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CHAPTER 3: MEDICIONES HIDROLÓGICAS |
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"El carácter estocástico de la colección
de perturbaciones en el flujo de un río produce una mezcla longitudinal a gran escala,
la cual puede ser modelada como una ecuación de difusión conteniendo un
término de advección".
Shoitiro Hayami (1951) |
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Este capítulo se divide en cinco secciones. La Sección 3.1 describe las mediciones de precipitación y la Sección 3.2 las mediciones de nieve. La Sección 3.3 describe las mediciones de evaporación y evapotranspiración y la Sección 3.4 las mediciones de infiltración y humedad del suelo. Las mediciones de descarga o caudal se describen en la Sección 3.5. |
3.1 PRECIPITACIÓN
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Introducción
La Ingeniería hidrológica se basa en análisis y mediciones. Las mediciones son necesarias para complementar y verificar el análisis. Las mediciones hidrológicas se realizan generalmente en el campo, utilizando equipos y técnicas específicamente diseñadas para medir una variable que caracteriza una determinada fase del ciclo hidrológico. Por ejemplo, la precipitación se mide con pluviómetros, la evaporación con tanques de evaporación, y la descarga o caudal utilizando técnicas de aforos.
Las mediciones están estrechamente relacionadas con el análisis hidrológico. En algunos casos son una parte integrante de la misma; en otros, sirven para apoyarlo. Por ejemplo, la hidrología estadística no es posible sin mediciones. En el análisis de frecuencia de inundación, un registro histórico del flujo es absolutamente necesario para definir las propiedades de las ecuaciones predictivas. Con los modelos paramétricos, las mediciones ayudan en la estimación de parámetros, aumentando la confiabilidad del modelo. Los modelos determinísticoss y conceptuales también se benefician de las mediciones hidrológicas.
Precipitación
La precipitación se mide con pluviómetros. Un pluviómetro es un instrumento que captura la precipitación y mide su volumen acumulado durante un cierto período de tiempo. La profundidad de precipitación para el período dado es igual al volumen acumulado dividido por el área de acumulación del pluviómetro. La intensidad media de precipitación es igual a la profundidad de precipitación dividida por la longitud del período.
Cualquier recipiente de lados verticales y abierto al aire es un pluviómetro de facto y puede proporcionar información valiosa sobre la precipitación acumulada durante una tormenta. Dos mediciones, sin embargo, no son directamente comparables a menos que los recipientes sean del mismo tamaño y forma y tengan una exposición similar. Para aumentar la utilidad de las mediciones, es necesario el uso de equipos y procedimientos estándar.
Los pluviómetros pueden ser de dos tipos:
- Sin registro, y
- Con registro.
Un pluviómetro sin registro mide la profundidad
de precipitación total acumulada durante un período de tiempo,
generalmente
Fig. 3-1 Pluviómetro sin registro en la estación meteorológica Campo, condado de San Diego, California |
Un pulviómetro de grabación registra el tiempo que se tarda para la acumulación de la profundidad de la precipitación. Por lo tanto, no sólo proporciona una medida de la profundidad de la precipitación sino también de la intensidad de la precipitación. La pendiente de la curva que muestra la profundidad de precipitación acumulada en función del tiempo es una medida de la intensidad de precipitación instantánea. La grabación de pluviómetros se basan en uno de los siguientes dispositivos:
- Un balde movible,
- Un mecanismo de peso, o
- Una cámara del flotador.
El medidor de balde movible cuenta con un receptáculo de dos compartimentos (es decir, el cubo) pivota sobre un filo de la navaja. El dispositivo se calibra de modo que cuando uno de los compartimentos está llena (con una cantidad fija de lluvia) y el otro está vacío, la cubeta pierde el equilibrio y apunta. Al principio, la lluvia se canaliza en uno de los compartimentos, que se coloca para el llenado. Como la lluvia continúa llenando este primer compartimiento, el segundo permanece vacío. Cuando el primer compartimento está lleno, las puntas de las cubetas, vaciando su contenido en un reservorio y al mismo tiempo colocar el segundo compartimiento en la posición de llenado. La inflexión se cierra un circuito eléctrico, que acciona una pluma que registra en un gráfico de cinta colocada en un tambor giratorio de reloj impulsada. Por lo tanto, se registra cada contacto eléctrico que representa una cantidad específica de lluvia. El llenado y el vaciado alternativo de los dos compartimentos continúa hasta que cesa la lluvia.
El medidor de balde movible tiene algunas desventajas. Durante los períodos de lluvias intensas, algo de lluvia no se puede medir, mientras que la cubeta está inclinada. Además, el registro se compone de una serie de pasos en lugar de ser una curva suave, y el medidor no es adecuado para medir la nieve. Sin embargo, tipping-bucket gages son duraderos, fáciles de operar, y de buena fiabilidad general.
Un medidor de peso tiene un dispositivo que pesa la lluvia o la nieve recogida en una cubeta. Como se llena con la precipitación, el cubeta se mueve hacia abajo y su movimiento se transmite a una pluma en una grabadora de banda de papel. Este tipo de medidor es útil en climas fríos en los que es necesario registrar tanto las lluvias y las nevadas. Sin embargo, las galgas de pesaje tienen algunas desventajas. Entre ellos se encuentran la acción del viento en la cubeta, que produce trazos erráticos en el gráfico de la grabación, y la falta general de sensibilidad de la medición.
Medidores de flotador son esencialmente medidores de nivel de agua. Un flotador situado dentro de una cámara está conectada a una pluma en una grabadora de banda de papel. El flotador se eleva como el agua de lluvia recogida entra en la cámara, y el aumento del flotador se registra en la tabla. Algunos medidores de flotador se limitan a la capacidad de la cámara. Otros están equipados con un dispositivo de sifón de arranque automático que se vacía la cámara cuando se llena y devuelve la pluma a la posición cero en el papel continuo. El uso de medidores de flotador se limita a temperaturas ambiente no congelables, aunque calentadores y otros dispositivos similares se han utilizado en un intento de superar el problema de la congelación. Petróleo y mercurio, que tienen temperaturas de congelación por debajo de la del agua, también se han utilizado dentro de la cámara. La acción de sifón del calibrador flotante puede causar graves pérdidas de lluvia durante las tormentas severas.
Los Errores en la Medición de Datos de Precipitación
El agua recogida por un pluviómetro es sólo una pequeña muestra de la precipitación que ha caído en un área determinada. Si esta muestra es representativa de la precipitación media en la zona que queda por determinar mediante un análisis más detallado.
Una serie de pluviómetros situados dentro de un área de drenaje constituye una red de pluviómetros. La densidad de la red es el número de pluviómetros por kilómetro cuadrado (o milla cuadrada). El error de las mediciones de lluvia puede ser investigada mediante el estudio de los promedios espaciales calculadas a partir de las redes de diferentes densidades [1, 13, 23]. En general, los errores de muestreo aumentan con un aumento de la altura de la lluvia. Por el contrario, los errores de muestreo disminuyen con un aumento en la densidad de la red, la duración de tormenta, y el área de captación.
Una cuestión importante en la hidrología de ingeniería es si los errores en la medición de la precipitación pueden servir para agravar los errores inherentes en el uso de modelos de simulación de lluvia-escorrentía. La respuesta a esta pregunta es difícil de alcanzar. Datos limitados por Johanson [11] indica que la variabilidad de error en las mediciones de precipitación es probable que sea menor que la variabilidad de error en la calibración del modelo. La calibración es el proceso por el cual los parámetros del modelo se ajustan para coincidir con los flujos medidos y simulados.
