Hidraulica Fluvial

 

RES RESPUE PUEST STAS AS A SISTEMAS FLUVIALES Criterio de Lané

 

CUALITA ATIV TIVA A DE LOS SISTEMAS FLUVIALES RESPUESTA CUALIT

Sistema fluvial

pro roce ceso so ev evol olut utiivo de un amp mpllio grup gr upo o de elem el emen ento tos s (g (geo eoló lógi gico cos, s, hidrológicos, sedimentos, etc.) Todos ellos interaccionan entre si.

En est sta a si sittua uaci ción ón,, cu cual alqu quiier ca cam mbi bio o en lo los s pa pará rám met etro ros s qu que e cond co ndic icio iona nan n el si sist stem ema a fl fluv uvia iall pu pued ede e var aria iarr en di dire recc cció ión n o en velocidad el proceso evolutivo del sistema. Como co Como conse nsecue cuenci ncia a es imp impor ortan tante te con conoce ocerr y predec predecir ir com como o se modifica un sistema fluvial ante una variación de alguno de sus componentes. Por otra parte, en el proceso inicial de diseño de una actuación en el ento en torn rno o fl fluv uvia ial, l, es im impo port rtan ante te co cono noce cerr la in infl flue uenc ncia ia de es esta tas s actuaciones.

 

ANALOGIA DE LA BALANZA DE LANE Lané (1955) para analizar la forma cualitativa Del proceso evolutivo en un río estudi estu dió ó lo los s el elem emen ento tos s y pa pará ráme metr tros os qu que e de defi fine nen n el pr proc oces eso o de er eros osió ión– n– transporte–sedimentación, transporte–sedi mentación, según: a)

Par ará áme metr tro os qu que e def efiine nen n el movi movimi mien ento to de dell ag agu ua: Cau aud dal Q y Pendiente S

b)

Parámetro Paráme tros s que con condic dicion ionan an el el cauda caudall sóli sólido: do: Cau Caudal dal sól sólido ido Qs   y tamaño del sedimento D

Existe un proceso de equilibrio entre Q y S con Qs y D

 

METODOS DE PREDICCION DE RESPUESTA Simons y otro autores (1975) hicieron similares estudios a la balanza de Lané. De todos estos trabajos se deduce que es posible predecir el comportamiento de un río ante un determinando cambio aplicando unos conceptos cualitativos cuyo planteamiento inicial es simple. Se puede comenzar por establecer una relación entre las magnitudes que intervienen en el fenómeno adoptando la nomenclatura:

y

= ti tira rant nte, e, ca cala lado do

b

= ancho

Q

= ca caud udal al li liqu quid ido o

Qs   = caudal sólido s S

= Sin inu uosi sida dad d = pe pend ndie ient nte e de dell ca cauc uce e

D50   = diámetro representativo representativo del sedimento.

 

Tambien se puede enunciar en una primera aproximación que :

. El caudal liquido es directamente proporcional al anche del cauce . El tirante es directamente proporcional al caudal liquido . La pendiente es directamente proporcional proporcional al caudal sólido. . El tirante es directamente proporcional a la pendiente y caudal sólido. . El caudal sólido es directamente proporcional al ancho . El caudal sólido es directamente proporcional cortante de fondo . Al caudal sólido es inversamente inversamente proporcional al tamaño del sedimento. sedimento. Las re Las rela laci cion ones es an ante teri rior ores es pe perm rmit iten en an anal aliz izar ar de fo form rma a el elem emen enta tall el comportamiento de un sistema fluvial ante una determinada variación, pero esas relaciones se pueden unificar con la formula propuesta por Simons (1975)

 

En la que: • Qs   = caudal sólido • τ= Cortante en el contorno o

• • • •

V = vel veloci ocidad dad med media ia b = anc nch ho Cf    = concentración de material fino en suspensión D50  = diámetro del 50% de material.

tien enee la ex expr pres esió ión: n: Pero τo ti

τo

= γSR

 

Por lo que:

Q s 

  SR  DbVC f   50

Siendo R el radio hidráulico Siendo hidráulico.. Si el cauce es suficienteme suficientemente nte anchi y se supone rectangular, se tiene: by

 R 

 

b  2 y

Con lo que:

  y

 

APLICACIÓN DEL ANÁLISIS CUALITATIVO La formula: Unida a los gráficos y formulas que relacionan la sinuosidad y el caudal permiten predecir de forma cualitativa el comportamiento del río, por ejemplo: a)

Influenci Infl uencia a de la const construcci rucción ón de una presa en el régim régimen en de un río Partiendo de un régimen de equilibrio de un río, si en el se sitúa una presa, pre sa, pod podemo emos s est estudi udiar ar su com compor portam tamien iento to agu aguas as arr arriba iba de la presa como aguas abajo.

