LIBRO HIDROLOGÍA

Un iv er sida d Naci ona l de C u yo F a c u lt a d d e In gen ier ía I ng en ie r ía C iv il

Guía de Estudio para las Cátedras:

Ing. Esp. Rubén VILLODAS

TEMA 1.a: 1.a.1. 1.a.2. 1.a.3. 1.a.4.

LA HIDROLOGÍA.................................................................................................................................................. 1-1 DEFINICION ......................................................................................................................................................... 1-1 IMPORTANICA Y AMBITO DE APLICACIÓN ................................................................................................... 1-2 OFERTA Y DISPONIBILIDAD HÍDRICA............................................................................................................ 1-3 POTENCIAL HÍDRICO ......................................................................................................................................... 1-4

TEMA 1.b:

LA INGENIERÍA HIDROLÓGICA......................................................................................................................... 1-4

TEMA 1.c: 1.c.1. 1.c.2. 1.c.3.

EL CICLO HIDROLÓGICO ................................................................................................................................... 1-7 ESTADOS, LOCALIZACIÓN Y MOVIMIENTOS DEL AGUA............................................................................ 1-7 LA ACCIÓN ANTRÓPICA ..................................................................................................................................1-10 CANTIDADES DE AGUA EN EL MUNDO.......................................................................................................1-10

TEMA 1.d:

DESARROLLO HISTÓRICO DE LA HIDROLOGÍA .........................................................................................1-10

Figura 1.

El Ciclo Hidrológico.................................................................................................................................................... 1-8

Figura 2.

Representación Esquemática del Ciclo Hidrológico.............................................................................................. 1-8

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El agua es la sustancia mas abundante en la tierra, el principal constituyente de todos los seres vivos y una fuerza importante que constantemente esta cambiando la superficie terrestre. Es también un factor clave en la climatización de nuestro planeta para la existencia humana y en la influencia en el progreso de la civilización. La hidrología, que cubre todas las fases del agua en la tierra (ciclo hidrológico), es una materia de gran importancia para el ser humano y su ambiente. Aplicaciones prácticas de la hidrología se encuentran en labores tales como: X diseño y operación de obras y/o estructuras hidráulicas (azudes, diques, presas, embalses, desagües, etc.) X diseño de obras viales (alcantarillas, puentes, etc.) X abastecimiento de agua potable, tratamiento y evacuación de aguas residuales X irrigación y drenaje de suelos X generación hidroeléctrica X estudios de disponibilidad hídrica y de sequías (escurrimientos nivales, pluviales, etc.) X manejo integral de crecientes (aluvionales, urbanas, fluviales, etc.) X navegación X erosión y control de sedimentos X estudios de impacto ambiental (control y disminución de la contaminación hídrica, salinidad, metales pesados, uso consuntivo, minería, etc.) X uso recreacional del agua X protección de la vida terrestre y acuática X sistemas de alerta temprana de inundaciones y catástrofes La hidrología puede definirse como la disciplina que trata de las propiedades, existencia, distribución y movimiento del agua sobre y debajo de la superficie de la tierra, sus conocimientos se aplican al uso y control de los recursos hídricos en los continentes del planeta Las aguas oceánicas son del dominio de la oceanografía y de las ciencias marinas. Oscar Edward Meinzer (1876-1948), a quien se conoce como el padre de la geohidrología moderna, definió a la hidrología como la ciencia interesada en la existencia del agua en la tierra, sus reacciones físicas y químicas con el resto de ésta y su relación con la vida sobre la misma. Englobando los conceptos anteriores, el Federal Council of Science and Technology for Scientific Hydrology de los Estados Unidos, expresó:

El agua es un recurso natural renovable, siendo el elemento natural mas utilizado. El estudio aplicado de los recursos hídricos se centra en la determinación de las disponibilidades futuras de agua (oferta de agua) que se tendrán, en una región determinada y en un período dado de tiempo (ámbitos espacial y temporal), para un aprovechamiento de beneficio social, desde los puntos de vista de su Universidad Nacional de Cuyo

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pronóstico, obtención y utilización, atendiendo a los aspectos hidrológicos y ecológicos involucrados, como así también a los condicionantes de tipo técnico/ingenieril, legales y económicos que limiten su uso.