Mediciones de Precipitación Usando telemetría
Los pluviómetros de autoinforme (o sensores de lluvia) tienen capacidades automáticas de transmisión de datos. Estos pluviómetros utilizan transmisores de radio automáticos (telémetros) para transmitir las mediciones de precipitación de una estación remota a una estación central en tiempo real, es decir, durante el evento de tormenta (Fig. 3-2). La ventaja de una estación telemétrica es que acorta el tiempo que de otro modo sería necesario para recopilar datos de precipitación. En ciertos casos, sobre todo cuando la velocidad de procesamiento es de suma importancia, una red de sensores de lluvia conectados por telemetría puede ser el único medio práctico de datos de precipitación colectados. Las aplicaciones de los sensores de lluvia telemétricos se encuentran generalmente en relación con la hidrología operativa y la predicción de avenidas en tiempo real.
Fig. 3-2 Una estación meteorológica telemétrica (Davis). |
El vínculo entre la estación remota y la estación central está normalmente establecido por radio, teléfono, o una combinación de ambos. Cuando las frecuencias de radio son escasos, las líneas telefónicas se pueden utilizar para transmitir los datos. La estación de precipitación remota se interconecta a una línea telefónica, ya sea a través de un módem o un acoplador acústico. Este último permite a la estación remota para ser llamado desde cualquier teléfono, si está equipado con un módem o no.
La transmisión por radio puede tomar la forma de una muy alta frecuencia (VHF) o frecuencia ultra alta de enlace (UHF) para distancias cortas, o de alta frecuencia (HF) para distancias muy largas. Frecuencias de VHF y UHF se comportan de una manera similar a la luz y, por lo tanto, no pueden viajar más allá del horizonte. Se obtiene la mejor recepción cuando las antenas de transmisión y recepción están en la línea de visión de la otra. Con el uso de altos mástiles, un lapso de 40 km o más se puede lograr. La potencia de transmisión se extiende de 5 W para distancias cortas y 25 W para distancias más largas.
Transmisiones de distancia muy larga requieren estaciones repetidoras en intervalos de 30 a 60 km-, pero éstos son caros y difíciles de mantener. Una alternativa es el uso de la radio HF, por el cual grandes distancias pueden abarcar a través de una serie de reflexiones entre la ionosfera y el suelo. Las transmisiones normales tienen un lapso de unos pocos cientos de kilómetros. Estos enlaces HF, sin embargo, están sujetos a las variaciones en la intensidad de la señal y son susceptibles a la interferencia con otros transmisores, haciendo su uso más difícil que VHF y UHF.
Otra forma de transmitir datos a través de ondas de radio es mediante el uso de satélites. Una estación remota puede transmitir datos a un satélite para retransmitir a una estaci&n receptora en la tierra. El enlace de radio opera en el rango UHF y requiere sólo unos pocos vatios de potencia. Para transmitir datos a través de un satélite, la estación está vinculado a una plataforma de recopilación de datos de fabricación comercial. Este dispositivo almacena los datos del día en su memoria de estado sólido para la transmisión de cada 24 h, aunque las transmisiones por hora son también posibles.
Mediciones de Precipitación Usando Radar. Los sistemas de radar de clima son una herramienta potencialmente poderosa para medir la variabilidad temporal y espacial de las lluvias. Un sistema de radar funciona mediante la emisión de una sucesión regular de pulsos de radiación electromagnética procedente de su antena. Los impulsos son del orden de 1 μs, y el sistema emite aproximadamente 1000 de estos pulsos cada segundo. Entre impulsos, la antena del sistema se convierte en un receptor de la energía de los pulsos emitidos dispersos por diversos objetivos. Estas señales devueltas se transforman en una presentación visual sobre el alcance del radar.
Para los objetos esféricos (por ejemplo, gotas de agua), la potencia recibida se puede expresar como sigue:
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K Σ n D 6
P = __________ λ 4R 2 | (3-1) |
en la que P = potencia recibida, n = número de gotas, D = diámetro de las gotas, λ = longitud de onda de la radiación, R = distancia (alcance) del radar, y K = un factor que depende de la potencia de la señal transmitida , tamaño de la antena y forma, y propiedades de las partículas de dispersión.
Los radares meteorológicos tienen longitudes de onda en el rango de 3 a 10 cm. Después de la Ec 3-1, un radar de 3-cm regresa cerca de 120 veces más energía que la que regresó por un radar de 10 cm. Por lo tanto un radar de 3-cm puede detectar objetivos débiles tales como las peque&ntide;as gotas asociados con lluvia muy ligera, mientras que un radar de 10-cm se puede utilizar para detectar las lluvias mucho más pesados.
La atenuación, causada por la absorción y la dispersión por las nubes y la precipitación, también puede afectar al rendimiento del radar. La atenuación es una función de la longitud de onda de radar, siendo mayor para longitudes de onda más cortas.
La reducción de la potencia recibida P con la distancia R (rango) es una constante para un sistema dado y se puede ajustar para hacer objetivos distantes que muestran el mismo brillo como los objetivos más cercanos de carácter similar. Dado que la potencia P es proporcional a la sexta potencia del diámetro de la gota D, radares en el tamaño de longitud de onda de 3 a 10 cm pueden detectar fácilmente las gotitas rainsize y no detectan otro tamaño de partícula en absoluto. Un radar de 10-cm se utiliza para la detección de tormentas muy intensivos, que son propensos a producir inundaciones extremas. Por lluvias ligeras o detección de nieve, un radar de onda más corta es preferible.
La reflectividad de radar (ΣnD 6) puede ser empíricamente relacionada con la intensidad de la precipitación de la siguiente manera:
| Z = A I B | (3-1) |
en la que Z = reflectividad de radar; I = intensidad de las precipitaciones; y A and B son constantes empíricas. Los valores de A y B dependen de que se observó el tipo de precipitación. Muchos valores se han especificado; los que se utilizan con más frecuencia son A = 200 y B = 1.6 [4].
Son posibles varios tipos de error cuando se utiliza radar para detectar la precipitación. Por ejemplo, el haz del radar puede sobrepasar precipitación superficial a grandes distancias, perdiendo el objetivo. Otra fuente de error es la presencia de la evaporación de bajo nivel por debajo del haz de radar, así como varios otros factores meteorológicos [7]. Las incertidumbres en la detección de radar de precipitación se pueden resolver mediante la calibración del sistema con un pulviómetro. Esto se logra generalmente mediante la fijación de exponente A (en la Ec. 3-2) a un valor determinado (por ejemplo, B = 1.6), y el uso de los datos raingage para derivar un valor de coeficiente de A.
3.2 ACUMULACIÓN DE NIEVE
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Las mediciones de nieve incluyen tanto la nieve recién caída y acumulación de nieve, es decir, la capa de nieve. Las mediciones de la capa de nieve se expresan en términos de equivalente de agua, es decir, la profundidad del agua que se obtiene después de la fusión a una cierta profundidad de la capa de nieve. Equivalente en agua es una medida de la cantidad de agua que queda en el almacenamiento en la capa de nieve. Los datos en agua equivalente son útiles en previsiones de rendimiento de agua, ya que se integran en una medición tanto nevadas y deshielo.
