 1.25 D 50 .

La Tabla 2.1 presenta la clasificación de sedimentos según su tamaño, dada por la AmericanGeophysical Union.


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Tabla 2.1 Clasificación de los sedimentos por tamaño según la American Geophysical Union.

García F., M. y Maza A., J. A. (1998).

Grupo Clase Tamaño (mm)

Piedras (guijarros) Muy grandeGrandeMedianaPequeña

2,048 a 4,0961,024 a 2,048

512 a 1,024256 a 512

Cantos (cascajo) GrandePequeña

128 a 25664 a 128

Grava Muy gruesaGruesaMedianaFinaMuy fina

32 a 6416 a 328 a 164 a 82 a 4

Arena Muy gruesaGruesaMedianaFinaMuy fina

1.000 a 2.0000.500 a 1.0000.250 a 0.5000.125 a 0.2500.062 a 0.125

Limo GruesaMedianaFinaMuy fina

0.031 a 0.0620.016 a 0.0310.008 a 0.0160.004 a 0.008

Arcilla GruesaMedianaFina

Muy fina

0.002 a 0.0040.001 a 0.0020.0005 a 0.001

0.00024 a 0.0005

Las mallas o tamices se denominan de acuerdo al tamaño del agujero. El sistema denomenclatura de mallas más corriente en Colombia es el US Standar. El número del tamiz indicala cantidad de agujeros por pulgada de longitud de la malla; por ejemplo, la malla 200 tiene 200agujeros por pulgada de longitud. Algunos de los tamices más corrientes que se emplean se danen la Tabla 2.2 (Boletín Vías, Unal-Manizales).


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Tabla 2.2 Numeración de tamices Sistema U.S. Estándar.

Número Abertura(mm)

Número Abertura(mm)

4” 101.60 16 1.192” 50.80 20 0.841” 25.40 30 0.59¾” 19.10 40 0.42½” 12.70 50 0.2973/8” 9.52 60 0.25

3 6.35 70 0.214 4.76 100 0.149

6 3.36 140 0.1058 2.38 200 0.07410 2 270 0.05312 1.68 400 0.037

2.2.2 Distribución granulométrica

Las características del material en un tramo de un río se determinan por los promedios de variasmuestras tomadas en diferentes partes de la sección longitudinal y transversal del cauce en lazona de estudio. Análisis granulométricos con tamices se usan para determinar las fracciones de

material grueso como gravas y arenas y métodos hidrométricos se deben usar para obtener lasfracciones de materiales finos como limos y arcillas.

El análisis granulométrico en los cauces se realiza con dos objetivos complementarios que son ladeterminación de la rugosidad del cauce asociada a la gradación de los sedimentos presentes enel lecho y la distribución granulométrica del material transportado y disponible según lasmuestras recopiladas en los aforos sólidos. Esto último se hace para establecer y calibrarmodelos de transporte de sedimentos que mejor se ajustan a las condiciones medidas en campodurante campañas de aforo.

La distribución de frecuencia de los tamaños se hace usando procedimientos estadísticos querelacionan el peso de la partícula retenida en cada tamiz y el tamaño de la malla del tamiz. Serepresenta usualmente en forma gráfica (Figura 2.2) en donde las ordenadas contienen elporcentaje de la partícula en peso que es más pequeño que el tamaño representado por la mallay las abscisas contienen el tamaño de la apertura de la malla. La curva granulométrica desedimentos naturales transportados por los ríos usualmente presenta una distribución log-normal.


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Figura 2.2 Curva granulométrica.

2.2.3 Distribuciones teóricas

Las observaciones de quienes se han dedicado al estudio de los sedimentos llevan a laconclusión de que los tamaños de las partículas que constituyen tales sedimentos no sedistribuyen según una ley única. Sin embargo, se ha comprobado también que dependiendo delas condiciones en las que se encuentren los sedimentos en el lecho de los ríos, se danabundantes casos que presentan una tendencia bastante definida hacia cierto tipo dedistribución; es decir, existen sedimentos que se ajustan más a una determinada distribuciónque a otra.

La concordancia entre una distribución real y una teórica difícilmente es perfecta. Lasdiscordancias se tienen casi siempre en los extremos o colas de la distribución: las fracciones de

material muy fino o muy grueso son las que se alejan de la distribución. La mayoría de las vecesestas colas representan sólo una pequeña fracción o porcentaje de material; en estos casospuede aceptarse totalmente la validez del modelo teórico, o bien se debe indicar el intervalo enel que se satisface el modelo.

Distribuciones comunes en ríos son la circular para zonas de montaña, la log-normal paracauces formados por gravas y arenas y la normal para cauces de planicie con sedimentosformados por granos finos como limos y arenas.


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- Distribución circular

Los cursos de agua en zonas montañosas se caracterizan principalmente por el fuerte declive

que presentan en el perfil longitudinal de su cauce, por la relativa estrechez de su seccióntransversal y por la abundancia de los materiales gruesos o fragmentos rocosos que yacen a lolargo de su lecho. En este tipo de cauces, la distribución de los tamaños de las partículas tiendea seguir una ley circular, ya que si se dibuja la curva granulométrica característica del cauce enpapel aritmético (Figura 2.3), adoptando escalas tales que las distancias representativas deldiámetro máximo y del cien por ciento sean iguales, el diagrama resultante tiende a ser uncuarto de circunferencia de radio igual al diámetro máximo en la escala respectiva. Si elloocurre, los tamaños de las partículas se distribuyen según la siguiente ecuación.

⎪⎭

⎪

⎬

⎫

⎪⎩

⎪

⎨

⎧

⎥

⎥

⎦

⎤

⎢

⎢

⎣

⎡

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

−

212

10011

/

max n

n D D (2-8)

D max = diámetro máximo

n = porcentaje que pasa

Sin embargo, la manera de ver clara y rápidamente si una curva granulométrica sigue una leycircular, es dibujándola en el papel para distribución circular, ya que si en dicho papel los puntosde la curva granulométrica quedan exactamente alineados sobre una recta, significa que losdiámetros de las partículas se distribuyen conforme a una ley circular.

Figura 2.3 Papel para distribución circular. García F., M. y Maza A., J. A. (1998).