El agua desarrolla funciones básicas en casi todos los ámbitos de la vida, ya sea como alimento, parte constituyente de los organismos, elemento esencial en la fotosíntesis de los vegetales, medio de transporte, vehículo de energía, regulador de la energía en el balance térmico de la tierra y elemento modelador del paisaje. A los fines de prever una disponibilidad estable de agua a la población, industria y actividades agropecuarias, que resulte suficiente para satisfacer sus necesidades, por una parte, y brinde protección frente a los excesos, por otra, las disciplinas que se refieren al estudio del agua deben poder contestar, entre otras, las siguientes preguntas: 1) ¿Cuánta agua será requerida? La pregunta fundamental de la Planificación respecto a la evolución de las demandas futuras de agua para la población, industria, agricultura, ganadería, transporte, generación de energía, esparcimiento y otros usos, en los próximos años y en las próximas décadas, es de difícil respuesta, en virtud de que a los aspectos específicamente físicos que gobiernan la presencia y la circulación del agua en la superficie terrestre, es necesario añadir consideraciones de tipo social y ecológico, que deben ser tenidas en cuenta. 2) ¿De cuánta agua se dispondrá? Dado que la oferta de agua presenta una marcada variación en el tiempo (sucesión de períodos húmedos y secos, por una parte, y de escurrimientos altos y bajos con extremos también muy variables, por otra) y en el espacio (zonas húmedas y zonas áridas), resultan necesarios profundos y variados análisis de tipo hidrológico, para cuantificar esta variabilidad de la oferta en una región determinada, tanto en lo concerniente a las aguas superficiales como a las subterráneas. En tales análisis deben determinarse no sólo los valores medios, sino también los extremos. Mientras que las magnitudes de los caudales de crecida constituyen la base para el diseño de obras de atenuación y protección, los valores medios y los parciales acumulados en largos períodos de tiempo, se constituyen en los parámetros fundamentales para conocer las disponibilidades de agua y estudiar su regulación. Teniendo en cuenta que los escurrimientos futuros de agua no pueden conocerse con seguridad, el empleo de la Teoría de Probabilidades juega un rol muy importante en la hidrología. 3) ¿En qué estado se presentará el agua? El estado natural de los recursos hídricos constituye otro aspecto de fundamental consideración en los estudios que hacen a su aprovechamiento. Este estado natural se ve influenciado en gran medida por las descargas en los cauces de desechos y residuos producto de la actividad humana, que incorporan a las aguas tanto sustancias orgánicas como inorgánicas, como así también por la carga térmica, producto del vuelco de aguas de distinta temperatura. El estado futuro previsible en que se encontrará el agua debe ser evaluado tomando en consideración las urbanizaciones (siempre crecientes), la proyección de la industrialización de la áreas de influencia y los aportes de residuos químicos provenientes de las labores agrícolas. 4) ¿Cómo pueden usarse de la mejor manera los recursos hídricos en beneficio de la sociedad? A fin de adecuar a las demandas una oferta de agua marcadamente variable tanto en el espacio y en el tiempo como en su estado de contaminación y además, por lo general, insuficiente, y paralelamente garantizar su uso para los diversos fines a que se la destina, resulta necesario contar con numerosas instalaciones y obras de ingeniería que hagan posible tal uso, complementando con las medidas operativas que permitan un manejo eficiente de tales instalaciones. Universidad Nacional de Cuyo

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Resulta importante en este último aspecto la realización de balances hídricos y el pronóstico de los procesos hidrológicos. 5) ¿Qué medida deben adoptarse para la protección de los recursos hídricos? Los recursos hídricos, tanto superficiales como subterráneos, deben ser permanente y estrictamente vigilados a los efectos de protegerlos de su degradación, lo que requiere un amplio espectro de medidas de orden jurídico, económico, técnico y pedagógico. 6) ¿Quién puede utilizar el agua? El derecho al uso del agua debe ser cuidadosamente definido y respetado, sobre todo en aquellos ámbitos en que el recurso es escaso o en épocas de reducción de los aportes, quedando este aspecto a cargo de las Legislaciones de Aguas vigentes en cada región. La hidrología presta una notable y decisiva contribución en la respuesta a las preguntas formuladas, en especial en lo atinente al estudio de los recursos útiles disponibles, al análisis de los procesos hidrológicos involucrados y a las mediciones pertinentes, con sus correspondientes registros y evaluación de datos. Los recursos hídricos de una región determinada están constituidos por las disponibilidades y los potenciales naturales de sus aguas superficiales y subterráneas.

Como se considera el agua dulce que, en el área considerada y en un intervalo de tiempo definido, aparece en forma de agua superficial y subterránea como componente del ciclo hidrológico de la atmósfera terrestre. Desde un punto de vista científico cabe distinguir, en relación con la cantidad de agua que brinda la naturaleza en un lugar dado, entre: X

Oferta potencial de agua.... definida por la deferencia entre los valores medios (correspondientes a largos períodos de tiempo) de la precipitación y la evaporación

X

Oferta efectiva de agua ...... que corresponde a la diferencia entre la oferta potencial y los volúmenes de agua que escurren rápidamente durante la crecidas (o eventualmente exceden las capacidades y condiciones de almacenamiento de las cuencas subterráneas).

X

Oferta regulada de agua..... referida al agua disponible tras la materialización de obras y/o la adopción de medidas que propendan a lograr la regulación de los volúmenes naturalmente aportados.

La posibilidad de utilización del agua existente, para una finalidad determinada, resulta de consideraciones ponderadas de tipo hidrológico, ecológico, técnico y económico. Así deben cuantificarse: X

Disponibilidad hidrológica..... que se determina mediante análisis estocásticos de espacio-tiempo aplicados al ciclo hidrológico (incluyendo las pérdidas derivadas de la utilización del agua), considerando la ecuación del balance hídrico para el ámbito dado, en un lapso definido de tiempo. En forma simplificada se la puede consignar como un volumen total o caudal medio del que puede disponerse, con un determinado rango de seguridad y en un intervalo de tiempo dado (por ejemplo, caudal promedio en m3/s, que con una probabilidad del 80%, pueden aportar los recursos hídricos de la región en 30 días). Cabe observar que esta cantidad varía según la ubicación de dicho período en el año calendario y según el grado de probabilidad establecido.

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X

Disponibilidad ecológica ........ queda determinada por la calidad del agua y por el balance entre los efectos que para el ecosistema conlleva la extracción de agua que se efectúa y los beneficios que se derivan de su utilización.

X

Disponibilidad técnica ........... resulta de los trabajos y obras de ingeniería requeridos para la captación, conducción y acondicionamiento de las aguas, en ocasiones limitados o condicionados en cuanto a su posibilidad de construcción por razones topográficas, geotécnicas, de materiales de construcción disponibles, etc. Estas situaciones pueden variar a medida que la ingeniería va desarrollando nuevas tecnologías para superarlas.

X

Disponibilidad económica ..... queda caracterizada por la relación existente entre las inversiones totales que deben efectuarse para la materialización de un aprovechamiento y los beneficios que del mismo se esperan obtener.

Del total de agua que constituye la oferta, la cantidad utilizable no es una fracción cuyo valor sea invariable, sino que puede irse modificando a medida que lo hacen los aspectos hidrológicos, ecológicos, económicos y técnicos involucrados. Así un emprendimiento que en determinado momento no resulta factible o conveniente puede serlo varios años después, o viceversa, si en su momento no se tomó la decisión de ejecutarlo.