Al igual que con las mediciones de lluvia, la nieve o su equivalente de agua debe ser medida mediante el muestreo en varios puntos y un promedio de los valores de punto para obtener un valor representativo de la capa de nieve. Un método simple para medir la caída de nieve es usar una tabla de snowboard. La tabla de snowboard se coloca en el suelo o en la superficie de la nieve vieja para permitir la acumulación de nieve en la parte superior de la misma. Un cilindro de pulviómetro invertido se utiliza para aislar un núcleo de la nueva nieve, que luego se funde y se mide en la misma forma que las precipitaciones. Mediante la medición de cada una caída de nieve de esta manera y se sustituya la placa limpia lista para recibir nevadas frescas, nevadas acumuladas totales a lo largo de la temporada que se puede conocer en cualquier momento. Tales medidas son bastante fiables, siempre y cuando se toman poco después de cada caída de nieve y que la nieve en el tablero no se ha sometido a la deriva, de fusión o evaporación.
La densidad de una muestra de nieve es la relación entre el volumen de agua de fusión con el volumen inicial de la muestra, expresado como un porcentaje. La densidad de la nieve en la capa de nieve típica varía ampliamente, tanto dentro de la estructura vertical de la capa de nieve y con el tiempo.
Las estacas de nieve a menudo se utilizan para medir la acumulación de nieve. El equivalente en agua de la capa de nieve puede ser determinado a partir de mediciones de profundidad mediante el uso de densidades conocidas de nieve, obtenidos bajo condiciones ambientales similares. Las estacas de nieve se utilizan también donde no es práctico para obtener los equivalentes de agua por muestreo directo.
El muestreo directo de agua equivalente se logra mediante el uso de muestreadores de nieve. El muestreador Mount Rose se utiliza comúnmente en los Estados Unidos. Se compone de un tubo equipado con un cortador en un borde. El tubo tiene un diámetro interior de 1.485 in., De manera que un núcleo de pesaje de 1 oz es equivalente a 1 in. de agua. El muestreo consiste en empujar el tubo verticalmente en la nieve para profundidad de la nieve completa, retirar el tubo con el contenido de nieve, y pesar los contenidos (Fig. 3-3).
Fig. 3-3 Pesar una muestra Mount Rose (National Park Service). |
Cursos de nieve
Al realizar mediciones de nieve, la práctica común es tomar muestras de agua equivalente a una serie de puntos a lo largo de una línea establecida llamado un curso de nieve. Los cursos de nieve se seleccionan con el objetivo de obtener datos representativos de una zona determinada. El número de cursos de nieve varía, dependiendo de las características del terreno y las características meteorológicas. La seleccióó del sitio considera los siguientes aspectos:
- Las condiciones meteorológicas relacionadas con la experiencia de tormenta,
- La posición con respecto a las características topogf´cas a gran escala,
- Posición respecto a las características ambientales de la zona, como la eólica, la exposición, la orientación y la pendiente del terreno, y
Las condiciones del lugar, incluyendo el drenaje local y presencia de cepillo o rocas.
Además, los cursos de nieve se colocan de manera que sean representativas no sólo de las nevadas, sino también del deshielo.
El número de puntos de muestra varía dependiendo de la consistencia en la distribución espacial de nieve. Los puntos de muestreo deben evitar el efecto de árboles, rocas y otros obstáculos. Si hay poca protección contra el viento, los puntos de muestreo se extienden sobre un área amplia para promediar las variaciones debidas a la deriva. En general, los cinco puntos de muestra de los cursos de nieve se adecuan para los cursos de nieve bien posicionadas que tienen un mínimo de irregularidades causadas por la deriva o la erosión del viento y una superficie de tierra lisa libre de obstrucciones. Cuando las condiciones son menos que ideales, se requieren puntos de cursos de nieve adicionales para el muestreo adecuado de agua equivalente.
Las mediciones de radioisótopos de nieve
Especialmente diseñados los medidores de nieve radioisótopos con capacidades de telemetría se utilizan para medir el equivalente en agua de la capa de nieve en sitios remotos desatendidos. El equipo de medidas equivalentes de agua mediante la correlación con la atenuación de una emisión de rayos gamma (cobalto 60) a medida que viaja a través de la nieve desde la fuente al detector. El equipo original tenía la fuente situada a nivel del suelo, con el detector de 15 pies por encima de ella [28]. Los modelos posteriores se invirtieron para minimizar los efectos de la temperatura en el detector, con el detector situado a nivel del suelo y la fuente de 15 pies por encima de ella [16]. La recalibración de equipos de nieve radioisótopo a intervalos regulares es necesario para garantizar la exactitud de la medición.
Los perfiles de los medidores de nieve radioactivos se utilizan para determinar la variación de agua equivalente dentro de la profundidad capa de nieve [21]. Estos medidores consisten en una fuente de fotones gamma y el detector, que se mueven de forma sincronizada a través de tubos verticales situados a unos 60 cm de distancia de la capa de nieve. Los medidores se utilizan para medir las variaciones temporales y espaciales en las propiedades de la capa de nieve.
Determinación del Equivalente de Captación de Agua
Los valores de los puntos de todos los cursos de nieve representante de un área se utilizan para determinar la cuenca de agua equivalente. La relación entre el agua de la cuenca equivalente y los valores del punto depende de la ubicación de los cursos de nieve. Cuando los cursos de nieve se distribuyen por igual en toda la gama de elevaciones, una media aritmética de los valores de punto por lo general proporciona un valor satisfactorio de agua equivalente de captación. Los refinamientos pueden obtenerse pesando los datos de cada curso de la nieve en proporción al porcentaje del área de la cuenca que lo cubra.
La elevación es un factor importante en la conversión de mediciones puntuales en equivalente en agua de la cuenca. En general, los cursos de nieve tienden a concentrarse en las elevaciones más altas, y por lo tanto una media aritmética no es apropiado. Una alternativa es desarrollar un diagrama de nieve, un gráfico que muestra la variación de agua equivalente con la elevación. Esta tabla se utiliza junto con la curva de la cuenca área de elevación (es decir, la curva hipsométrico, Sección 2.3). La diferencia de elevación de la cuenca se divide en varios incrementos iguales. Para cada incremento de elevación, una subárea se obtiene de la curva de área de elevación, y el correspondiente equivalente en agua se obtiene de la tabla de nieve. Un valor equivalente de agua representativo de toda la cuenca puede obtenerse pesando los equivalentes de agua individuales en proporción a sus respectivas subáreas.
Fuentes de la Encuesta de Datos de Nieve
La Federal-State-Private Cooperative Snow Survey System publica datos de la encuesta de la nieve sobre una base regular. El sistema es coordinado por el Soil Conservation Service, con jurisdicción en el oeste de Estados Unidos.
El Estado de California, sin embargo, mantiene su propio sistema de encuestas de nieve, administrado por el Departamento de Recursos Hidricos. En el este de Estados Unidos, varias
agencias federales, estados, y privadas realizan encuestas de nieve. Estos se utilizan para diversos fines, entre ellos peces y manejo de la vida silvestre, usos recreativos, y el mantenimiento de carreteras. Las agencias federales que recogen datos de la encuesta de la nieve son el
National Weather Service y la U.S. Geological Survey.
3.3 EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN
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Una forma práctica de medir la evaporación es directamente por el uso de un tanque de evaporación. El tanque expone una superficie de agua libre al aire, y la tasa de evaporación se determina midiendo la pérdida de agua durante un período de tiempo, generalmente 1 día. La velocidad de evaporación medida por el tanque, sin embargo, generalmente no es la misma que la de un lago o reservorio expuesto a condiciones meteorológicas similares.
La diferencia se atribuye a la instalación y exposición del tanque. Por ejemplo, un tanque instalado sobre soportes por encima de la superficie del suelo está sujeta a la radiación extra en los lados. Por otro lado, un tanque enterrado está sujeto a intercambio de calor apreciable entre éste y el suelo circundante. Estos y otros factores contribuyen a hacer que el balance global de calor para el tanque es un fenómeno complejo.