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- Distribución log-normal

Cuando los sedimentos de los cauces naturales están constituidos por gravas y arenas, como

suele ocurrir en el lecho de los ríos en zona intermedia, se ha comprobado que los tamaños desus partículas tienden a seguir una ley del tipo log-normal de probabilidades. Para discernirrápidamente si la granulometría efectiva se ajusta o no a una distribución log-normal, sedibujan los puntos de dicha curva granulométrica en papel log-probabilidad, (Figura 2.4). Si lospuntos quedan exactamente alineados sobre una recta, es evidencia de que los logaritmos delos diámetros se disponen según una distribución normal o gaussiana de probabilidades. Cuandoesto acontece, se dice que la distribución granulométrica es del tipo log-normal y puededescribirse mediante la siguiente ecuación.

( ) n Z g n σ D D 50= (2-9)

Z n = variable aleatoria estándar. Es una variable que tiene distribución normal, con media iguala cero y desviación estándar igual a uno. Esta variable puede asumir cualquier valor en elintervalo -∝ ≤ Z n ≤ ∝.

σg = desviación estándar geométrica

Figura 2.4 Papel para distribución log-normal. García F., M. y Maza A., J. A. (1998).


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Otros parámetros estadísticos son:

168450 D D D = (2-10)

⎥

⎦

⎤

⎢

⎣

⎡

=

2

2

1

50 g σ ln

m D D (2-11)

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

16

50

50

84

2

1

D

D

D

D g C (2-12)

D m = diámetro medio geométrico

C g = coeficiente de gradación

- Distribución normal

Los sedimentos constituidos por granos finos, como los limos y arenas finas que se encuentranen el cauce de los ríos de planicie, tienden a seguir una distribución de tamaños normal. Parasaber rápidamente si la granulometría de tales sedimentos es o no gaussiana, se dibujan lospuntos de la curva granulométrica en papel probabilidad, (Figura 2.5); si resulta que dichospuntos quedan exactamente alineados sobre una recta, significa que los diámetros de laspartículas siguen una ley normal o gaussiana de probabilidad. Cuando esto acontece, se diceque la distribución granulométrica es normal, y puede describirse por medio de la ecuación

σ nn Z D D += 50 (2-13)

σ = desviación estándar

Dado que la distribución normal es simétrica, se cumple que D m = D 50.

2.2.4 Desviación estándar

Otro parámetro importante en la especificación de una distribución granulométrica es ladesviación estándar de la muestra, σ . Un valor de σ grande indica que existe una variación dediámetros muy amplia, mientras que un valor pequeño indica mayor uniformidad en ladistribución

- Partículas de sedimento con distribución log-normal

2/1

16

84

16

50

50

84

⎟⎟ ⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ ===

D

D

D

D

D

D g σ (2-14)

σg = desviación estándar geométrica. Si σ g > 3.0, la distribución es extendida.


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Figura 2.5 Papel para distribución normal. García F., M. y Maza A., J. A. (1998).

- Partículas de sedimento con distribución normal

2

1684

16505084

D D D D D D g

−=−=−=σ (2-15)

σg = desviación estándar geométrica

2.2.5 Forma de la partículaEs una característica que determina el modo del movimiento de la partícula (granos de formaaplanada, en el lecho, difícilmente se mueven por rotación, pero sí se desplazan fácilmente o,eventualmente pueden saltar). Normalmente se define a través de la redondez, esfericidad y elfactor de forma.

• Redondez. Se define por la relación entre el radio medio de las aristas y esquinas de lapartícula y el radio de la circunferencia inscrita en la máxima área proyectada de la partícula.Es una característica muy importante en los estudios de abrasión.


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20/65


2.2.7 Densidad

Para una partícula sólida, es la relación entre la masa que posee la partícula y su volumen.

M s ρ (2-18)

ρs = densidad de la partícula SI [Kg/m3] ST [ Kg vs2 /m4]

M = masa [Kg]

= volumen [m3]

SI = sistema internacional de unidades

ST = sistema técnico de unidades

2.2.8 Peso específico

Es la relación entre el peso de la partícula y su volumen, o lo que es igual, el producto de ladensidad y la aceleración de la gravedad.

P s (2-19)

s g s ρ= (2-20)

γs = peso específico de la partícula SI [Kg/s2-m2] o [N/m3] ST [ Kg v /m3]

P = peso de la partícula [N]

G = aceleración de la gravedad [m/s2]

Tabla 2.3 Rango de valores del peso específico de partículas sólidas. Maza. J. A. 1987.

Materialγs [N/m3] SI γs [ Kg

v/m3] ST

Piedras y guijarros 18,000 a 28,000 1,800 a 2,800

Gravas 21,000 a 24,000 2,100 a 2,400

Arenas 26,000 a 27,000 2,600 a 2,700


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La mayoría de las arenas están formadas por partículas de cuarzo, y por lo tanto los valorescaracterísticos de densidad y peso específico son los que figuran en la Tabla 2.4

Tabla 2.4 Valores usuales de densidad y peso específico para arenas. Maza. J. A. 1987.

Parámetro SI ST

ρs 2650 Kg/m3 270 Kg v.s2 /m4

γs 26000 N/m3 2650 Kg v /m3

SI = sistema internacional de unidades

ST = sistema técnico de unidades

2.2.9 Gravedad específica

La gravedad específica, G , se define como la relación entre la densidad de la partícula sólida y ladensidad del agua a 4°C.

γ

γ

ρ

ρ s s G = (2-21)

La mayoría de los sedimentos en ríos aluviales son cuarzos o feldespatos cuya gravedad

específica, es 2.65; sin embargo, G varía desde 1.35 a 1.70 para la piedra pómex; 2.3 paraantracita o carbón de piedra; hasta 7.6 para la galena (sulfuro de plomo sólido).

2.2.10 Densidad relativa

γ

γ

ρ

ρ −

==

s s (2-22)

∆

= densidad relativa cuyo valor común para cuarzos es de 1.65.

ρ = densidad del agua ( En SI, ρ w = 1000 Kg/m3 y en ST, ρ w = 102 Kg v

.s2 /m4)

γ = peso específico del agua (En SI, γ w = 9810 N/m3 y en ST, γ w = 1000 Kg

v /m3)

2.2.11 Peso específico sumergido

Se define por la diferencia entre el peso específico del sedimento y el peso específico del agua

γ

−s s

` (2-23)


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2.2.12

Peso específico de la mezcla agua-sedimento (γm )

Cuando el agua lleva material sólido en suspensión, tal como limo, arcilla, etc., su peso

específico difiere del peso específico del agua clara y se puede calcular con la siguienteexpresión:

−

s

m

s m

= (2-24)

s = volumen de sedimento de peso específico γs

m = volumen de la mezcla

C s = concentración de sedimento en suspensión (en peso)

W =C m

s s

m

s s

=

γ

(2-25)

2.2.13 Concentración

Es la cantidad de partículas contenidas en el seno de un líquido, la cual se puede calcularcomparando pesos (concentración en peso) o volúmenes (concentración en volumen). Enhidráulica fluvial se considera que la concentración de partículas en suspensión no incluyemateria vegetal ni sólidos disueltos. Por ello, para separar las partículas de sedimentos, lamuestra debe decantarse o filtrarse y no evaporarse.