Los , por su parte, se refieren a las características propias inherentes a la presencia del recurso, que la naturaleza ofrece como servicios sin costo (la mayoría beneficiosos, si bien en ocasiones perjudiciales), y para cuya explotación se hace necesario, por lo general, la realización de las obra hidráulicas y de infraestructura necesarias. A los potenciales naturales presente en los recursos hídricos corresponden: X

Potencial de autodepuración........ que se produce por medio de reacciones físico-quimicas y biológicas

X

Potencial de sostén biológico ....... por el cual las masas de agua sirven de sustento a diversas formas de vida animal y vegetal

X

Potencial ecológico......................... de las masas de agua como parte integrante de los ecosistemas

X

Potencial de transporte ................ consecuencia de las propiedades físicas del agua relativas a la flotación de los cuerpos

X

Potencial energético ...................... que permite la transformación de energía potencial en cinética y, en función de caudales y desniveles, la generación de energía eléctrica

X

Potencial recreativo ....................... para el ser humano

X

Potencial de las crecidas............... generalmente de consecuencias perjudiciales para las áreas inundables

Dentro de la amplitud de los conceptos analizados en el apartado anterior, la se refiere a todos aquellos aspectos que atañen al diseño, dimensionado y operación de proyectos y obras de ingeniería destinados al uso y control del agua. Los límites entre la hidrología y otras ciencias de la tierra, tales como la meteorología, climatología oceanografía, geología, etc., son confusos, y no tiene objeto práctico el intentar definirlos rígidamente. De la misma forma, la distinción entre la ingeniería hidrológica y otras ramas de la hidrología aplicada es igualmente vaga, habiendo aportado muchos de estos últimos conceptos básicos que ahora se hallan definitivamente incorporados a aquella. La hidrología es utilizada en ingeniería principalmente en relación con el diseño y funcionamiento de estructuras y obras hidráulicas. Su objeto es el de dar respuesta adecuada al ingeniero cuando se encuentra Universidad Nacional de Cuyo

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ante la problemática de contar con los datos básicos que le permitan dimensionar adecuadamente tanto las obras en su conjunto como sus diversos componentes. Las siguientes preguntas, son preguntas típicas que se espera deben ser respondidas por, o con ayuda de, un hidrólogo: ¿Qué caudales máximos pueden esperarse en el vertedero de una presa, en un colector de evacuación de crecidas o en la alcantarilla de una carretera? ¿Qué capacidad se requiere dar a un embalse para asegurar un suministro adecuado de agua para irrigación y otros usos, teniendo en cuenta las características propias del régimen hídrico del cauce, incluyendo sus períodos de sequías? ¿Qué efecto producen los embalses, las defensas de márgenes y otras obras de atenuación sobre las crecidas que se originan en os ríos donde las mismas se ubican? De los conceptos anteriores se inducen las dificultades que se presentan al pretender dar respuesta adecuada a interrogantes como los planteados, en lo cual serán determinantes la notoria heterogeneidad que presenta la distribución de los recursos hídricos sobre la superficie terrestre, por una parte, y la variabilidad de los aportes en el tiempo que se observa en un mismo lugar, por otra. En virtud de ello, la hidrología debe versar sobre distintos tópicos, los que en su forma más amplia pueden abarcar: −

la recolección de datos

−

los métodos de análisis de los mismos

Disponer de datos básicos adecuados es esencial en todas las ciencias y la hidrología no constituye una excepción. De hecho, las características complejas de los procesos naturales que tienen relación con los fenómenos hídricos hacen difícil el tratamiento de muchos de los procesos hidrológicos mediante un razonamiento deductivo riguroso. No siempre es posible partir de una ley básica y determinar, con base en la misma, el resultado hidrológico que se requiere. En su lugar, es necesario partir de un conjunto de hechos observados, analizarlos, y con este análisis establecer las normas sistemáticas que gobiernan tales hechos. Así, el hidrólogo se encuentra en una difícil posición cuando no cuenta con los datos históricos adecuados para el área particular del problema. Resulta fundamental, al respecto, conocer la forma en que estos datos son recolectados y publicados, las limitaciones de precisión que ellos puedan tener y los métodos propios para su interpretación y ajuste. Los problemas típicos de hidrología implican cálculos de valores extremos que no se hallan presentes en una muestra de datos de corta duración, características hidrológicas en lugares en donde no se ha llevado a cabo recolección de información (lugares que son mucho más numerosos que aquellos de donde se dispones de datos), o cálculos de la acción humana sobre las características hidrológicas de un área. Generalmente cada problema hidrológico es único, en cuanto trata con un conjunto diferente de condiciones físicas dentro de una cuenca hidrográfica específica. Por lo tanto, las condiciones cuantitativas de un análisis no son siempre transferibles a otros problemas. Sin embargo, la solución general de la mayoría de los problemas puede desarrollarse a partir de la aplicación de unos pocos conceptos básicos relativamente tipificados. Los conocimientos de un ingeniero civil deben incluir estos conceptos y la forma en como deben aplicarse para resolver las fases especificas de un problema hidrológico determinado. Merece destacarse sobre el particular que la hidrología constituye una rama que difiere notoriamente de otras materias de la ingeniería. De acuerdo a lo expuesto, los fenómenos naturales con los cuales debe tratar la hidrología, no se prestan a los análisis rigurosos de la mecánica. Por esta razón, existe una mayor variedad de métodos, una mayor amplitud para la aplicación de criterios personales y una aparente falta de precisión en la determinación de los parámetros requeridos.