 

Partiendo endo de la situación situación de equilibrio equilibrio tendremos tendremos para la sección (1) alejada alejada Parti de la presa:

En la zona (2) aguas arriba próxima a la presa la capacidad de arrastre disminuye por perdida de velocidad, con lo que Qs d  dismi isminuye, nuye, como D50   será sensiblemente igual y el caudal Q permanece constante, deberá disminuir S, o lo que es igual , aparece sedimentación, ya que:

En las zonas de aguas abajo (3), como Q s es muy bajo y D50 y Q se mantienen constante, deberá disminuir la pendiente S, lo que es lo mismo, erosionar  aguas debajo de la presa para mantener la relación:

 

b)

Influe Infl uenc ncia ia en un rí río o de de gra gran n cau cauda dall de de un un afl aflue uent nte e con con po poco co ca caud udal al liquido y gran caudal caudal sólido

Aguas abajo del punto A; punto de incorporación del afluente , se  produce un aumento del caudal sólido Qs   y com omo o D50   y Q no varía varían n deberá aumentar S, es decir:

Esto es posible si se produce sedimentación a partir del punto A y como consecuencia la pendiente.

 

 Aguas arriba el punto el equilibrio es análoga al anterior; por lo cual tendera a un cauce paralelo al primitivo pero elevado en la cantidad sedimentada en la sección A – A’. Esta elevación puede dar lugar a inundación aguas arriba del punto A. c) Un trasvase En este caso Qs y D50   se mantienen constante y aumentara S y disminuirá Q. en este caso presenta fenómenos de sedimentación Q  S   Q s D50

 

d)

Influenc Influ encia ia en los afl afluen uentes tes de un una a var variac iació ión n del cal calado ado (ti (tiran rante) te) de dell río principal En el caso que el calado medio disminuya, por ejemplo debido a una canalización del río, como consecuencia de esta disminución del calado la pend pe ndie ient nte e S au aume ment nta a en el af aflu luen ente te.. Si su supo pone nemo mos s qu que e D50   y Q constante, tenemos:

Si el nivel sube entonces se produce sedimentación

 

IMPORTANCIA IMPORT ANCIA,, ORIGEN Y PROPIEDADES DE LOS SEDIMENTOS Hidráulica Fluvial

 

La importancia de los sedimentos: La realidad en el Perú El Niño Costero: imágenes satelitales muestran en detalle las inundaciones en el norte de Perú

• Se Segú gún n in inffor orma maci ción ón de dell CO COE EN, de desd sde e di dici ciem embr bre e de dell 201 016 6 has astta el ma mart rtes es 18 de abril, la Libertad ti tie ene 367 kilómetros de carreteras destr tru uidas y 140 14 04 hec ecttár área eass de cul ulttiv ivo os pe perrdi did dos os;; La Lam mbayequ que e tie iene ne 98 ki killóm óme etr tros os de carreteras destruidas y 276 hectáreas de cultivos perdidos; Piura tiene 132 kilómetros de carreteras destruidas y 7354 hectáreas de cultivos perdidos; y Tumbes tiene ocho kilómetros de carreteras dest de stru ruid idas as y 16 1628 28 he hect ctár área eass de cu cult ltiv ivos os pe perd rdid idos os..

 

Rio Tumbes

 

Rio Tumbes

 

Rio Jequetepeque

 

Rio Jequetepeque

 

Rio La Leche

 

Río Piura

 

Cuanto fue la cantidad de sedimentos que aportó el río hacia la planicie de inundación

Importancia: a) b) c) d)

para par a diseñar diseñar algun algunas as estru estructur cturas as hidrá hidráulic ulicas, as, como como desa desaren renador adores, es, filtros, protección de ribera, etc. para dis dise eña ñarr can cana ale les. s. para pa ra ca calcu lcular lar el tr trans anspor porte te de sed sedime iment ntos os para pa ra es estim timar ar el vo volu lumen men mue muert rto o de una pre presa. sa.