• Concentración en peso

Existen varias formas de expresar la concentración en peso, siendo una de ellas la que relacionael peso seco de los sedimentos con el volumen total de la muestra

W =C

m

s s

m

s s

=

γ

(2-25)

s = volumen de sedimento de peso específico γs

m = volumen de la mezcla

C s = concentración de sedimento en suspensión (en peso)

La concentración en peso se expresa en partes por millón, teniendo para el agua la siguienteequivalencia:

3

6

m

t10 ppm1

r−

=


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• Concentración en volumen

Se define como la relación entre el volumen de los sólidos que hay en la muestra y el volumen

total de la misma.

m s

s m

m

s s

W

W C

γ

γ

=

=

(2-26)

C s = concentración de sólidos [ppm]

s = volumen de sólidos

m = volumen de la muestra

W s = peso de sólidos

W m = peso de la muestraγs = peso específico de sólidos

γm = peso específico de la muestra

ppm = parte por millón, es un parámetro adimensional

1 ppm =33

36

m

ml

m

m10 =−

2.2.14 Porosidad

Se define como la relación entre el volumen de vacíos y el volumen de los granos o volumen delsedimento.

s

v

V

V = (2-27)

V v = volumen de vacíos

2.2.15 Viscosidad cinemática del fluido (υ)

g

µ

υ =

(2-28)

µ = viscosidad dinámica

υ = viscosidad cinemática = 10-6 m2 /s para agua a 20 °C.


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2.2.16 Velocidad de caída de una partícula

La velocidad de caída es la máxima velocidad que la partícula alcanza cuando cae libremente en

agua. La velocidad de caída tiene en cuenta el peso, la forma, el tamaño de la partícula, latemperatura y la densidad del agua. La Figura 2.7 presenta valores de la velocidad de caída enfunción del diámetro de la partícula y la temperatura.

Figura 2.7 Velocidad de caída (w) para partículas de arena. HEC-18. 1993.

Para obtener la velocidad de caída de partículas naturales, Rubey propuso la siguiente ecuación,García F., M. y Maza A., J. A. (1998):

D D gD w

/

s ν

γ

γ 636

3

221

2

2

−

⎦

⎤

⎢

⎣

⎡

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

−

=

(2-29)

w = velocidad de caída (m/s}

ν = viscosidad cinemática (m2 /s). Para agua a 18°C la es igual a 1.057 * 10-6 m2 /s

D = diámetro característico (m)

2.3 Movimiento incipiente de sedimentos

El movimiento de una partícula de sedimento es función de las condiciones instantáneas delflujo y de su resistencia a moverse. El inicio del movimiento de las partículas se da cuando elflujo de agua está a punto de empezar a mover las partículas de sedimento y depende delesfuerzo cortante que una corriente produce sobre el lecho y de la velocidad media del flujo.

A medida que el líquido empieza a moverse sobre el lecho del cauce constituido por partículassueltas y sin cohesión, de tamaño uniforme, las fuerzas hidrodinámicas empiezan a actuar sobrelas partículas sólidas del lecho y en todo el perímetro mojado. Un incremento en la intensidad


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del flujo produce un incremento en la magnitud de esas fuerzas; llega un momento en que laspartículas del lecho son incapaces de resistir las fuerzas hidrodinámicas y entonces empiezan asepararse y eventualmente inician el movimiento. Este movimiento es instantáneo para todas las

partículas de un tamaño dado que reposan en la capa superior del lecho; algunas empezarán amoverse mientras que otras aún no han iniciado el movimiento. La naturaleza del problema esentonces aleatoria, confirmando el hecho de que el flujo tiene que ser turbulento.

Si el lecho del cauce es de materiales cohesivos, no es apropiado hablar del inicio delmovimiento de partículas si no que es mejor referirse a la condición bajo la cual se produceerosión del lecho o existe habilidad para transportar fragmentos del suelo. Suelos cohesivos conalto peso volumétrico son más resistentes al esfuerzo cortante que aquellos formados por suelosgranulares o sueltos. La resistencia al corte para suelos cohesivos es función de la relación entrelos vacíos y el contenido de arcilla.

Definir con precisión la iniciación del movimiento es un problema bastante difícil debido al grannúmero de variables involucradas en el fenómeno. No hay en la práctica un criterio único queindique las condiciones bajo las cuales se inicia el transporte de sedimentos. Existen muchasfórmulas dadas por diferentes autores y los resultados pueden ser bien distintos.

Un criterio que da una idea sobre la forma de transporte fue propuesta por Raudkivi:

6.0 > w /V * > 2.0 transporte de fondo, por deslizamiento y rodamiento

2.0 > w /V * > 0.7 transporte de fondo por saltación

0.7 > w /V * > 0 transporte en suspensión

w = velocidad de caída

V * = velocidad cortante

gRI V * = (2-30)

R = radio hidráulico

I = gradiente hidráulico

Para lechos formados por materiales granulares, las investigaciones encontradas en la literaturapermiten delimitar dos enfoques para definir el inicio del movimiento: uno, que agrupa lasfórmulas o procedimientos para hallar el esfuerzo cortante crítico y otro, que reúne las fórmulaso métodos para hallar la velocidad, los que se tratan a continuación.

2.3.1 Criterio basado en el esfuerzo cortante

Movimiento de partículas en suelos granulares existe si el esfuerzo cortante del lecho (τ ) superaal esfuerzo cortante crítico (τ c ).

- Esfuerzo cortante medio sobre el lecho

Cuando el agua fluye en un canal, se desarrolla una fuerza que actúa en la dirección del flujo

sobre el lecho del canal. Esta fuerza, la cual es simplemente el jalar del agua sobre el área con


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agua, es conocida como la fuerza tractiva. Por definición, la fuerza tractiva, también llamadafuerza cortante o de arrastre o tangencial, es la fuerza que actúa sobre las partículas quecomponen el perímetro del canal y es producida por el flujo del agua sobre estas partículas. En

la práctica, la fuerza tractiva no es la fuerza sobre una partícula individual, sino la fuerzaejercida sobre un área perimetral del canal, (Figura 2.8) Este concepto aparentemente fueplanteado pro primera vez por duBoys (1879) y replanteado por Lane (1955).