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En realidad, la precisión de las soluciones hidrológicas no se halla tan alejada, como aparenta, de otros tipos de cálculo de la ingeniería, en los que la incertidumbre se oculta generalmente con el uso de coeficientes de seguridad, con procedimientos rígidamente estandarizados y con suposiciones más o menos aproximativas referentes a las propiedades de los materiales, introducidas, las mas de las veces, solo en pos de lograr soluciones que puedan ser desarrolladas con procedimientos matemáticos de resolución relativamente sencilla y generalizada. Resulta fundamental tener en cuenta al respecto que toas las obras hidráulicas deben ser dimensionadas en base a una planificación futura, no existiendo en consecuencia para el proyectista seguridad en cuanto a las condiciones a que quedarán sujetas las obras. El calculista de estructuras determina las cargas impuestas a las mismas, pero no cuenta con la seguridad de que tales cargas no serán excedidas, por ejemplo, o puede conocerse con certeza qué sobrecargas reales por viento o sismo podrán ejercerse sobre la estructura durante todo el tiempo que la misma se halle en servicio. Para tomar en consideración estas incertidumbres, efectuando consideraciones razonables, generalmente contenidas en los Códigos respectivos vigentes en las zonas en cuestión, utilizando coeficientes de seguridad adecuados. El ingeniero hidráulico, por el contrario, está mucho menos seguro de los escurrimientos que afectarán a su obra. Las incertidumbres hidrológicas no son de manera alguna las únicas que presenta el diseño hidráulico, porque las demandas futuras de agua, los beneficios y los costos, son también todos inciertos en determinado grado. Si embargo, un error serio en las estimaciones de los parámetros hidrológicos previstos o esperados, puede tener efectos devastadores sobre la economía del proyecto en su totalidad, o lo que es aún peor por sus consecuencias, sobre la estabilidad misma de las obras que lo componen. Dado que la secuencia exacta de los escurrimientos fluviales para los años futuros no puede predecirse, la ingeniería hidrológica debe plantear, y dar alguna respuesta, acerca de las variaciones probables de dichos escurrimientos y sus valores extremos, de modo tal que el diseño y del dimensionado de las obras, y sus partes componentes, pueda efectuarse basándose en un riesgo calculado. El análisis de los métodos para estimar la probabilidad de los eventos hidrológicos, y la utilización de estas probabilidades en los cálculos hidráulicos, constituye la finalidad primordial de la ingeniería hidrológica. A los fines de una mejor compresión de su importancia dentro de la ingeniería de las obras hidráulicas, un listado tentativo de los datos y estudios más usuales que, para el correcto diseño de aquellas, debe aportar la ingeniería hidrológica en particular y la hidrología en general, puede incluir, referido a las aguas superficiales, algunos de las siguientes: •

Estudio de los aportes naturales del cauce hídrico considerado, tanto en lo que hace a valores medios y extremos, como a su distribución temporal.

•

Volumen total de agua aportada por una fuente (río, arroyo, etc.) en un período determinado de tiempo, a los efectos de compararlas con las demandas que presenta el aprovechamiento analizado.

•

Caudal pico de la crecida máxima probable, para diversos tiempos de recurrencia, que puede producirse en el cauce principal considerado, atendiendo según corresponda, a sus posibles orígenes (nival, pluvial, etc.)

•

Para toda la duración de la avenida, la distribución de los caudales en función del tiempo y el volumen total de agua aportada por la misma.

•

Intervalo de repetición de las crecidas.

•

Avance de las crecidas por los cauces principales.

•

Características e intervalo de repetición de las sequías.

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•

Estudio de la capacidades, más convenientes, que deben tener los embalses y las obras de conducción, adecuados tanto a las disponibilidades del recurso como a los insumos previstos, dentro de rangos económicamente factibles.

•

Estudio de las características de los fenómenos de erosión, sedimentación e infiltración.

•

Calidad de las aguas en general, y su salinidad, en particular.

•

Delimitación de línea de ribera y localización de zonas inundables. Estudio del riesgo hídrico de márgenes y ordenamiento territorial asociado. Rotura de presas.

•

Apoyo al estudio de los aspectos ecológicos y económicos involucrados.

•

Medición y seguimiento de procesos de fusión nival y de glaciares.

En muchos casos los estudios inherentes a un proyecto deben incluir los del agua subterránea, que en obras aisladas pueden limitarse a determinar el efecto de aquella en los métodos constructivos y disposiciones de proyecto a adoptar, mientras que en estudios integrales, corresponde que sean llevados a cabo con amplitud, dada la interrelación y complementación que debe existir entre las aguas superficiales y profundas, para la atención más racional y económica de las demandas de agua con fines de riego o de abastecimientos diversos (agua potable, industriales, etc.). En estos casos los estudios deberán abarcar, total o parcialmente: •

Estudio integral de las cuencas subterráneas.

•

Calidad de las aguas.

•

Estimación del volumen de agua subterránea disponible en condiciones normales de explotación.

•

Características del escurrimiento subterráneo. Cantidad, ubicación y características de los acuíferos explotables, efectuando, de corresponder, la zonificación necesaria.

•

Alimentación y recarga de acuíferos. Relaciones entre las aguas superficiales y subterráneas.

•

Relevamiento de las perforaciones existentes en el área bajo estudio. Para cada perforación, de ser posible, deben recopilarse los siguientes datos: identificación, nombre del propietario, año de construcción, diámetro (o diámetros), tipo de bomba instalada, tipo de motor, potencia instalada, caudal obtenido y croquis de ubicación, que permita luego volcar en un mapa regional la totalidad de las perforaciones detectadas.

Las Figura 1y Figura 2 presentan una simplificación de los procesos del sistema hidrológico general.