 

Los sedimentos visto desde: • Contexto geomorfológico y composición del sólido • Carga sólida y mecanismos de transporte

 

Contexto geomorfológico y composición del sólido • La ma may yor par artte de lo loss sedi dime men ntos

• La erosión, el transporte y la

vienen de la transformación de rocas; la geología de la cuenca determina el tipo de mineral traí tr aído do po porr lo loss rí ríos os..

sedimentación de las partículas sóli só lida dass de depe pend nden en de va vari rios os fac acto torres es:: su di dime mens nsió ión, n, su de dens nsiida dad, d, su for orma ma

las cuencas altas, la transformación de las rocas pro pr odu duce ce gene nerralme men nte ma matteria iall de gr gran an tamañ año o, au aun nqu que e esa reg egla la tiene bas bastan tante te ex excepc cepcione iones. s.

comp osic ició mine gica ca otrreol • La facco tormpos imión pnormi tanera nteraló , lógi enes ot

• A parte de los minerales, restos

coloides). • Existe una clasificación estándar parra el ta pa tama maño ño de la lass pa part rtíc ícul ulas as..

• En

veg eget etal ales es fo form rma an par arte te de dell só sóli lido do traí tr aído do po porr la lass ag agua uass

comportamiento de los sólidos en con co ntac actto con su subs bsta tanc nciias di disu suel elttas as;; e.g., el fenómeno de floculación de los más finos (alumino-silicatos y

• De Deba bajjo de ci cie ert rto o tam ama año interv rvie iene ne la coh cohes esión ión

 

Clasificación estándar de los sedimentos

 

Carga sólida y mecanismos de transporte • La norma ISO presenta una clasificación de cargas y de modos de transporte del sedimento.

• Estudios muestran que esta clasificación no se aplica a todos los ríos, tal como en ríos arenosos

 

Carga sólida y mecanismos de transporte • La mayoría de las teorías consideran de forma simplista que la composición del material material sólido transportado por los ríos es sencilla, y no toman en cuenta la distribución de la granulometría, tampoco la variabilidad de la densidad o de la composición mineralógica. • composición mineralógica.

• Las teorías reducen la complejidad de los procesos para poder utilizar fórmulas y modelos simples.

• Faltan suficientes pruebas de campo para averiguar las teorías.

 

Se recomienda, antes de empezar con estudios y modelos, organizar investigación aplicada sobre los procesos

Modelosfísicos Datoss de buena calidad Dato

Resultados de buena calidad Modelonúmericos

Modelos físicos Datos de pobre calidad

Resultados de baja calidad calidad Modelos numéricos

 

Inicio de movimiento de las partículas

• El transporte del sedimento se inicia bajo ciertas condiciones del flujo, pero el mecanismo exacto se desconoce todavía.

• El proceso del transporte sólido es en esencia estocástico, pero usualmente tratado como determinístico. •Investigadores intentaron de relacionar el inicio del movimiento de las partículas con algunas variables hidráulicas, tales como la velocidad o la fuerza de arrastre.

• La turbulencia es un factor mal conocido

 

Medición de sedimentos

Tipos de datos de sedimentos Equipos de medición. Campaña de medición. Laboratorio de sedimentos

 

Tipos de datos de Tipos de datos d atos de sedimentos • Dato hidrológico • Dato técnico

Dato de sedimento En suspensión

Aplicación Aprovechamientos hidráulicos y estabilidad de cauces Estudios de balance de carg carga a de

En suspensión y de arrastre de fondo sedimentos Estudios de morfología y ubicación En suspension y de arrastre de fondo de obras fluviales En suspensión y muestreo del material de fondo Estudios ambientales

 

Equipos de medición

• Transporte en suspensión • Arrastre de fondo • Muestrea Muestreadores dores de material material de fondo.