Los factores responsables de la discrepancia generalmente se combinan para producir una medición del tanque que es mayor que el lago o reservorio de evaporación real. Por lo tanto, un factor de corrección se aplica a la medición del tanque de evaporación con el fin de llegar al valor real de lago o reservorio de evaporación. Este factor de corrección se conoce como el coeficiente de bandeja.
Tanque NWS Clase A
El Tanque de Servicio Nacional Meteorológico de Clase A es la evaporación usada más usada ampliamente en los Estados Unidos. Este tanque ha sido recomendado como un estándar para mediciones de evaporación por la Organización Meteorológica Mundial.
El tanque Clase A está hecho de hierro galvanizado sin pintar, tiene un diámetro de 122 cm (4 pies) y una altura de 25,4 cm (10 pulg.) y está montado cerca de 15 cm (6 pulg.) Por encima del suelo sobre soportes que permiten un libre flujo de aire alrededor y debajo de la bandeja (Fig. 3- 4). La pérdida de agua se determina por mediciones diarias de nivel de agua utilizando un micrómetro de gancho instalado en un pozo de amortiguación que se establecen dentro del tanque. El tanque se llena inicialmente a una altura de 20 cm (8 in.) y se vuelve a llenar cuando el nivel del agua ha descendido por debajo de 17.5 cm (7 in.). La evaporación diaria se calcula como la diferencia entre dos observaciones sucesivas, corregido para tener en cuenta cualquier intervención de precipitación (medido con un medidor de cerca). Un procedimiento alternativo es añadir una cantidad medida de agua al día para que el nivel del agua en el tanque hasta un punto fijo en el tubo tranquilizador. Este procedimiento permite una medición más precisa de la pérdida de agua y asegura que el tanque tiene el nivel de agua adecuado en todo momento.
Fig. 3-4 Tanque de evaporación Clase A NWS (Universidad de Iowa). |
Debido a la intercepción de la radiación solar por las partes, el tanque de Clase A, al igual que otros tanques expuestos igualmente, por lo general exagera el lago actual o reservorio de evaporación. Por lo tanto, su coeficiente de tanque es inferior a 1, con un promedio anual de aproximadamente 0.7 (véase la Tabla 2-8).
Poco se sabe sobre la variabilidad espacial de la evaporación. Sin embargo, parece probable que no es tan grande como la de la precipitación. Si éste es el caso, una red de mucha menor densidad sería necesaria para una evaluación correcta de la evaporación. Para propósito general y las estimaciones preliminares de evaporación, una densidad de una estación por 5000 km2 parece ser suficiente [14].
Evapotranspirómetros
Evapotranspirómetros son instrumentos diseñados para medir la evapotranspiración potencial (PET). Un evapotranspirometro consiste en un tanque central y al menos otros dos tanques de suelos estancos. Los tanques de suelo están abiertos al aire por encima de ellos y están conectados a través de tuberías subterráneas a la recogida de latas situadas en el tanque central. Los tanques del suelo apoyan una cubierta vegetal continua, tales como la hierba. El agua puede entrar en los tanques del suelo solamente desde arriba, ya sea en forma de precipitación natural o artificial, y puede dejar los tanques sólo a través de los tubos inferiores directamente en las latas de recogida en el tanque central. Durante un período de tiempo, la diferencia entre la cantidad de agua que entra en cada tanque del suelo y la cantidad de agua acumulada en la respectiva lata de recolección es el agua perdida a la evapotranspiración, siempre que la asignación adecuada se hace para los cambios en el almacenamiento de humedad en el tanque del suelo. Si la humedad del suelo en el tanque se mantiene a la capacidad de campo, la diferencia medida representa PET.
Las mediciones con el evapotranspirometro se hacen a diario. Los tanques del suelo se rocían con una cantidad conocida de agua, que varía dependiendo de la época del año (temporada) y de la cantidad de precipitación que cayó el día anterior. Para reducir al mínimo la lixiviación del suelo, el agua que percola el día antes se mezcla con el agua de riego. La profundidad de evapotranspiración es igual a la profundidad de precipitación más la profundidad riego menos la profundidad de percolación. La humedad del suelo, sin embargo, rara vez se mantiene constante en el día a día. Por ejemplo, se aumenta en gran medida durante e inmediatamente después de la precipitación. Por lo tanto, los días de lluvia, la medición por lo general indica un alto valor de PET, mientras que al día siguiente se indica la mínima y tal vez incluso un negativo valor de PET. Sólo durante un período prolongado sin precipitaciones harían las mediciones dar una indicación precisa de las variaciones del día a día de PET. Sin embargo, a largo plazo, es decir, mensual o estacional, los valores son propensos a ser bastante buenas representaciones de PET.
Lisímetros
Los Lisímetros son instrumentos diseñados para medir la evapotranspiración real. Evapotranspiración real es mucho más difícil de medir que la evapotranspiración potencial. Durante los meses de verano, cuando la humedad del suelo se haya agotado considerablemente, las velocidades reales de evapotranspiración están muy por debajo de la velocidad potencial. La velocidad real está determinada no sólo por factores climáticos, sino también por la capacidad de la planta para extraer agua del suelo y por la velocidad de movimiento de la humedad del suelo a las raíces de las plantas.
Un lisimetro correctamente construido debe ser representativa del área circundante. La cubierta vegetal, las condiciones de la superficie, la estructura del suelo, la porosidad, la estratificación, y las relaciones de flujo de agua (infiltración, permeabilidad, capilaridad y) deben permanecer como verdadero al prototipo como sea posible (Fig. 3-5). Las condiciones ideales se obtienen raramente, sobre todo cuando la evapotranspiración real es marcadamente inferior a la evapotranspiración potencial.
La duplicación exacta dentro de los tanques del suelo de las condiciones naturales por lo general requiere que el tamaño de un tanque lisímetro sea mayor que la de un evapotranspirometer. Cuanto mayores sean los tanques, menor es la influencia de los efectos de borde y mayor es la probabilidad de que los sistemas de raíces en el tanque se simulan las condiciones naturales. Inevitablemente, el mayor de los tanques, el más pesado que se conviertan, y cuanto más engorroso y difícil que son de manejar. Por ejemplo, el conjunto del peso del lisímetro monolito en Coshocton, Ohio [9], son 2.4 m (8 ft) de profundidad y 3.1 m (10 ft) de diámetro. Otros experimentos Iysimeter han sido reportados en la literatura; véase, por ejemplo, [15].
Fig. 3-5 Un lisímetro de campo (Servicio de Investigación Agrícola). |
3.4 INFILTRACIÓN Y HUMEDAD DEL SUELO
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Las velocidades de infiltración varían mucho, tanto en el tiempo y el espacio. Por lo tanto, se debe tener cuidado para asegurar que una medida o una serie de mediciones son representativos del área en estudio. En la práctica, las velocidades de infiltración son determinados ya sea por el uso de infiltrómetros o por el análisis de los datos de lluvia-escorrentía de las cuencas naturales.
Infiltrómetros
Los infiltrómetros son instrumentos diseñados para medir la velocidad a la cual el agua es absorbida por la superficie del suelo encerrado dentro de un área pequeña, el área claramente definida. Hay dos tipos de infiltrómetros:
-
De Inundación, y
- De riego.
A infiltrómetro de inundaciones consta de dos anillos concéntricos de metal que se insertan a una distancia de 2 a 5 cm en el suelo (Fig. 3-6). La velocidad a la cual el agua se debe aplicar al anillo interior para mantener una carga constante de 0,5 cm se toma como una medida de la velocidad de infiltración. Con el fin de evitar que el agua se extienda lateralmente por debajo de la superficie del suelo, el mismo cabezal de agua se mantiene en el espacio anular entre los anillos.