En la tierra, el agua existe en un espacio llamado Hidrosfera, que se extiende aproximadamente comprendiendo la franja de los 15.000 metros inferiores de la atmósfera y los 1.000 metros superiores de la litosfera o corteza terrestre. En tal ámbito, aquella se encuentra en los tres estados físicos: sólido, líquido y gaseoso. El segundo estado es el que presenta mayor interés para la hidrología, ya que en esa forma está en la lluvia, en los ríos y lagos, en las aguas subterráneas de la zona saturada y buena parte de la zona no saturada, etc. De hecho, tanto en el lenguaje corriente como en el científico, la palabra agua, si no se indica otra cosa, se refiere al agua en estado líquido. En el estado sólido se presenta el agua en la naturaleza en forma de nieve, hielo y granizo. Por último, el vapor de agua es bastante abundante en las capas bajas de la atmósfera y en las capas más superficiales de la corteza terrestre. El agua circula en la hidrosfera a través de un laberinto de caminos, que conforman el , el que constituye el foco central de la hidrología. Este ciclo no tiene principio ni fin, y sus diversos procesos ocurren Universidad Nacional de Cuyo

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en forma continua. El concepto de ciclo hidrológico lleva implícita el movimiento o transferencia de las masas de agua referidas en el apartado anterior, de un sitio a otro y de un estado a otro.

El movimiento permanente del ciclo se debe fundamentalmente a dos causas: la primera, el sol, que proporciona la energía para elevar el agua del suelo, al evaporarla; la segunda, la gravedad, que hace que el agua condensada precipite y que una vez sobre la superficie, o bajo ella, discurra hacia las zonas bajas. Universidad Nacional de Cuyo

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Se puede suponer que el ciclo se inicia cuando una parte del vapor de agua de la atmósfera (proveniente a su vez de la evaporación desde los océanos y la superficie terrestre), se condensa y da origen a que inciden nuevamente sobre tales superficies. No toda la precipitación alcanza la superficie del terreno, ya que una parte se vuelve a evaporar durante su caída y otra es retenida ( ) por la vegetación o por las superficies de edificios, carreteras, etc., y devuelta a la atmósfera al poco tiempo, en forma de vapor. Del agua que alcanza la superficie del suelo, una parte queda retenida en charcas o en las irregularidades del ), y en buena parte retorna pronto a la atmósfera en forma de vapor. terreno ( Otra parte circula sobre la superficie y se concentra en pequeños surcos, que luego se reúnen en arroyos y más tarde desembocan en los ríos ( ), agua que luego se dirigirá a lagos o al mar, de donde será evaporada o bien se infiltrará en el terreno. Por último existe una tercera fracción de la precipitación que penetra bajo la superficie del terreno ) a través de los agujeros o canalículos del suelo y va rellenando los poros o fisuras de este medio ( poroso. Una buena parte del agua infiltrada no desciende hasta la zona saturada del subsuelo o de , sino que es retenida en la zona no saturada o del suelo, de donde retorna a la atmósfera por o por la de las plantas. En la práctica no es fácil separar ambos fenómenos, por lo que se los suele considerar en forma conjunta, con el término de . El movimiento del agua a través del terreno se caracteriza por su extraordinaria lentitud y se debe fundamentalmente a la acción gravitatoria. En el movimiento del agua en la zona no saturada, otras fuerzas (especialmente la tensión superficial) pueden jugar un papel muy importante. En tales condiciones el agua puede discurrir a través del suelo en dirección sensiblemente horizontal o paralela a la superficie como y descargar en los ríos agregándose a la escorrentía superficial. Otra parte del agua infiltrada puede profundamente para recargar el agua subterránea, la que a su vez puede volver a la atmósfera por evapotranspiración, cuando el ancho de la zona no saturada ( ) es relativamente pequeña y aquella quede suficientemente próxima a la superficie del terreno. Otras veces, el agua subterránea pasa a engrosar el caudal de los ríos, alimentando directamente su cauce o a través de manantiales: en las zonas costeras estos manantiales, a veces, son submarinos. Si la precipitación cae en forma de nieve, quedará acumulada en estado sólido sobre el terreno, hasta que reciba suficiente calor para su fusión, por lo que, a los efectos hidrológicos, la precipitación en forma de nieve equivaldría a otra de lluvia que hubiese caído al tiempo de la fusión, descontando la cantidad de nieve que se evapora directamente. Excepto en áreas de escurrimiento endorreicas o interiores de las zonas áridas o semiáridas, resulta que la mayor parte de las aguas de la escorrentía directa y de la subterránea terminan en el mar, pudiendo considerarse por ello, que los océanos constituyen el punto final del ciclo hidrológico, pues de ellos vuelve a evaporarse el agua, para iniciar de nuevo todo el proceso. El ciclo hidrológico es un proceso continuo en el que, en su concepción más general, una partícula de agua evaporada del océano vuelve al mismo después de pasar por las etapas de precipitación y escorrentía superficial o subterránea. Sin embargo, a lo largo del ciclo puede haber múltiples cortocircuitos o ciclos menores; por ejemplo, una gota de lluvia caída sobre el continente podría recorrer indefinidamente el ciclo: lluvia-infiltración-evaporación-lluvia-infiltración, etc.; o, en forma análoga, una partícula de lluvia sobre el mar: lluvia-evaporación-lluvia-evaporación, etc. También hay que tener muy en cuenta que el movimiento del agua en el ciclo hidrológico se caracteriza por su irregularidad, tanto en el espacio como en el tiempo. Por ejemplo, en las regiones desérticas, la lluvia puede ocurrir en unos pocos días y no todos los años, sino sólo cada cierto número de ellos; en este caso, algunos elementos del ciclo hidrológico, como la infiltración y la evaporación, suelen ser casi tan irregulares como la lluvia, y la escorrentía superficial o subterránea son a veces, prácticamente inexistentes. Análogamente, tampoco se registra una correspondencia entre las regiones donde se produce la evaporación del agua y aquellas sobre las que luego incide la precipitación, como consecuencia del transporte del vapor de agua por las masas móviles de aire.

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Concretando lo anterior, debe tenerse muy presente que aunque el concepto de ciclo hidrológico es simple, el fenómeno es sumamente complejo e intrincado. Aquél no es sólo grande, sino que está compuesto de muchos ciclos interrelacionados de extensión continental, regional y local. Aunque el volumen total de agua en el ciclo hidrológico global permanece sensiblemente constante, la distribución de esta agua está cambiando en forma continua en continentes, regiones y cuencas locales de drenaje.