 

Equipos de medición

 

Equipo de medición

 

Laboratorioss de sedimentos Laboratorio sed imentos

• Laboratorios para determinar carga de lavado Concentración Calidad del agua No distribución de tamaños

• Determinación de distribución granulométrica de muestra débiles

• Obtención de distribución Granulométrica por medio de tamices

 

PROPIEDADES S FISICAS DE LOS SEDIMENTOS SE DIMENTOS PROPIEDADE

Los ríos transportan transporta n cantidades significativas tivas de material sólido; así como, degradan las paredes del cauce ysignifica el fondo. El sedimento o material sólido presentan diferentes tamaños y propiedades, generalmente se estudian muestras de sedimentos para estimar est imar una car caracte acterís rística tica rep repres resent entati ativa. va.

Loss se Lo sedi dime ment nto o pue uede den n se serr : . Coh Cohesi esivo vos: s: ar arci cilla lla . No co cohe hesi sivo vos: s: ar aren ena, a, li limo mo,, fel elde desp spat ato o, cu cuar arzo zo,, et etc. c. Hidrá Hid rául ulica ica Flu Fluvia viall sol solo o est estudi udio o sed sedime iment ntos os no co cohes hesiv ivos. os.

 

PROPIEDADES: • Los sedimentos pueden estudiarse individual o en grupos. Dada la diverrsi dive sida dad d de dell ta tama maño ño de dell se sedi dime ment nto, o, res esul ulta ta re repr pres esen enta tati tiv vo el es estu tudi dio o esta es tadí díst stic ico o de un gr grup upo o de pa part rtíc ícul ulas as de se sedi dime men nto tos. s.

• La Lass pr prop opie ieda dade dess ma mass im impo port rtan ante tess so son: n: 2.1 2. 1 pr prop opied iedad ades es de lo loss se sedi dimen mento toss co como mo pa part rtícu ícula la ind indiv ivid idua uall Tam amañ año o de la pa part rtíc ícul ula a Carac Car actter eriz iza a al di diám ámet etrro de dell se sedi dime ment nto o, en entr tre e lo loss ma mass re repr pres esen enta tati tiv vos tenemos: diámetro de tamiz: es la longitud de un lado de una malla cuadrada a tra tr avés po porr la cua uall pa pasa sa una pa part rtíc ícul ula a. diámetro nominal: es el diámetro de una esfera de una masa y volu vo lume men n eq equi uiva vale lent nte e de la pa part rtíc ícul ula a só sóli lida da.. diámetro de sedimentación: es el diámetro de una esfera con igual dens de nsid idad y bos vel eloc idad sedi dime ment ació ión n. de un una a pa part rtíc ícul ula a de se sedi dime ment nto o, cu cuan ando doad ambo am socid cae ca ead n ade unse mism mi smo ontac flui fl uido do.

 

tiv vos: se obtiene de una muestra de sedimentos, Diámetros representati medi me dian ante te el an anál álisi isiss gr gran anul ulom omét étri rica ca.. Par ara a ob obte tene nerr la cu curv rva a gr gran anul ulom omét étri rica ca,, la muestra de sedimentos seco se pasa para una serie de mallas de dife di fere rent ntes es ser series ies,, lla llamad madas as ta tami mices ces.. TAMIZ N°

No cohesivos

Cohesivos

 ABERTURA DE MALLA (mm) 4

4.75

10

2

40

0.42

60

0.25

80

0.18

100

0.15

120

0.125

140

0.106

200

0.075

230

0.063

370

0.053

325

0.045

400

0.038

 

Forma de la partícula Lse adfim orm atac deión la. p tíccio uolana elmen s iente mp tan tempaorde quelacpa onrtíc dícul icula ion ve lnía ocaidpo adr dsu e sed imen ent ació n Traardi dici nalm teorla for orm part a asesude defi finí por esfe es feri rici cida dad d y su red edon onde dez. z. La esfericidad es la relación entre la superficie de una esfera de la misma densidad y volumen que la partícula y la superfi ficcie de la propia partícula. La esfe es feri rici cida dad d ti tien ene e co como mo li limi mite te su supe peri rior or la un unid idad ad.. La redondez es la relación entre el valor medio de irregularidad de la superficie (entrantes y salientes) de la partícula y el radio máximo de la esfe es ferra qu que e pu pued ede e in insc scri ribi birs rse e en el ella la.. El facto torr de for orm ma (Sp) de Corey es el mas utilizado para medir la forma de las part pa rtíc ícul ulas as,, se de defi fine ne co como mo la re rela laci ción ón::

c S  p 

ab  1

a   b  c

 

Siendo   a el eje mayor que pase por el centro de gravedad de la partícula. Si calc ca lcul ulam amos os el ej eje e  a de defi fini nimo moss un pla lano no or orto tog gon onal al a es estte ej eje e y qu que e con ontten eng ga el ce cen ntro de gravedad, la intersección de este plano con la partícula define un contorno cerr ce rrad ado o cuy uyo o ej eje e ma may yor de defi fini nirrem emos os com omo o   b y definimos como eje   c el que forme triedr tri edro o ort ortogo ogonal nal al a y  b .