Fig. 3-6 Un infiltrómetro de inundación |
Hay muchos factores que contribuyen a que la velocidad de infiltración medido con infiltrómetros de inundaciones diferente de la velocidad de infiltración real. Por un lado, la inserción de los anillos perturba el suelo inmediatamente alrededor de ellos, lo que lleva a un aumento en la velocidad de infiltración. Las diferencias en la carga entre los espacios interiores y anulares son también susceptibles de causar divergencia. Por otra parte, la condición de inundación no es representativa de las condiciones reales. Por lo general, todos estos factores se combinan para producir una alta estimación de la velocidad de infiltración de un infiltrómetro de inundaciones. Además, se requiere un gran número de estas pruebas para la evaluación de la variabilidad espacial de la infiltración.
Un infiltrómetro aspersor está diseñado para evitar algunos de los escollos del infiltrómetro de inundaciones. En el infiltrómetro de aspesores, una condición de precipitación simulada se aplica sobre una pequeña parcela mediante el uso de aspersores. Un plano común en uso es el plano F, que es de 1.8 m de ancho y 3.6 m de largo. En el plano F, las gotas grandes se aplican a el plano y sus alrededores a partir de dos filas de boquillas especiales montados a lo largo de cada lado largo del plano. Estas boquillas dirigen su aerosol hacia arriba y ligeramente hacia adentro para cubrir el plano con intensidades de precipitación relativamente uniformes de alrededor de 4.5, 9.0 y 13.5 cm / h, dependiendo de cómo se utilizan muchos conjuntos de boquillas. Las gotas alcanzan una altura de 2 m sobre la superficie del planoo y por lo tanto son capaces de producir erosión y condiciones superficiales parecidas a las de la lluvia natural [17]. La precipitación simulada se continúa durante el tiempo necesario para alcanzar una condición de equilibrio de escorrentía en la salida del plano. La velocidad media de infiltración se calcula como la diferencia entre la velocidad de precipitación constante y la constante (es decir, equilibrio) de velocidad de escurrimiento.
Debido a la variabilidad espacial y temporal de la infiltración, las mediciones de campo pueden proporcionar sólo información cualitativa, más adecuado para los estudios comparativos. Las estimaciones cuantitativas que son representativos de las condiciones reales son más propensos a ser obtenida a partir de los métodos basados en el análisis de lluvia-escorrentía.
Velocidades de Infiltración de Datos de Precipitación-Escorrentía
El uso de los datos de lluvia-escorrentía para determinar las velocidades de infiltración representa una extensión de la técnica del infiltrómetro de aspersor. Para una tormenta con un único pico de escorrentía, el procedimiento se asemeja a la del cálculo de un φ-index (Sección 2.2). El hyetograma de precipitaciones se integra para calcular el volumen total de precipitaciones. Asimismo, el hidrograma de escorrentía se integra para calcular el volumen de escorrentía. El volumen de infiltración se obtiene restando el volumen de la escorrentía del volumen de precipitaciones. La velocidad de infiltración media de la tormenta dada se obtiene dividiendo el volumen de inftltration por la duración de la precipitación.
El procedimiento se puede extender a las tormentas complejas que consisten de varios subtormentas y picos de escorrentía relacionados. En primer lugar, es necesario el uso de la separación del hidrograma o técnicas similares para aislar los distintos sub tormentas y sus correspondientes hidrogramas (Secciones 5.2 y 11.5). Mediante el cálculo de conjuntos de volúmenes de precipitación y la escorrentía para cada subtormenta, una medida de cómo la velocidad de infiltración varía de un substormenta a la siguiente se puede obtener. El procedimiento funciona mejor en los casos donde los hidrogramas se pueden separar fácilmente, en particular para las cuencas de captación de tierras altas. También se recomienda el procedimiento para los casos donde la interceptación y el almacenamiento superficial son insignificantes en comparación con la infiltración. La interceptación puede suponerse que es insignificante para las tormentas altamente intensivos, mientras que el almacenamiento de la superficie es probable que sea pequeña en cuencas con alto relieve. Cuando se usa con prudencia, este tipo de análisis puede proporcionar un medio fiable de determinar las velocidades de infiltración.
Un factor a tener en cuenta cuando se utiliza el análisis de precipitación-escorrentía para determinar las velocidades de infiltración es el efecto del almacenamiento a largo plazo. Para las grandes cuencas, el tiempo transcurrido entre la precipitación y la escorrentía puede ser tan grande que puede ser prácticamente imposible determinar la cantidad de escorrentía producida por una tormenta en un plazo razonable de tiempo. En la práctica, esto limita el análisis de la infiltración en base a datos de precipitación-escorrentía a cuencas con almacenamiento insignificante a largo plazo.
Las Mediciones de la Humedad del Suelo
Dos niveles de humedad del suelo se utilizan en la hidrología de ingeniería:
- Capacidad de campo, y
- Punto de marchitamiento permanente.
La capacidad de campo es la máxima cantidad de humedad que la estructura del suelo puede retener contra la fuerza de gravedad. Se caracteriza el nivel superior de la humedad por encima del cual la infiltración adicional tenderá a pasar con bastante rapidez a través del suelo. El punto de marchitez permanente es el contenido de humedad del suelo en el que la marchitez permanente de las plantas comienza a ocurrir.
La humedad del suelo se puede medir directamente o indirectamente. La medición directa implica la determinación de la pérdida de peso a partir de varias muestras de campo secadas al horno. Cada muestra se pesa antes y después de ser secado a una temperatura de 105°C. El contenido de humedad es la relación del peso de la pérdida de agua al peso del suelo seco, como un porcentaje. Estas medidas, sin embargo, son mucho tiempo y no proporcionan un registro del cambio continuo de la humedad del suelo con el tiempo.
Las mediciones indirectas de la humedad del suelo implican el uso de tensiómetros para medir la fuerza de succión con la que el agua se mantiene en suelo húmedo. El instrumento consiste en un tubo lleno de agua, con una taza porosa en la parte inferior y un tapón en la parte superior. El tubo está conectado a un manómetro de mercurio o galga de vacío. Cuando se introduce el tubo en el suelo, el agua se mueve a través de la taza porosa para el suelo circundante, causando una caída de presión para registrar en el manómetro. El secador del suelo, mayor será la cantidad de agua que sale del tubo y, en consecuencia, mayor es la disminución de la presión. Las pruebas del tensiómetro se pueden realizar in situ, pero su aplicación se restringe dentro de un rango limitado de la humedad del suelo [18, 19].
La sonda de neutrones es un dispositivo utilizado para la medición indirecta de contenido de humedad del suelo en el campo [12, 24]. El método se basa en el hecho de que los neutrones rápidos se encuentran dispersos y ralentizaron cuando chocan con los protones de los átomos de hidrógeno. La sonda consta de una fuente de neutrones rápidos y un contador de neutrones lentos, que registra una alta cuenta cuando la humedad del suelo es alto y un bajo conteo cuando la humedad del suelo es bajo. Una curva de calibración se refiere el recuento de neutrones al contenido de humedad del suelo. Una clara ventaja de la sonda de neutrones es la velocidad de la medición; Sin embargo, una desventaja es que con la sonda de neutrones puede ser difícil de determinar cambios en la humedad del suelo con la profundidad.