Figura 2.8 Fuerzas en el canal.

En un flujo uniforme la fuerza tractiva es aparentemente igual a la componente efectiva de lafuerza de gravedad actuando sobre el cuerpo de agua, paralela al fondo del canal e igual a

θ γ ALSen . Así, el valor medio de la fuerza tractiva por unidad de área mojada, o la llamadafuerza tractiva unitaria, es igual a θ γ θ γ RSen PL ALSen =/ , donde P es el perímetro mojado y R

es el radio hidráulico; para ángulos de inclinación del canal bajos, el sen θ es aproximadamenteigual a la tangente e igual a la pendiente del canal S , es decir:

ALS =0 (2-31)

RS = (2-32)

τ0 = fuerza tractiva

τ = fuerza tractiva unitaria = esfuerzo cortante

γ

= peso específico del agua

A = área mojadaR = radio hidráulico

L = longitud del tramo del canal

S = pendiente del canal

En flujo variado se debe trabajar con el gradiente hidráulico I y no con la pendiente del canal


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- Esfuerzo cortante crítico

Muchos métodos se han propuesto para evaluar el esfuerzo cortante crítico de materiales no

cohesivos de granulometría uniforme siendo la contribución más importante del siglo XX lapropuesta por Shields, que se ilustra en la Figura 2.9

Figura 2.9 Curva de inicio de transporte de sedimentos según Shields. García F.,M. y Maza A., J.A. (1997).

El uso de la anterior figura para encontrar el esfuerzo cortante crítico representa un procesoiterativo ya que el parámetro adimensional del número de Reynolds crítico es función de lavelocidad cortante crítica y ésta del esfuerzo cortante crítico.

ν

D V R c * c * = (2-33)

R *c = número de Reynolds cortante crítico

V *c = velocidad cortante crítica

ρ

τ c c * V = (2-34)

Por lo anterior, se ha deducido la figura derivada del diagrama de Shields (¡Error! No se encuentrael origen de la referencia.), que relaciona el diámetro medio del material (D 50) con el esfuerzocortante crítico y la velocidad cortante crítica.


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Figura 2.10 Curva de Shields para movimiento incipiente de sedimentos.ρs = 2,650 Kg/m

3 , ρw = 1,000 Kg/m3 , ν = 10-6 m2/s y T ° = 20°. Breusers,

H. N. C., 1984.

Otros criterios basados en el esfuerzo cortante crítico para determinar el inicio del movimiento

son:

· Meyer-Peter y Muller

m s c D . γ−0470 [SI] (2-35)

· Laursen

500390 D . s c γ− [SI] (2-36)

γs = peso específico del sedimento [ Kg v /m3]

2.3.2 Criterio basado en la velocidad del flujo

Otro criterio para determinar el inicio del transporte de sedimentos consiste en comparar lavelocidad media del flujo con la velocidad media crítica. Entre más pequeño sea el tirante deagua, menor es la velocidad media del flujo que se requiere para empezar el transporte desedimentos. Debido a las dificultades en la determinación del esfuerzo cortante de un cauce, elenfoque empírico para determinar velocidades medias en ríos ha prevalecido a lo largo deltiempo.


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Según este criterio, habrá movimiento de partículas si la velocidad media del flujo (V ) supera lavelocidad media crítica (V c ) para el inicio del movimiento. La velocidad del flujo permisibledepende de las características del material que conforma el cauce y expresa la velocidad

máxima admisible antes de que empiece a erosionarse.

• Velocidad media del flujo

La ecuación más general es la de Chezy con coeficiente de resistencia al flujo dado porManning.

21321 / / I R n

RI C V = (2-37)

V = velocidad media en la sección transversal del cauce [m/s]

R = radio hidráulico [m]I = gradiente hidráulico [m/m]

C = coeficiente de resistencia al flujo [m1/2 /s]

n = coeficiente de rugosidad de Manning.

El gradiente hidráulico (I ) es igual a la pendiente de la solera del canal (S ) en flujo uniforme.En estas ecuaciones el esfuerzo cortante está expresado implícitamente en el coeficiente C .

n

R C

61

= [m1/2 /s] (2-38)

Otra expresión de C muy usada en hidráulica fluvial es:

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

=

90

1218

D

R log C [m1/2 /s] (2-39)

Por aproximación, cuando el cauce es muy ancho (B > 40h ), se puede tomar el radio hidráulicoigual a la profundidad del agua, simplificándose las anteriores ecuaciones.

La más grande dificultad de la Ecuación 2.37 radica en la estimación de n pues no hay un

método exacto para seleccionarlo. El valor de n es muy variable y depende de una cantidad defactores: rugosidad de la superficie, vegetación, irregularidades del cauce, alineamiento delcanal, depósitos y socavaciones, obstrucciones, tamaño y forma del canal, nivel y caudal,cambio estacional, material suspendido y transporte del fondo.

Para estimar el valor de n hay cinco caminos: a) comprender los factores que afectan el valor den y así adquirir un conocimiento básico del problema y reducir el ancho campo de suposiciones;b) consultar un cuadro de valores típicos de n para canales de varios tipos; c) examinar yhacerse familiar con la aparición de algunos canales típicos cuyos coeficientes de rugosidad sonconocidos y están registrados en fotos, por ejemplo; d) determinar el valor de n a través de unprocedimiento analítico basado en la distribución teórica de la velocidad en la seccióntransversal de un canal y sobre los datos de medidas de velocidad o de rugosidad; e) uso de

ecuaciones empíricas. (Moreno A. y Castro F. 2003).


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La Tabla 2.5 presenta valores de n para cauces naturales.

Tabla 2.5 Coeficientes de rugosidad de Manning. Chow V. T., 1982.