Factor de Corey El ca caso so li limi mite te (u (una na es esffer era) a)   a = b = c = 1 en ento tonc nces es Sp= 1 Loss val Lo alor ores es li limi mittes rea eale less de Sp so son n 0, 0,4 4 y 0,9 ,9,, si sien endo do un va vallor ha hab bit itua uall de 0, 0,7 7

 

Densidad de la partícula La den densid sidad ad de sed sedime imento ntos s es fun funció ción n de su com compos posici ición ón;; gen genera eralme lmente nte éstos ésto s es está tán n for orm mad ado os por cu cua arz rzos os y fe felldes espa pato tos, s, por lo qu que e ti tien enen en habitualmente una densidad del orden de 2,65. En casos particulares, tales como sedimentos provenientes de rocas volcánicas o de elementos metálicos, carbón u otros, la densidad será distinta de la indicada.

Velocidad de sedimentación La ve velo locid cidad ad de se sedi dime ment ntac ació ión n es el pa pará ráme metr tro o ma mas s im impo porta rtant nte e co como mo prop pr opie ieda dad d de dell se sedi dime ment nto o de un una a pa part rtícu ícula la in indi divi vidu dual al,, ya qu que e af afec ecta ta la capacidad de arrastre del río e indirectamente indirectamente condiciona condiciona la forma de lecho. lecho.

La velocidadde deuna sedimentación puede definir como la velocidad de caída ya estabilizada partícula en un fluido. En el momento momento que que una pa partí rtícul cula a que cae dentro dentro de un fluido fluido alc alcan anza za la velocidad de equilibrio se tienen:

Peso sumergido = Fuerza hidrodinámica

 

Peso sumergido (W) = peso de la partícula – empuje hidrostático Peso sumergido =

  V  s   a V  s   s   

Fuerza hidrodinámica (FD) =

  

2

donde

C d  A s 2

  donde

V  s     

2  A s       D s

En condiciones condiciones normales: normales: W > FD Reemplazando y desarrollando se obtiene:

  

 D s 3 6

4  g (     s    a )  D s 3 C  D   a

 

Simplificaciones: Si el régimen es laminar, el coeficiente CD toma el valor : CD = 24/Re Siendo Re el número de Reynolds: Re   =

  D s  

Reemplazado se obtiene:

  

 g (   s    a )

 D s2

18  a Formula de RUBEY: La velocidad de sedimentación se obtiene a través de un coeficiente experimental según:    s    a  D  g      F    a

 s

Siendo F un coeficiente experimental válido para |0°C < t(C°) < 25°C Si Si Ds > 1.0 1.0 mm entonces F = 0,79 Para Ds < 1.0 mm , F se calcula como sigue:  F   2  3

36  2 3

 gD s (   s



     a )

36  2 3

gD s (   s

   a )

 

Coeficiente CD en función de Reynolds

 

Determinación velocidad de sedimentación según SF y T°

 

2.2 propiedades de los sedimentos como conjunto Tamaño de una muestra La granulometría granulometría de una mezcla mezcla de partículas es la clasificación de las partículas que la forman por tamaños Existen varias nomenclaturas para denominar los distintos tamaños e las distribuciones granulométricas, siendo clásica de la ROUSE ( 1950) T IPO GRAVAS

 ARENAS

LIMOS

 ARCILLAS

DIAMETRO (mm)

64 - 32

DENOM IIN NACION

Grava muy gruesa

32 - 16

Grava gruesa

16 - 8

Grava media

8-4

Grava fina

4-2

Grava muy fina

2-1

Arena muy gruesa

1 - 1/2

Arena gruesa

1/2 - 1/4 1/4 - 1/8

Arena media Arena fina

1/8 - 1/16

Arena muy fina

1/16 - 1/32

Limos gruesos

1/32 - 1/64

Limos medios

1/64 - 1/128

Limos finos

1/128 - 1/256

Limos muy finos

1/256 - 1/512

Arcilla gruesa

1/512 - 1/1024 1/1024 - 1/2048

Arcilla media Arcilla finas

1/2048 - 1/4096

Arcilla muy finas

 