La hidrología de una región está determinada en forma fundamental por sus patrones de clima, tales como relieve, condiciones de la superficie y vegetación. También, a medida que la civilización progresa, las actividades humanas invaden gradualmente el medio ambiente natural del agua, alterando el equilibrio dinámico del ciclo hidrológico e iniciando nuevos procesos y eventos. Por ejemplo, hay teorías que afirman que debido a la quema de combustibles fósiles, la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera se está incrementando, lo que puede llevar al calentamiento de la tierra y tener efectos de largo alcance sobre la hidrología global. A nivel local, la acción del hombre va introduciendo cambios progresivamente importantes en el ciclo hidrológico de algunas regiones. Por ejemplo, los drenajes extensivos han hecho descender el nivel de la zona saturada y, paralelamente, se ha reducido la evapotranspiración y ha aumentado la aportación de la escorrentía subterránea a los ríos; la construcción de presas y canales de derivación modifica los regímenes naturales de escurrimiento de los ríos; la deforestación o la repoblación forestal pueden también modificar el régimen de crecidas de los ríos, pero no parece haber datos que permitan asegurar una modificación sustancial en su aportación media anual.

El cálculo de la cantidad total de agua en la tierra y en las diversas fases del ciclo hidrológico ha sido tema de investigación científica desde la segunda mitad del siglo XIX. Sin embargo, la información cuantitativa es escasa, particularmente en los océanos, debido a lo cual las cantidades de agua presentes en varios componentes del ciclo hidrológico global no pueden asegurarse con precisión. En valores aproximados se considera que el volumen total de agua en nuestro planeta es de 1.386.000.000 km3, de los cuales el 96.5% se encuentra en los océanos, el 1.7% en los hielos polares, otro 1.7% como agua subterráneas y solamente el 0.1% restante compone los sistemas de agua superficial y atmosférica. Esta última, que constituye la fuerza motriz de la hidrología del agua superficial, tiene sólo 12.900 km3, es decir, menos del 0.001% de toda el agua de la tierra. De la cantidad total de agua indicada en el párrafo anterior, el 97.5% corresponde a aguas saladas y el 2.5% restante (unos 35.000.000 km3) a aguas dulces, de los cuales sólo el 0.006% está en los ríos (2.120 km3), mientras que el agua biológica, fijada en los tejidos de plantas y animales, representa el 0.003%, equivalente a la mitad del anterior. A pesar de que el contenido comparativo de agua en los sistemas superficial y atmosférico es tan pequeño, inmensas cantidades de agua pasan anualmente a través de ellos. La precipitación media anual que incide fuera de la océanos (o sea sobre superficie terrestre) se estima en 119.00 km3/año, equivalente a 800 mm/año, de los cuales el 61% (72.000 km3/año ó 484 mm/año) se consumen por evaporación, mientras que el 39% restante conforma la escorrentía hacia los océanos, principalmente como agua superficial.

La ciencia de la hidrología, y su evolución, se halla íntimamente relacionada con el concepto de ciclo hidrológico. En una forma muy general, el desarrollo histórico de la hidrología puede ser estudiado a través de una serie de períodos. Dado que en varios casos tales períodos se solapan, los años que los limitan no deben ser tomados en forma estricta.

1) El período de la especulación (antigüedad – 1400)

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Cuando el hombre comenzó a distinguir los diversos elementos que constituían su entorno natural y sus características, descubrió ya en remotas épocas, no sólo la vital importancia del agua y su utilización sino también las graves consecuencias de sus faltas y de sus excesos. Se ha descubierto así que ya 5.000 años atrás existieron culturas que desarrollaron importantes obras hidráulicas, a lo largo de los grandes ríos del Asia Menor y del Nilo Inferior. Estas construcciones tenían por objeto irrigación y drenaje, protección frente a crecidas y abastecimiento de agua, y de su concepción se desprende que quienes las diseñaron deben haber conocido ya sencillos principios hidrológicos. Sin embargo, las primeras mediciones hidrológicas no fueron llevadas a cabo con fines de aplicación. El dispositivo que hace 4.000 años medía los niveles del río Nilo sólo era accesible a los sacerdotes, los que, de acuerdo a los valores observados, fijaban el monto de los impuestos. En registros escritos que datan del año 400 a.C., relativos a temas de política y administración, se cita que las mediciones de precipitación eran tomadas como base para la fijación del impuesto a las tierras. Las civilizaciones asiáticas antiguas desarrollaron una línea de pensamiento independiente. Los chinos registraron observaciones de lluvias, nevisca, nieve y viento en el oráculo de huesos de Anyang hacia el año 1.200 a.C. Probablemente usaron pluviómetros alrededor del año 1.000 a.C. y establecieron una medición sistemática de lluvias alrededor del año 200 a.C. En la India, las primeras mediciones cuantitativas de lluvia datan de la segunda parte del siglo IV a.C. El concepto de ciclo hidrológico dinámico pudo haber surgido en China hacia el año 900 a.C., en la India hacia el año 400 a.C. y en Persia alrededor del siglo X, pero estas ideas tuvieron muy poco impacto sobre el pensamiento occidental. Basados en los conocimientos empíricos de las antiguas culturas del Asia Menor y de los egipcios, los filósofos griegos desarrollaron diversas hipótesis del ciclo hidrológico, que se hallaban sensiblemente influenciadas por dos fenómenos característicos de la región por ellos conocida: el caso del río Nilo y las zonas karsticas de Grecia, con sus oquedades y aguas subterráneas. Los egipcios no podían imaginar, dada la escasez de precipitaciones en su propio territorio, que en algún lugar éstas pudiesen ser suficientes para alimentar los grandes caudales del Nilo. Surgieron así tres hipótesis relativas al camino por medio del cual el agua reornaba al mar a través de ríos y arroyos: a) La hipótesis del ascenso del agua en el interior de la tierra firme. De acuerdo a esta teoría de Mileto (-639 a -545) y Platón (-428 a -347), el agua (“origen de todas las cosas”) se infiltraba desde el mar hacia la tierra, donde percolaba hacia el interior y ascendía, aflorando en las nacientes de ríos y arroyos, depurándose en aquél trayecto de las sales que contenía. b) La hipótesis meteorológica (Ciclo atmosférico). Esta teoría reconoce y describe correctamente diversos elementos del ciclo hidrológico. Según Anaximandro de Mileto (-610 a -547), “la lluvia proviene de la humedad, que el sol le quitó a la tierra”. Xenófanes estableció alrededor de 500 a.C., que la evaporación del agua del mar constituía la fuente principal de la humedad atmosférica y que los ríos eran alimentados por las lluvias. Anaxágoras de Clazomene (-500 a -428) ideó una versión primitiva del ciclo hidrológico. Creía que el sol evaporaba el agua del mar hacia la atmósfera, desde donde caía como lluvia, y formaba las reservas subterráneas, las cuales alimentaban los caudales de los ríos. Un avance en relación con esta teoría fue hecho por otro filósofo griego, Teofrasto (-372 a 287), quien describió en forma correcta el ciclo hidrológico en la atmósfera. Dio una explicación lógica de la formación de la precipitación por medio de la condensación y del congelamiento. c) La hipótesis de la transformación del aire en agua en el interior de la corteza terrestre. Fue formulada como una tercera hipótesis por Aristóteles (-384 a 322) en su obra Meteorologica, según la cual en la tierra se va formando agua Universidad Nacional de Cuyo