El método de balance de agua es otra forma indirecta de determinar la humedad del suelo. El método se basa en la suposición de que la humedad del suelo se puede representar como la diferencia entre la precipitación (entrada) y la evapotranspiración (salida). Por lo tanto, el contenido de humedad se puede evaluar directamente de los datos de precipitación y evapotranspiración fácilmente disponibles. Cuando la lluvia excede evapotranspiración, los aumentos de humedad del suelo; a la inversa, cuando la evapotranspiración supera la precipitación, la humedad del suelo disminuye. El balance de agua, sin embargo, debe incluir el cambio en la evapotranspiración con la disponibilidad de humedad. Cuando la humedad del suelo es alta, la evapotranspiración puede tener lugar en la velocidad potencial; cuando la humedad del suelo es baja, la velocidad de evapotranspiración real es mucho menor que la velocidad potencial. Por lo tanto, para utilizar este método, es necesario relacionar la evapotranspiración real de humedad del suelo. Cuando se dispone de datos suficientes, este método puede proporcionar resultados útiles y precisas [26, 27].
3.5 ESCORRENTÍA
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La descarga en un lugar determinado a lo largo de una corriente puede ser evaluada de dos maneras: (1) o bien mediante la medición de la etapa y el uso de una velocidad conocida para obtener la descarga de la misma, o (2) midiendo directamente el área de flujo de la sección transversal y velocidad media de la corriente. El punto a lo largo del arroyo, donde se realizan las mediciones se llama el sitio de aforo o la estación de aforo. La medición de la descarga y la etapa se conoce como corriente de aforo.
El desarrollo de una buena curva de velocidad es crucial para la determinación precisa de la descarga de la etapa (Fig. 3-7). La calidad de la velocidad se evalúa en términos de su estabilidad y permanencia. Una velocidad estable permanece constante en el tiempo, es decir, los efectos de la falta de uniformidad de flujo, inestabilidad, o la erosión y la sedimentación son insignificantes. Una velocidad permanente es uno que no es probable que sea perturbado por las actividades humanas.
Fig. 3-7 Curva de gasto del río Misisipi cerca de Anoka, Minesota (National Weather Service). |
Un sitio de aforo debe estar ubicado en un punto a lo largo del arroyo donde hay una alta correlación entre el escenario y la descarga. Dicho en otros términos, la velocidad de nivel-descarga debe estar cerca de ser de un solo valor, es decir, con una correspondencia de uno a uno entre el escenario y la descarga. De cualquier sección o de control de canal es necesario que la velocidad sea de un solo valor.
Una rápida o caída localizada inmediatamente aguas abajo de un sitio de aforo obliga el flujo crítico a través de él, proporcionando un control de sección. En ausencia de un control de sección natural, un control artificial, por ejemplo, una presa de hormigón, se pueden construir para forzar la velocidad para convertirse en un solo valor. Este tipo de control es muy estable bajo condiciones de flujo bajas y medias.
Un canal descendente de largo de forma relativamente uniforme en sección transversal, pendiente constante, y la fricción con el fondo proporciona un control de canal. Sin embargo, un sitio de aforo depende del control del canal requiere recalibración periódica para comprobar su estabilidad. Para mejorar el control del canal, el sitio de aforo debe ubicarse lejos de los efectos de remanso aguas abajo causados por embalses, grandes confluencias de los ríos, o las mareas.
Las Mediciones de la Etapa
Medidores Manuales. El tipo más simple de medidor manual es el medidor personal vertical. Esta es una lectura de la escala a centímetros (o décimas de un pie), que está unido verticalmente para una característica fija tal como un muelle de puente o una pila (Fig. 3-8). La escala debe ser colocado de manera que todos los posibles niveles de agua se pueden leer con rapidez y precisión. Cuando esto no es factible, varios medidores personales seccionales se colocan de tal manera que uno de ellos es siempre accesible para la medición (Fig. 3-9).
Fig. 3-8 Un medidor personal (Massachusetts Department of Fish and Game). |
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Otro tipo de medidor manual es el medidor de alambre. Los medidores de alambre consisten en un carrete que sostiene una longitud de cable de luz con un peso fijado al extremo del cable. El carrete está montado en una posición fija por ejemplo, en un lapso de puente y el nivel del agua se mide por desenrollar el cable hasta que el peso toca la superficie del agua. Cada revolución de la bobina se desenrolla una longitud específica del cable, lo que permite el cálculo de la distancia a la superficie del agua.
Los medidores manuales se utilizan donde las etapas no varían mucho de una medición a otra. Ellos no son prácticos en pequeños o llamativos arroyos, donde se pueden producir cambios sustanciales en la etapa entre lecturas.
Medidores de Grabación. Un medidor de grabación mide las etapas de forma continua y los registra en un gráfico de tira. El mecanismo de un medidor de grabación es por lo general ya sea accionado por flotador o accionado por presión. En el grabador de flotador accionado, una pluma de grabación el nivel del agua en un gráfico de cinta es accionada por un flotador en la superficie del agua. La grabadora y el flotador se encuentran en un recinto adecuado en la parte superior de un pozo de amortiguación conectados al arroyo por dos tubos de admisión (los dos tubos se utilizan en caso de que uno de ellos se convierte en obstruido). El pozo de amortiguación protege el flotador de los escombros y el hielo y amortigua el efecto de la acción de las olas. Este tipo de medidor se utiliza comúnmente para la medición continua de los niveles de agua en los ríos y lagos.
El registrador de presión accionado elimina la necesidad de un pozo de amortiguación. El elemento sensor de la grabadora es un diafragma, que se sumerge en el arroyo. El nivel del agua cambia produce un cambio en la presión sobre el diafragma, que se transmite a la grabadora.Otro tipo de registrador de presión accionada es el medidor de burbuja, desarrollado por el Servicio Geológico de Estados Unidos [3]. El medidor de burbuja consiste en una servomanometro de diseño especial, el sistema de gas de purga, y la grabadora. El nitrógeno alimentado a través de un tubo de burbujas libremente en el arroyo a través de un orificio situado en una ubicación fija por debajo de la superficie del agua. La presión en el tubo, igual a la de la cabeza piezométrica por encima del orificio, se transmite a la servomanometro, que convierte los cambios de presión en el sistema de gas de purga en-movimientos de la pluma en un registrador de banda de papel. De esta manera, se obtiene un registro continuo de etapa.
Medidores Telemétricos. Los medidores con capacidades de transmisión de datos automática se llaman medidores de auto-informes, o sensores de etapa. Estos instrumentos utilizan telémetros para transmitir las mediciones de la etapa en tiempo real, desde una ubicación de medición-arroyo a un sitio central. Este tipo de medidor es ideal para aplicaciones en las que la velocidad de procesamiento es de suma importancia, por ejemplo, para la hidrología operativa o la predicción de inundaciones en tiempo real.
Los medidores de auto-informes son de tipo flotante accionada o accionado por presión. El tipo de flotador accionada se utiliza en arroyos e instalaciones en lagos en un pilar de concreto (por ejemplo, un muelle puente) ya está en su lugar y donde la carga de sedimentos es mínimo. Una estación típica consiste en una sección superior, que alberga un sensor transmisor y tipo flotador de nivel de agua, un tubo tranquilizador con soporte de montaje de la antena, cable de la antena, y los conectores.
Los sensores de nivel de agua de tipo burbuja se utilizan en aplicaciones en las que un pozo de amortiguación es o bien poco práctico o demasiado caro y donde la corriente lleva una carga de sedimento pesado. En una instalación típica, el orificio burbujeador está anclado en el lecho de la corriente, y un tubo de plástico se conecta este orificio a un suministro de aire seco o nitrógeno seco y a un conjunto de medición de manómetro de fluido. Los cambios en el nivel del río causan cambios en la cabeza piezométrica en el orificio de burbujeo. Estos cambios en la presión son registrados por el conjunto de manómetro. Los datos se transmiten automáticamente a una estación central para su posterior procesamiento.