(Valores en negrillas son los generalmente recomendados para el diseño).Tipo de cauce y descripción Valor de n Mínimo Normal Máximo

D. Cauces naturales menores (ancho superior a nivel de crecidamenor que 30 m)D1) Cauces en planicie1) Limpio, recto, nivel lleno, sin fallas o pozos profundos2) Igual que arriba pero más piedras y pastos3) Limpio, curvado, algunos pozos y bancos4) Igual que arriba pero algunos pastos y piedras5) Igual que arriba, niveles más bajos, pendiente y secciones másinefectivas

6) Igual que 4, pero más piedras7) Tramos sucios, con pastos y pozos profundos8) Tramos con muchos pastos, pozos profundos o recorridos de lacrecida con mucha madera o arbustos bajos

0.0250.0300.0330.0350.0400.045

0.050

0.075

0.030 0.0350.0400.0450.0480.050

0.070

0.100

0.0330.0400.0450.0500.0550.060

0.080

0.150

D2) Cauces de montaña, sin vegetación en el canal, laderas conpendientes usualmente pronunciadas, árboles y arbustos a lo largo delas laderas y sumergidos para niveles altos1) Fondo: grava, canto rodado y algunas rocas2) Fondo: canto rodado y algunas rocas

0.0300.040

0.0400.050

0.0500.070

E) Cauces con planicie crecida 1) Pastos, sin arbustos· Pastos cortos· Pastos altos

2) Áreas cultivadas· Sin cultivo· Cultivos maduros alineados· Campo de cultivos maduros3) Arbustos· Arbustos escasos, muchos pastos· Pequeños arbustos y árboles, en invierno· Pequeños arbustos y árboles, en verano· Arbustos medianos a densos, en invierno· Arbustos medianos a densos, en verano4) Arboles· Sauces densos, en verano, y rectos

· Tierra clara con ramas, sin brotes· Igual que arriba pero con gran crecimiento de brotes· Grupos grandes de madera, algunos árboles caídos, poco crecimientoinferior y nivel de la inundación por debajo de las ramas· Igual que arriba, pero con el nivel de inundación alcanzando lasramas

0.025

0.0300.0200.0250.030

0.0350.0350.0400.0450.070

0.110

0.0300.050

0.080

0.100

0.030

0.0350.0300.0350.040

0.0500.0500.0600.0700.100

0.150

0.0400.060

0.100

0.120

0.035

0.0500.0400.0450.050

0.0700.0600.0800.1100.160

0.200

0.0500.080

0.120

0.160

F) Cursos de agua importantes (ancho superior a nivel deinundación mayor que 30 m). Los valores de n son menores que los delos cursos menores de descripción similar, ya que las bancas ofrecenmenor resistencia efectiva.1) Sección regular sin rocas y arbustos2) Sección irregular y áspera

0.0250.035

--

0.0600.100


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Los valores normales para canales artificiales son recomendados solamente para canales conbuen mantenimiento”, Chow, V. T., 1982.

El procedimiento general para estimar los valores del coeficiente n consiste en la selección deun valor de coeficiente base para un cauce recto, uniforme y suave, hecho de los materiales deinterés (Tabla 2.5) y luego adicionar factores de corrección en la siguiente forma:

n = (n 0 + n 1 + n 2 + n 3 + n 4 )n 5 (2-40)

n 0 = valor base para cauces rectos y uniformes. Se obtiene de la Tabla 2.5

n 1 = valor adicional por la irregularidad en la sección recta

n 2 = valor adicional por variaciones en el cauce

n 3 = valor adicional por obstrucciones

n 4 = valor adicional por vegetaciónn 5 = factor multiplicador por sinuosidad

Valores típicos de estos factores de corrección están dados en la Tabla 2.6.


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Tabla 2.6 Valores de corrección para la determinación del coeficiente n de Manning.Richardson E. V., Simons D. B. y Julien P. Y., 1990.

Efecto Factor Condición Valor ComentarioIrregularidad en lasección recta

n 1 SuavePequeñaModeradaFuerte

00.001 - 0.0050.006 - 0.0100.011 - 0.020

Canal muy lisoBancas algo erodadasLecho y bancasrugosasBancas muyirregulares

Variaciones en elcauce

n 2 Gradual

Alternadoocasionalmente

Alternandofrecuentemente

0

0.001 - 0.005

0.010 - 0.015

Cambios graduales

Cambios ocasionalesde secciones pequeñasa grandes

Cambios frecuentes enla forma de la secciónrecta

Obstrucciones n 3 Despreciables

Pocas

Algunas

Muchas

0 – 0.004

0.005 - 0.015

0.020 - 0.030

0.040 - 0.060

Obstrucción menorque el 5% de lasección recta

Obstrucción entre el5% y el 15% de lasección recta

Obstrucción entre el15% y el 50% de lasección

Obstrucción mayor queel 50%

Vegetación n 4 Poca

Mucha

Bastante

Excesiva

0.002 - 0.010

0.010 - 0.025

0.025 - 0.050

0.050 - 0.100

Profundidad del flujomayor que 2 veces laaltura de la vegetación

Profundidad del flujomayor que la altura devegetación

Profundidad del flujomenor que la altura devegetación

Profundidad del flujomenor que 0.5 laaltura de la vegetación

Sinuosidad n 5 Pequeña

Media

Fuerte

1.00

1.15

1.30

Sinuosidad < 1.2

1.2 < sinuosidad < 1.5

Sinuosidad > 1.5


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Existen muchas ecuaciones que correlacionan el coeficiente de rugosidad de Manning con eldiámetro, entre las que existen para cauces de montaña están:

– Strickler (1923) “Ríos con lecho de grava en Suiza”

n =0.0152 (D 50)1/6 (D 50 en mm) (2-41)

– Strickler (1948) “Para mezclas de materiales de fondo con una significativa proporción de

tamaños granulométricos“.D 90 tiene en cuenta el acorazamiento.

n =0.038 (D 90)1/6 (D 90 en m) (2-42)

– Posada (1998) “Ríos de montaña con lecho de grava, Antioquia y Risaralda”

n =0.0487 (D 50)1/6 (D 50 en m) (2-43)

– Limerinos (1970). Ríos con materiales de lecho variando en tamaño desde gravas pequeñasa bolos medianos.

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

⋅

=

84

61

082161

1130

D

R log ..

R .n

/

; (D 84 y R en m). (2-44)

– Jarrett R.D., (1984)

16038032240

..f R S .n −

= (2-45)

– UNICAUCA, (2003)

2026813791

1130

90

6

1

.d

R log .

R .n

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

(2-46)

desviación absoluta media (DAM) = 21%


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• Velocidad crítica para inicio de movimiento de partículas

La velocidad crítica se define como la velocidad mínima que requiere una partícula del lecho dediámetro D , para iniciar su movimiento (bajo unas ciertas condiciones de flujo). Las fórmulas otablas que evalúan ambos conceptos son todas de tipo experimental. Muchos investigadoreshan tratado de cuantificar esta velocidad crítica de iniciación del movimiento y la mayoría de losautores coinciden en afirmar:

– Las leyes de la hidráulica que gobiernan el movimiento de limo y materia orgánica disueltosen el flujo están poco o nada relacionadas con las leyes que gobiernan el problema desocavación del canal por lo cual no son directamente aplicables.