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en forma permanente por enfriamiento del aire atmosférico que penetra en los poros y grietas de la capa superficial. Después de estudiar los trabajos de Teofrasto, el arquitecto e ingeniero romano Marco Vitruvio, quien vivió en la época de Cristo, concibió la teoría que se acepta hoy en día, extendió la explicación de Teofrasto al afirmar que el agua subterránea se deriva principalmente de la lluvia y la nieve infiltradas a través de la superficie del suelo. Esta puede considerarse como la precursora de la versión moderna del ciclo hidrológico. A pesar de ello, la hipótesis de Aristóteles fue considerada durante varios siglos como la mas veraz, y las correctas apreciaciones de Marco Vitruvio pasaron desapercibidas.

2) El período de observación (1400 a 1600) Cuando después de la Edad Media renacieron las ciencias, se produjo un cambio gradual desde los conceptos puramente filosóficos de hidrología hacia la ciencia observacional. Leonardo da Vinci (1452 a 1519) efectuó los primeros estudios sistemáticos de la distribución de velocidad en los ríos, utilizando una vara lastrada que se mantenía a flote por medio de una vejiga animal lastrada. Las 8.000 páginas de notas de Leonardo que se conservan contienen más referencias relacionadas con la hidráulica que con cualquier otra materia. El científico francés Bernard Palisay (1509 a 1589) demostró, aplicando los conceptos de la gravedad y de la condensación, que los ríos y manantiales se originan de la lluvia, refutando las antiguas teorías que sostenían que las corrientes eran alimentadas directamente por percolación de aguas de mar o por transformación de aire en el subsuelo.

3) El período de la medición (1600 a 1700) Puede considerarse que la ciencia de la hidrología, en su versión moderna, comenzó en el siglo XVII con las mediciones de los fenómenos involucrados. Así por ejemplo, el naturalista francés Pierre Perrault (1608 a 1680) estableció para una subcuenca del río Sena el balance hídrico de un año medio, según el cual: precipitación = escorrentía + “pérdidas”, llegando a la conclusión que las precipitaciones eran suficientes para alimentar los ríos. El físico Edmé Mariotte (1620 a 1684) verificó los cálculos de Perrault mediante mediciones de precipitaciones y caudales en el mismo río. El problema aún indefinido de las “pérdidas” fue resuelto por el astrónomo Edmond Halley (1656 a 1742), quien estimó experimentalmente valores para la evaporación desde superficies de agua, las que aplicó para calcular el balance hídrico del Mar Mediterráneo, lo que lo permitió demostrar que el agua evaporada era más que suficiente para asegurar los caudales de los ríos mediante precipitaciones.

4) El período de la experimentación (1700 a 1800) Durante el siglo XVIII los estudios de hidráulica experimental y su aplicación a los fenómenos hidrológicos, se tradujeron en un florecimiento de la hidrología, dando como resultado nuevos descubrimientos y una mejor comprensión de los principios hidráulicos. Notables ejemplos en tal sentido los constituyen el piezómetro de Bernoullí, el tubo de Pitot, el molinete de Woltman, los modelos en escala de Smeaton, el tubo de Borda, el principio de D’Alembert, el teorema de Bernoullí y la fórmula de Chézy; desarrollándose en general mejores instrumentos, entre ellos el pluviógrafo de cubeta basculante. Todos estos avances aceleraron grandemente el comienzo de los estudios hidrológicos realizados sobre una base cuantitativa.