Otros sensores de etapa de auto-informes utilizan un transductor de presión de estado sólido para detectar cambios de presión. Se utilizan para la medición de las etapas de los ríos, donde la instalación de un tubo vertical y tubo tranquilizador no es factible y que no se requiere un dispositivo de alta sensibilidad. Este tipo de sensor continúa para proporcionar lecturas incluso si una pequeña cantidad de sedimento se acumula alrededor del orificio.
Mediciones de Descarga
Una medición de descarga en una sección transversal de corriente requiere la determinación del área de flujo y velocidad media para una etapa determinada. La sección transversal debe ser perpendicular al flujo, y la velocidad media debe basarse en un número suficiente de mediciones de velocidad a través de la sección.
En un procedimiento típico de medidores-corriente, cada uno de varios sondeos de profundidad, por lo general 20 a 30, define la posición de una vertical (Fig. 3-10). Cada sondeo de profundidad está asociada con una sección parcial de la corriente. Una sección parcial es un rectángulo de profundidad igual a la sonda y de anchura igual a la mitad de la diferencia de las distancias a las verticales adyacentes. En cada vertical, se hacen las siguientes observaciones:
- La profundidad de flujo, y
- La velocidad medida por un medidor de corriente en uno o dos puntos a lo largo de la vertical.
Fig. 3-10 El procedimiento de mediciones de aforo. |
En el método de dos puntos, el medidor de corriente se sitúa en 0.2 y 0.8 de la profundidad de flujo. En el método de un solo punto, el medidor de corriente se sitúa en 0.6 de la profundidad de flujo, medida desde la superficie del agua. El promedio de las velocidades en 0.2 y 0.8 de profundidad o la velocidad individual en 0.6 de profundidad se toma como la velocidad media en la vertical. Cuando una medición de dos puntos es poco práctico (por ejemplo, en corrientes muy poco profundas), se recomienda el método de un solo punto.
Para cada sección parcial, la descarga se calcula como:
| q = v a | (3-3) |
en el que q = descarga, v = velocidad media, y a = área de flujo. La descarga de corriente total de Q es la suma de las descargas de cada sección parcial.
Correntómetros. Los correntómetros miden la velocidad del flujo, contando el número de revoluciones por segundo de la disposición del medidor. La rotación puede ser alrededor de un eje vertical, que conduce a la taza de metro, o alrededor de un eje horizontal, que conduce al metro hélice.
Los medidores de copa son ampliamente utilizados en los Estados Unidos. El tipo más común de medidor de copa es el medidor de corriente Price, que tiene seis copas montadas en un eje vertical (Fig. 3-11). La velocidad de flujo es proporcional a la velocidad angular del rotor del medidor La velocidad de flujo se determina contando el número de revoluciones por segundo del rotor y consultar la tabla de calibración del medidor
Fig. 3-11 Medidor de corriente Price. |
La calibración de un medidor de corriente se realiza en una estación de velocidad, que tiene una cuenca de concretw armado de 20 m de largo, 1.8 m de profundidad, y 1.8 m de ancho. En la parte superior de las paredes laterales verticales de la cuenca y que se extiende a lo largo de toda su longitud son rieles de acero diseñados para transportar un auto de velocidad de accionamiento eléctrico. En general, la cuenca está llena de agua sin gas. Para calibrar el medidor de corriente, que está pegada en el auto calificación y se coloca por debajo de la superficie del agua todavía. El auto calificación se desplaza a velocidad constante a través de la longitud de la cuenca. Las observaciones apareadas de la velocidad del coche frente al número de revoluciones por segundo de la cabeza del rotor del medidor a la calificación expresada como:
| V = K N + C | (3-4) |
en la que V = velocidad de flujo medida por el medidor de corriente; N = número de revoluciones por segundo del conjunto de rotor; y K y C son constantes de calibración [22].
Los medidores de corriente más viejos requieren recalibración periódica con el fin de minimizar los errores en la medición de la velocidad debido al desgaste o daño accidental. Los modelos más recientes, sin embargo, tienen copas hechas de plástico y son tan parecidos que una calificación puede ser utilizado por varios metros.
Los medidores de corriente Price tipo AA y A se utilizan para mediciones de velocidad de dos puntos en los arroyos con profundidades de flujo por encima de 0.75 m y para las mediciones de un punto en arroyos con profundidades que van 0.45-0.75 m. El medidor de corriente enano (o pigmeo) se utiliza para la medición de un punto en arroyos superficiales o canales de flujo de laboratorio con profundidades en el rango de 0.10 a 0.45 m.
Las Mediciones del medidor de corriente. Las técnicas de medición de velocidad de la corriente con un medidor de corriente varía con el tamaño del arroyo. Si la corriente es wadable, el medidor está fijado a una varilla de profundidad graduado. Si la corriente es demasiado profunda para vadear, el medidor está suspendido en un cable y se mantiene en el agua con un peso de resonancia. Los pesos están hechos de diversos tamaños, desde 6.8 kg hasta 135 kg. Las mediciones utilizando la suspensión de cable están hechos de puentes, instalaciones de cables, o barcos (Fig. 3-12). Para los pesos de sondeo más pesados o cuando se utiliza un barco, puede ser necesario un carrete de resonancia.
Fig. 3-12 Estación del aforo del caudal USGS, Campo Creek en Campo Road, Condado de San Diego, California. |
El medidor de corriente se fija a una barra en la parte superior del peso de resonancia. Los sondeos se realizan colocando el medidor en la superficie del agua y bajándola hasta que el peso de resonancia descansa sobre el lecho de un arroyo. Las mediciones de la velocidad se hacen ya sea por los dos puntos o el método de un punto. El tamaño del peso de resonancia es una función de la profundidad y la rapidez de la corriente. Si la velocidad de la corriente es demasiado alta para el peso, este último puede derivar aguas abajo y exagerar en gran medida la profundidad de flujo. En este caso, es necesario reducir la profundidad medida para corregir la deriva aguas abajo [5].
Los métodos químicos para la medición de la velocidad. Varios métodos químicos han sido desarrollados para medir la velocidad de la corriente. Se utilizan normalmente en los casos en los que es poco práctico usar medidores de corriente. Tal es el caso para los flujos superficiales, muy grandes ríos, o flujo de las mareas. Estos métodos se pueden agrupar en
- Trazador, y
- Métodos de dilución.
Un trazador es una sustancia que normalmente no está presente en la corriente y que no es probable que se pierda por reacción química con otras sustancias. Sal, fluoresceína, y los materiales radiactivos se utilizan comúnmente como trazadores. Las pequeñas cantidades de trazador se inyectan en la corriente en una fuente, y el tiempo de viaje para uno o más puntos aguas abajo se controla.
Cuando se utiliza la sal como un trazador, se introduce en varios puntos a través de una sección. Los electrodos están montados en los dos extremos de un tramo uniforme que comienzan a corta distancia aguas abajo de la fuente de sal. Estos electrodos están conectados a un galvanómetro de grabación y se utilizan para controlar el paso de la solución de sal. La velocidad de la corriente es la longitud del tramo dividido por el tiempo que se necesita la mayor parte de la solución de sal para viajar a través del tramo.
Una medición conveniente de la velocidad se puede obtener midiendo el tiempo de los viajes de los flotadores. Un flotador de superficie se desplaza con una velocidad que es aproximadamente 1.2 veces la velocidad media. Los flotadores se extiende muy por debajo de la superficie por lo general viajan con una velocidad cercana a la velocidad media.