– El material del lecho de un canal bien formado se compone de partículas de diferente tamaño

y cuando los intersticios de las más grandes se rellenan con las más pequeñas, la masa llegaa ser más densa, estable y menos vulnerable a la acción erosiva del agua.

– La velocidad requerida para erosionar o degradar un canal bien formado en cualquiermaterial es mucho más grande que la velocidad requerida para mantener el movimiento deese mismo material, una vez removido del canal.

– La presencia de coloides en el material del canal o en el agua que conduce el canal tiende acementar las partículas más finas (limos, arcillas, gravas) de tal forma que la resistencia a lasfuerzas erosivas se incrementa y el canal permite más altas velocidades medias de flujo antesde que presente un efecto de socavación apreciable.

Hjulström (1935) analizó el problema de erosión, transporte y depositación con base en lavelocidad media del flujo. Debido a que la velocidad del fondo es casi siempre muy difícil dedeterminar, él asumió que para profundidades mayores que 1.0 m, la velocidad en el fondo es40% menos que la velocidad media del flujo (V b < 0.4 V ). Hjulström presentó el diagramamostrado en la Figura 2.11, donde demarca las zonas de transporte, depositación y zonasdonde se inicia el movimiento. El diagrama indica que los granos más sueltos (arenas) son losmás fáciles de erosionar; la gran resistencia a la erosión de las partículas más pequeñasdepende de las fuerzas de adhesión y cohesión.


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Figura 2.11 Diagrama de Hjulström. García F., M. y Maza A., J. A. (1997).

Para calcular la velocidad crítica del flujo que da inicio al movimiento de partículas, se usanentre otras, las siguientes ecuaciones:

– Maza-García

15035021

714..

c R D .V ∆ (2-47)

w

w s

w

w s

γ

γ

ρ

ρ

−

== (2-48)

∆

= densidad relativa cuyo valor común para cuarzos es de 1.65

D = D m para cauces con material casi uniforme o para diseños conservativos

D = D 90 para distribuciones de materiales bien gradados y si la distribución granulométrica eslog-normal

D = D 84 para cualquier otra distribución

V c = velocidad crítica [m/s]

* D y R en metros


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– Ecuación empírica (HEC-18, 1993)

31

50

61

19.6 D h V c = (2-49)

V c = velocidad crítica por encima de la cual el material de lecho con tamaño D 50 o máspequeño es transportado [m/s]

h = profundidad del flujo [m]

D 50 = diámetro de la partícula de lecho en una mezcla cuyo 50% es menor [m]

– Ecuación logarítmica

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

=

50

535755D

h .log V .V c * c (2-50)

gRI V * = (2-51)

w

c c * V

ρ

τ

= (2-52)

V *c = velocidad cortante crítica para inicio del movimiento de sedimentos.También se puedeobtener de la Figura 2.10

H = profundidad del agua [m]

H = R = h m en cauces de sección aproximadamente rectangular o muy anchos

D 50 = diámetro de la partícula de lecho en una mezcla cuyo 50% es menor [m]

B

Ah m =

h m = profundidad media del flujo = profundidad hidráulica

B = ancho de la superficie libre del cauce

– Fortier y Scobey, 1926

Según se relata en R. H. French, (1988), a mediados de la década de 1920, se comprendió quedebía existir una relación entre el gasto o la velocidad media, las propiedades mecánicas delmaterial de fondo y taludes, la cantidad y tipo de material acarreado por el flujo, y la estabilidadde la sección del canal. Es por tanto que el Comité Especial de Riesgo Hidráulico de la Sociedad Americana de Ingenieros Civiles encuestó a varios ingenieros cuya experiencia los calificaba paraproducir opiniones autorizadas sobre la estabilidad de canales construidos con varios tipos demateriales. La hipótesis de este estudio era que sí había una relación entre la velocidad mediadel flujo, el material del perímetro del canal, y la estabilidad de éste. El resultado de estaencuesta se publicó en 1926 (Fortier y Scobey, 1926) y se convirtió en la base teórica de unmétodo de diseño de canales, conocido como el método de velocidad máxima permisible. Losprincipales resultados del informe de Fortier y Scobey (1926) se encuentran resumidos en la

Tabla 2.7


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Tabla 2.7 Coeficientes de rugosidad de Manning, velocidades máximas permisiblesrecomendadas por Fortier y Scobey y los correspondientes valores de la fuerzatractiva unitaria dados por el US Bureau of Reclamation. French. R. H. 1988.

Agua limpia Agua con limoscoloidalesMaterial n

V (m/s) τ (N/m2) V (m/s) τ (N/m2)

Arenas finas, no coloidales 0.020 0.457 1.29 0.762 3.59

Franco arenoso, no coloidal 0.020 0.533 1.77 0.762 3.59

Franco limoso, no coloidal 0.020 0.610 2.30 0.914 5.27

Limos aluviales, no coloidales 0.020 0.610 2.30 1.07 7.18

Tierra negra firme común 0.020 0.762 3.59 1.07 7.18

Ceniza volcánica 0.020 0.762 3.59 1.07 7.18

Arcilla dura, muy coloidal 0.025 1.140 12.4 1.52 22.0

Limos aluviales, coloidales 0.025 1.140 12.4 1.52 22.0

Pizarra y tepetate 0.025 1.830 32.1 1.83 32.1

Grava fina 0.020 0.762 3.59 1.52 15.3

Tierra negra graduada a piedritascuando no es coloidal 0.030 1.140 18.2 1.52 31.6

Limos graduados a piedritas cuandoes coloidal

0.030 1.220 20.6 1.68 38.3

Grava gruesa no coloidal 0.025 1.220 14.4 1.83 32.1

Piedritas y ripio 0.035 1.520 43.6 1.68 52.7

Con respecto a los datos de la Tabla 2.7, debe notarse lo siguiente:

a) Las cifras dadas son para canales con tangentes largas recomendándose una reduccióndel 25% en la velocidad máxima permisible para canales con un alineamiento sinuoso.

b) Las cifras son para tirantes menores de 3 ft. (0.91m). Para tirantes mayores, la velocidadmáxima permisible debe aumentarse por 0.5 ft/s (0.15 m/s).

c) La velocidad de flujo en canales que acarrean abrasivos, como pedazos de basalto, debereducirse en 0.5 ft/s (0.15m/s).

d) Los canales de derivación de ríos con alta carga de arcillas como el río Colorado debendiseñarse para velocidades medias de 1 a 2 ft/s (0.30 a 0.61 m/s) mayores a laspermitidas para el mismo material perimetral si el agua no transportara sedimento.