Propiedades de la curva granulométrica La curvas granulométricas cumplen en el caso ideal las propiedades de la distribución distribuc ión logarítmico logarítmico – normal, es decir si denominamos denominamos Dg a la media geométrica de tamaños y σg la desviación estándar, se tiene:

 D g     D84.1  D15.9

  g   

 D84.1  D15.9

  g 

 D

 

   84.1 

 D g 

 Dg   D15.9

Coeficiente de Graduación (G) Coeficiente que define la irregularidad de la distribución real frente a la teórica, se estima según la siguiente relación:

G

1  D84.1  D50  (  ) 2  D50  D15.9

 

Curva granulométrica

 

Diámetros representativ representativos os El análisis mecánico de una muestr tra a natural de sedimentos permit ite e separar dicha dich a mu mues estr tra a en di differ eren ente tess tr trac acci cion ones es,, se segú gún n su suss ta tama maño ños. s. El tr tra ata tami mie ento estadí díst stiico de los da dattos bá bási sico coss que so son n la aber erttur ura a de la mall lla a del tamiz y el peso del material retenido en cada malla, permite obtener la tabla ta bla de dis distri tribuc bución ión gr granu anulom lomét étric rica. a. Los diámetros representativos depende del método utilizado, los mas importan impor tantes tes son: D10 Y D60 (diámetro 10 % y 60% de la curv rva a) Son utilizados por Allen Ha Hazzen para definir el coeficiente de uniformidad del sed se dime men nto, estos cor orrresp spo ond nde en al 10% y 60 % de la cur urv va. D35: El diámetro 35 lo utiliza Einstein como tamaño representativo del sedimento de una mezcla de sedimentos. D40: Diámetro 40 es el tamaño utilizado utilizado por Schoklitsh al representar representar la mezcla mezcla de

sedimentos.  

D50: Diám áme etr tro o 50 50,, es asu sum mido por muchos inves esttigadores que este tamañ año o repr pres ese enta la mezzcl me cla a de se sedi dime ment ntos os.. Por ej ejem empl plo o Sh Shie ield ldss us uso o el ta tama maño ño D50 en su an anál ális isis is de in inic iciio de movimi mov imient ento o del sed sedime imento nto.. D65: Diáme Diám etr tro o 65 lo ut util iliz iza a Ei Eins nsttei ein n y St Stri rick ckle lerr com omo o ta tama maño ño rep eprres esen enttati tivo vo de la ru rugo gosi sida dad d del sed sedime imento nto.. D75: Diámet Diám etrro 75 lo ut util iliz iza a La Lané né com omo o di diám ámet etrro ef efec ecti tivo vo de se sedi dime ment nto. o. D84: Diám áme etr tro o 84 lo utilizan Cr Cruc uck ksh sha ank y Maza como tama mañ ño efecti tiv vo de la rugosidad del sedimento. D85: utiliz util izad ado o po porr Si Simo mons ns y Ri Rich char ards dson on,, el ello loss es esta tabl blec ecie ierron pa parra el ca calc lcul ulo o de la res esis iste tenc ncia ia al fluj fl ujo o en ca cana nale less con fo fond ndo o de ar aren ena. a. D90: lo util iliizan Meyer er--Peter –Mulle lerr, como diámetr tro o rep eprresen enttativo de la rugos osiidad del sedimento. D95: lo ut util iliz iza a Ge Gessl ssler er co como mo ta tamañ maño o ef efec ecti tivo vo de dell se sedi dimen mento to..

D16 y D84:  

DIAMETRO MEDIO (Dm )

Es la representación media del tamaño del sedimento para un rango de muestra natural. Se establece: n

 P i Di  Dm 

i 1

100 Donde: Pi representa alguna porción de porcentaje de la muestra total. Di representa los valores valores medios de los tamaños extremos para cada Pi Di generalmente se obtiene mediante la media geométrica.

 Di      Da Db Da , Db son diámetros extremos para cada