En el método de dilución, una solución concentrada de una sustancia se introduce a una velocidad constante en un punto de origen. Más abajo, después de la mezcla completa ha tenido lugar, el flujo se muestrea para determinar la concentración de equilibrio de la mezcla. Un balance de masa del flujo y la sustancia conduce a la siguiente ecuación:
| Cs Qs = Ce ( Q + Qe ) | (3-5) |
en la que Cs = concentración de la solución de sustancia en la fuente; Ce = = concentración de equilibrio de la mezcla en el punto de muestreo; Qs = velocidad de entrada de flujo de la solución de sustancia en la fuente; y Q = descarga de corriente. Despejando Q de la Ec. 3-5 conduce a:
|
Cs Q = ( ___ - 1 ) Qs Ce | (3-6) |
El método de dilución es particularmente útil para flujos muy turbulentos, que pueden proporcionar una mezcla completa dentro de una distancia relativamente corta. También es aplicable cuando la sección transversal es tan áspera que los métodos alternativos son inviables. El método requiere la garantía de la mezcla completa y una determinación precisa de la concentración de equilibrio de la mezcla.
Métodos Físicos para la velocidad de Medición..
Los medidores de flujo ultrasónicos y electromagnéticos son ejemplos de dispositivos físicos para medir la velocidad de flujo. En el método de ultrasonidos, dos pulsos sónicos son emitidos y recibidos, cada uno en orillas opuestas del río. Los instrumentos que no se encuentran directamente uno frente al otro en la orilla sino más bien en una línea diagonal, haciendo un ángulo de 45° con la dirección de flujo (Fig. 3-13). Por lo tanto, uno de los pulsos viaja con la corriente y el otro en contra de ella. La diferencia en el tiempo de viaje entre los dos impulsos está relacionada con la velocidad de flujo longitudinal. El método es aplicable a los grandes ríos cuya medición actual u otras técnicas directas no son factibles. Su precisión se afirma que es dentro de 2 por ciento [10, 20].
Fig. 3-13 Configuración del medidor de flujo ultrasónico (JFE Advantech). |
El medidor de flujo electromagnético se basa en el hecho de que un conductor que se mueve en un campo electromagnético genera una corriente dentro de ella. El flujo del río es un conductor corto a través de la componente vertical del campo magnético de la tierra. La corriente puede ser medida por dos electrodos, que se establecen en ángulos rectos al flujo y las direcciones del campo magnético, respectivamente. Los dispositivos son aplicables a la medición de las velocidades de las mareas, preferentemente en grandes ríos [2].
Determinación indirecta de de descarga pico: Método del Área-Pendiente
Las altas etapas y corrientes rápidas que prevalecen durante las inundaciones se combinan para aumentar el riesgo de accidentes y lesiones (Fig. 3-14). Por lo tanto, generalmente no es posible medir de descarga durante el paso de una inundación. Una estimación del caudal máximo se puede obtener indirectamente por el uso de fórmulas de flujo de canal abierto. Esta es la base del método de la pendiente-área.
Fig. 3-14 El nivel de inundación en el río Chane, Bolivia, el 19 de enero de 1990. |
Para aplicar el método de la pendiente del área para un tramo del río dado, se requieren los siguientes datos:
-
La longitud del tramo,
-
La caída, es decir, el principal cambio en la elevación de la superficie del agua a través del tramo,
-
El área de flujo, perímetro húmedo, y los coeficicientes de carga de velocidad en secciones transversales aguas arriba y aguas abajo, y
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El valor promedio de Manning n para el tramo [6].
Las siguientes pautas se utilizan en la selección de un tramo adecuado:
Las marcas del alto del agua deben ser fácilmente identificables,
-
El tramo debe ser lo suficientemente largo para que la caída se pueda medir con precisión,
La forma de la sección transversal y las dimensiones del canal deberín ser relativamente constantes,
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El tramo debe ser relativamente sencillo, aunque se prefiere un tramo adjudicador sobre un tramo en expansión, y
-
Los puentes, curvas de canales, cascadas y otras características que provocan flujo no uniforme debe ser evitado.
La precisión del método de la pendiente del área mejora a medida que la longitud del tramo aumenta. Un tramo adecuado debe satisfacer uno o más de los siguientes criterios:
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La relación de la longitud del tramo a la profundidad hidráulico debe ser mayor que 75,
-
La caída debe ser mayor que o igual a 0.15 m, y
-
La caída debe ser mayor que cualquiera de las cargas de velocidad calculadas en las secciones transversales de aguas arriba y aguas abajo [8].
El procedimiento consiste de los siguientes pasos:
Calcular la conducción K en secciones aguas arriba y aguas abajo:
1
Ku = ( __ ) Au Ru 2/3
n
(3-7a) 1
Kd = ( __ ) Ad Rd 2/3
n
(3-7b) en el que K = conducción; A = área de flujo; R = radio hidráulico; n = coeficiente de Manning del tramo; y u y d denotan aguas arriba y aguas abajo, respectivamente (Ec. 3.7 se da en unidades del SI).
-
Calcular la conducción del tramo, igual a la media geométrica de la conducción aguas arriba y aguas abajo:
K = ( Ku Kd )1/2 (3-8) en el que K = conducción del tramo.
-
Calcular la primera aproximación a la pendiente de energía:
F
S = ___
L
(3-9) en la que S = primera aproximación a la pendiente de la energía; F = caída; y L = longitud del tramo.
-
Calcular la primera aproximación a la descarga pico:
Qi = K S 1/2 (3-10) en el que Qi = primera aproximación a la descarga pico.
-
Calcular las cargas de velocidad [6]:
αu ( Qi /Au ) 2
hvu = ______________
2g
(3-11a) αd ( Qi /Ad ) 2
hvd = ______________
2g
(3-11b) en el que hvu and hvd son las cargas de velocidad en las secciones aguas arriba y aguas abajo, respectivamente; y g = aceleración de la gravedad.
-
Calcular un valor actualizado de la pendiente de energía:
F + k ( hvu - hvd )
Si = ___________________
L
(3-12) en el que Si = valor actualizado de la pendiente de energía, y k = coeficiente de la pérdida . Para la ampliación de flujo, es decir,
Ad > Au, k = 0.5; para el flujo de contratación , es decir,Au > Ad, k = 1. -
Calcula un valor actualizado de la descarga pico;
Qi = K S 1/2 (3-13) -
Vuelva al paso 5 y repita los pasos 5 a 7. En el paso 5, utilice el valor actualizado de descarga máxima obtenida en el paso anterior 7. En el paso 6, utilice los valores actualizados de las caegas de velocidad obtenidos en el paso 5. En el paso 7, utilizar el valor actualizado de la pendiente de energía obtenida en el paso 6. El procedimiento se termina cuando la diferencia entre dos valores sucesivos de descarga máxima obtenida en el paso 7 es insignificante. En la práctica, esto se logra generalmente de tres a cinco iteraciones.
Ejemplo 3-1.
Utilice el método de la pendiente del área para calcular la descarga máxima de los datos siguientes: longitud del tramo = 500 m;
El radio hidráulico y de conducción en la sección de aguas arriba son
Ru =
2.625 m y Ku = 49,952 m3/s, respectivamente.
Los radios hidráulicos y de conducción en la sección aguas abajo son
Rd = 2.667 m
y
CÁLCULO EN LÍNEA. Usando
SLOPEAREA.SDSU.EDU, la respuesta, después de dos iteraciones, es: 1526.9 m3 / s. | ||||||||||||||||||||||||||||||
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PREGUNTAS
PROBLEMAS
BIBLIOGRAFÍA
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