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– Lischtvan-Levediev

Lischtvan-Levediev presenta valores de velocidades máximas que una corriente puede tener sin

que haya movimiento de partículas en el fondo. La Tabla 2.8 incluye valores de velocidadesmáximas para suelos granulares en función del diámetro medio de la partícula y de laprofundidad del flujo y la Tabla 2.9 sirve para suelos no cohesivos en función de la profundidaddel flujo y el tamaño de la partícula.

Tabla 2.8 Velocidades medias no erosionables para suelos granulares (m/s) segúnLischtvan-Levediev. Maza J. A., 1987.

Diámetromedio

Profundidad media del flujo [m]

mm 0.40 1.00 2.00 3.00 5.00 mas de10

0.005 0.15 0.20 0.25 0.30 0.40 0.450.05 0.20 0.30 0.40 0.45 0.55 0.650.25 0.35 0.45 0.55 0.60 0.70 0.801.0 0.50 0.60 0.80 0.75 0.85 0.952.5 0.65 0.75 0.80 0.90 1.00 1.205 0.80 0.85 1.00 1.10 1.20 1.5010 0.90 1.05 1.15 1.30 1.45 1.7515 1.10 1.20 1.35 1.50 1.65 2.0025 1.25 1.45 1.65 1.85 2.00 2.3040 1.50 1.85 2.10 2.30 2.45 2.7075 2.00 2.40 2.75 3.10 3.30 3.60

100 2.45 2.80 3.20 3.50 3.80 4.20150 3.00 3.35 3.75 4.10 4.40 4.50200 3.50 3.80 4.30 4.65 5.00 5.40300 3.85 4.35 4.70 4.90 5.50 5.90400 4.75 4.95 5.30 5.60 6.00

Mas de 500 5.35 5.50 6.00 6.20

2.4

Acorazamiento del cauce

El acorazamiento de un cauce se produce cuando el lecho tiene sedimentos con gradaciones

extendidas de forma que el flujo de agua remueve las partículas finas ocasionando unreacomodo de las partículas más gruesas que forman una coraza.

Un lecho acorazado y estable previene que la socavación progrese. Las condiciones críticas deacorazamiento son aquellas por encima de las cuales es imposible el acorazamiento de caucescon sedimentos no uniformes, ya que la coraza se rompería al estar sometida a altasvelocidades del flujo (Melville, B. W., 1988). Esta condición representa el lecho acorazado másestable para un material dado y se caracteriza por una velocidad crítica de acorazamiento V ca .


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Tabla 2.9 Velocidades no erosivas para suelos (m/s). Adaptada de Richardson E. V.,Simons D. B. y Julien P. Y. 1993.

Profundidad del agua (m)Clase de suelo Tamaño(mm) 0.40 1.0 2.0 3.0

Piedras grandesPiedras medianasPiedras pequeñasGrava muy gruesaGrava gruesaGrava medianaGrava finaGrava muy fina Arena muy gruesa Arena gruesa

Arena media Arena fina

> 256256 - 128128 - 64

64 - 3232 - 1616 - 8

8 - 44 - 22 - 11 - 0.5

0.5 -0.250.25 -0.125

4.603.602.291.581.251.010.790.670.550.46

0.370.30

5.094.082.711.891.431.130.910.760.640.55

0.460.40

5.794.693.112.191.651.251.010.850.730.64

0.550.49

6.195.003.412.501.861.401.160.940.820.70

0.610.55

Limo arenosoSuelos tipo loes enla condición desedimentación final

1.01

0.79

1.19

1.01

1.40

1.19

1.49

1.31Conglomerado,marga, pizarra y

caliza porosa.Conglomeradocompacto, calizalaminada, arenosao masiva. Arenisca, calizamuy compacta.Granito, basalto ycuarcita.

2.0

3.0

4.0

15.0

2.5

3.5

5.0

18.0

3.0

4.0

6.0

20.0

3.5

4.5

6.5

22.0

La determinación de las condiciones críticas para inicio de movimiento no está bien definidacuando los sedimentos no son uniformes. En la práctica se admite que la gradación influye

sobre el esfuerzo cortante crítico solamente cuando D95/D5 > 5 según referencia que H. N. C.Breusers (1984) hace de Knoroz (1971). Esto es debido a que las partículas grandes están másexpuestas y las pequeñas quedan ocultas y protegidas. Por lo tanto, se considera que D50 esuna buena medida para caracterizar el inicio del movimiento en la mayoría de los casos tanto desedimentos uniformes como no uniformes.

B. W. Melville ha presentado un procedimiento para determinar la velocidad de acorazamientocomo parte del método que propone para calcular la profundidad de socavación en pilas. VerParte IV.


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2.4.1 Evolución de la velocidad de la corriente

Resumiendo algunos de los conceptos vistos en las secciones anteriores, se concluye que a

medida que aumenta la velocidad de la corriente, el movimiento de las partículas pasa pordiferentes situaciones durante el proceso erosivo tal como se observa en la Figura 2.12

1) Al aumentar el caudal en época de creciente, aumenta la velocidad media del flujo en elcauce.

2) La velocidad del flujo es tal que se inicia el movimiento de las partículas del lecho (V > V c ).

3) Se puede presentar el acorazamiento de cauces formados por partículas no uniformes ya queel flujo de agua mueve partículas finas, reacomoda otras y forma una capa resistente al arrastre(V > V a ).

V = velocidad del flujo

V c = velocidad crítica para movimiento de partículas uniformes

V a = velocidad de acorazamiento

V ca = velocidad crítica de acorazamiento

Figura 2.12 Evolución de la velocidad de la corriente y movimiento de las partículas.(SIPUCOL, 1996).

4) Se presenta remoción del lecho acorazado debido al aumento de la velocidad del flujo (V >V ca ).

2.5

Formas de transporte de sedimentos

Dos formas de socavación se presentan en un cauce según que haya o no haya movimiento desedimentos desde aguas arriba: socavación en lecho móvil y socavación en agua clara.


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2.5.1 Lecho móvil o lecho vivo

Se presenta cuando hay transporte de sedimentos del lecho desde aguas arriba hasta el sitio de

interés y por lo tanto parte de este sedimento queda atrapado en el hueco de socavación. Eneste caso, la degradación alcanza equilibrio cuando la cantidad de material que es transportadoiguala la cantidad de material que es removido. Se le conoce también como socavación en lechovivo.

2.5.2 Agua clara

Se presenta cuando no hay transporte de sedimentos del lecho desde aguas arriba al sitio deinterés y por lo tanto no hay reabastecimiento del hueco socavado. En este caso, la socavaciónalcanza equilibrio cuando el esfuerzo cortante en el lecho es menor que el requerido para elinicio del movimiento de las partículas, o sea cuando el flujo no puede remover más partículasdel hueco formado.

3. Muestreo de sedimentos

El siguiente texto es adaptado de las conferencias que la Ing. Lilian Posada impartió en el Curso-Taller sobre Obras de Control Fluvial realizado en la Universidad del Cauca en el año 2003,complementado con información extraída de los estudios realizados por la Universidad del Vallepara la Corporación Regional del Valle del Cauca –CVC- dentro del Plan de Modelación del RíoCauca, -PMC-, CVC/Corporación Autónoma Regional del Valle del Cauca (2004).

Las muestras de sedimentos recogidas en una corriente, en una fecha determinada, sirven paradeterminar la carga de sedimentos transportada en ese momento. Para determinar los procesos

de erosión, transporte y depositación en esa corriente se requieren medidas sistemáticas(periódicas) de la carga de sedimentos.

Las mediciones de las variables hidráulicas y de las características del material del lecho y de lasbancas sirven para determinar la capacidad de esa corriente para transportar sedimentos. Lasformas de recoger las muestras de sedimento difieren, en principio, según el modo detransporte (en el lecho y en suspensión).

La carga de sedimento del lecho es difícil de medir por varias razones:

– Cualquier aparato colocado en el lecho o en su vecindad perturbará el flujo y por lo tanto, latasa del movimiento del sedimento.

– La medida de la carga de fondo puede no ser representativa de toda la sección del canal,puesto que la velocidad y el movimiento del sedimento varían en espacio y tiempo.

– Es difícil distinguir entre la carga de sedimentos del fondo en movimiento y el sedimento quese queda quieto.

– Es difícil diseñar un aparato que recolecte todos los tamaños de granos que hay en el fondo,especialmente cuando varían mucho en dimensiones.


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“Ríos con amplio rango de tamaños de los materiales del lecho presentan una completainteracción de partículas de diferentes tamaños durante los procesos de erosión, transporte ysedimentación, formando lechos espacialmente heterogéneos, lo cual dificulta el muestreo de

los sedimentos del fondo (Bunte y Abt, 2001). Otros factores, tales como, la posibleestratificación de los sedimentos del lecho, el régimen de caudales y las tasas de transportesasociados, originan una gran variabilidad espacial y temporal en la composición del material delfondo. Se requiere, entonces, para los ríos de grava y guijarros, un método de muestreoriguroso que permita caracterizar el amplio rango de tamaños de partículas que se puedenencontrar en el lecho. La variación vertical del tamaño de los sedimentos en el lecho del río semanifiesta generalmente por la presencia de tres capas distintas (Figura 3.1): i) una capasuperficial de material grueso, denominada comúnmente capa de armadura, con un espesoraproximadamente igual al D 90 (Diplas, 1992); ii) una capa subsuperficial, generalmenteconformada por sedimentos más finos que los de la capa superficial, con un espesor cercano a2D 90 (de su propia distribución granulométrica); y, iii) la capa del fondo propiamente dicha sin

un espesor determinado (Diplas y Fripp, 1992) y compuesta por sedimentos de tamañossimilares a los de la capa subsuperficial pero con menor contenido de finos (Church, 1987). Ladiferencia en los tamaños de los sedimentos entre la capa superficial y las subyacentes dependeen buena medida del régimen de caudales y del aporte de sedimentos aguas arriba del sectoren estudio (Bunte y Abt, 2001). Debido a que las capas superficial y subsuperfícial en un río degravas y guijarros están conformadas por material de diferentes tamaños es importante que lascapas sean analizadas separadamente (Dalecky, 2001). Cada capa está correlacionada adiferentes propiedades de la corriente (Fripp y Diplas, 1993). La capa superficial estáestrechamente ligada a las características hidráulicas de la corriente. Por ejemplo, el diámetroD 90 es usado generalmente para calcular la rugosidad del cauce, mientras que el diámetro D 50 esempleado en el cálculo de la estabilidad del cauce. La capa subsuperfícial se relacionaestrechamente con la capacidad de1 cauce para servir como suelo de desove para los peces y

como hábitat para las comunidades bénticas (Waters, 1995). El taponamiento de los porosdebido a un exceso de finos en esta capa reduce la cantidad y diversidad de organismos que enella habitan o se reproducen, pues los espacios para esconderse se limitan y el contenido deoxígeno se reduce. Por ésto, el contenido de finos en la capa subsuperficial se emplea eninvestigaciones ecológicas (Fripp y Diplas, 1993) o como control de la calidad de los suelos dedesove (Adams y Beschta, 1980). También, una precisa distribución de tamaños de la partículasen la capa subsuperficial puede utilizarse para predecir las tasas de transporte de carga dellecho (Diplas, 1987). Para un río de gravas y guijarros, la técnica, la población (estrato) y elprocedimiento de muestreo dependerán de los objetivos del estudio. Si se adelanta un estudiodel transporte de sedimentos del lecho se requerirá muestrear la capa superficial, pero para unestudio de socavación o de degradación se requerirá muestrear tanto la capa superficial como la

subsuperficial. Los diámetros D 90 y D 50 del material de la capa superficial son comúnmenteusados para estimar respectivamente la rugosidad y la estabilidad de un cauce.”,CVC/Corporación Autónoma Regional del Valle del Cauca (2004).


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CAPA SUPERFICIAL

ACORAZADA

CAPAS

SUBSUPERFICIALES

Figura 3.1 Características de los materiales del lecho. Foto cortesía de D. Powell. ParkerG. (2004).

3.1 Procedimientos de muestreo

• Simons (1977) propone el siguiente procedimiento para recoger muestras de material delfondo.

1. Si el lecho está seco:

– Remover el material superficial del fondo hasta un espesor de 2D 90; eliminar el sedimentofino (por estar seco el lecho) y preparar la muestra removida para el análisis granulométrico.

– Recoger muestras a una profundidad d , cuya magnitud se determina considerando lascaracterísticas del lecho (pendiente, ancho, etc.).

– Determinar D 90 y D 65 de la primera muestra y D 50 de la segunda mues

t transporte sedimentos

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