5) El período de la modernización (1800 a 1900) El siglo XIX fue en muchos aspectos la gran era de la hidrología experimental que había comenzado con el precedente período de la experimentación, y se fue modernizando en forma tal que en esta época se cimentaron la mayoría de los principios de la hidrología moderna, Si bien el signo de la modernización puede observarse en numerosas contribuciones a la hidrología moderna, la mayoría de ellas lo fueron en el campo del agua subterránea y de la medición de las aguas superficiales. En el primero de los ámbitos mencionados, los conocimientos de la geología fueron aplicados por primera vez a problemas hidrológicos por William Smith, en Inglaterra. Se efectuó además la formulación de numerosas expresiones, tales como la ecuación de Hagen-Poiseuille para el flujo capilar (1839); la ley de Darcy relativa al flujo en medios porosos (1856); la fórmula de bombeo de pozos de Universidad Nacional de Cuyo

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Dupuit-Thiem (1863, 1906), mientras que en 1889 se presentaba el principio del balance de las aguas salinas. En el campo de las aguas superficiales, la hidrometría experimentaba un notorio avance, incluyendo la formulación de numerosas expresiones para determinar el flujo en canales, el desarrollo de diversos dispositivos de medición y el comienzo del aforo sistemático en cauces importantes. El método racional para calcular las crecidas máximas fue propuesto por Thomas Mulvaney en 1850, Ganguillet y Kutter determinaron el coeficiente de Chézy en 1869 y Manning propuso su ecuación para el flujo en canales abiertos (1891). En noviembre de 1867 se organiza la primera medición internacional de los caudales de un río, en el Rhin. En otros aspectos, en 1802, John Dalton (1766 a 1844) fue el primero en reconocer la relación entre la evaporación y la tensión del vapor; y Rippl presentó su diagrama para determinar los requerimientos de almacenamiento (1883). Asimismo se introducen por primera vez importantes estudios hidrológicos en el proyecto de grandes obras hidráulicas.

6) El período del empirismo (1900 a 1930) Sin embargo, la hidrología cuantitativa todavía no estaba consolidada a principios del siglo XX. Al no conocerse suficientemente las bases físicas de la mayoría de las determinaciones hidrológicas cuantitativas ni haberse desarrollado aún suficientemente los programas de investigación, los hidrólogos e ingeniero debía recurrir a bases empíricas para poder resolver sus problemas prácticos. Así, durante la última parte del siglo XIX como todavía aproximadamente en los primeros 30 años del XX, el empirismo en hidrología se tornó más evidente, siendo propuestas por ejemplo, cientos de fórmulas de ese tipo para la solución de diversos problemas, resultando la selección de los valores de los coeficientes y parámetros intervinientes en las mismas (por lo general de un amplio rango de variabilidad) una cuestión de criterio personal. En la mayoría de los casos se llegaba, con estos métodos, a la obtención de resultados totalmente diferentes, según la fórmula y los coeficientes que se aplicaran, aunque hubiesen sido propuestas para idéntico fin. Como consecuencia de lo expuesto se observó al poco tiempo que las aproximaciones empíricas a la solución de problemas hidrológicos prácticos resultaba altamente insatisfactoria, se puso mayor énfasis en la investigación hidrológica y en el análisis racional de la información observada. Así, como primeros pasos, Green y Ampt (1911) desarrollaron un modelo físico para la infiltración y Hazen (1914) introdujo el análisis de frecuencia para el cálculo de crecidas máximas y los requerimientos de almacenamiento de agua. Paralelamente se fueron creando diversas agencias estatales en diversos países dedicadas parcial o específicamente a la hidrología, y a nivel internacional se comenzó, como un aspecto fundamental para el desarrollo de la hidrología y el conocimiento e inventario pleno de los recursos hídricos, con un trabajo integrado. El mismo tiene sus orígenes con la creación en 1922 de la International Association of Scientific Hydrology (IASH) y sus comisiones de aguas superficiales, aguas subterráneas, erosión continental, nieve y hielo, calidad del agua y sistemas de recursos hídricos. De cuestiones hidrológicas se ocupan asimismo (si bien fueron creadas con posterioridad), la Asociación Internacional para la Investigación Hidrológica (IAHR), la Asociación Internacional de Hidrogeólogos (IAH) y la Comisión Internacional de Irrigación y Drenaje (ICID).

7) El período de la racionalización (1930 a 1950) Durante este período aparecieron muchos grandes hidrólogos que emplearon análisis racionales en lugar del empirismo, para la resolución de los problemas hidrológicos. Así en 1931, Richards determinó la ecuación que gobierna el flujo no saturado, en 1932 Sherman efectúa un avance fundamental en hidrología con la introducción del uso del método del hidrograma unitario para transformar la precipitación efectiva en escorrentía directa; en 1933 Horton desarrolló la mejor aproximación lograda hasta la fecha para determinar los excedentes de precipitación en base a la teoría de infiltración y luego, en 1945 define una serie de relaciones que permiten una descripción de la forma de una cuencas de drenaje. Por otra parte, en 1941 Gumbel propuso el uso de una ley de distribución de valores extremos Universidad Nacional de Cuyo

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para análisis de frecuencias de datos hidrológicos, con lo que, conjuntamente con otros autores, revitalizó el uso de las estadística en hidrología, que tiempo atrás había sido propuesto por Hazen. En 1944, Bernard jerarquiza el rol de la Meteorología, marcando así el comienzo de la ciencia de la hidrometeorología. Finalmente, en 1950 Einstein desarrolla la función que introduce el análisis teórico del transporte y sedimentación del material de arrastre de los ríos y Hurst (1951) demostró que las observaciones hidrológicas pueden exhibir secuencias para valores bajos o altos, que persisten a lo largo de muchos años.

8) El período de la teorización (1950 a la fecha) Desde alrededor de 1950, las aproximaciones teóricas han sido extensamente empleadas en la resolución de los problemas hidrológicos, como consecuencia de que muchos de los principios racionales propuestos pueden ser ahora formulados y resueltos mediante el análisis matemático. El vertiginoso avance da la computación ha sido aplicado también al planteo de delicados fenómenos de hidrología y a la resolución de las complicadas ecuaciones matemáticas resultantes de la aplicación de las modernas teorías hidrológicas. Independientemente de ello, el desprendimiento de la moderna mecánica de los fluidos de la hidráulica tradicional, ha ayudado también en gran medida a promover el desarrollo de la hidrología teórica. Ejemplos de estudios de hidrología teórica los constituyen los análisis lineales y no lineales de sistemas hidrológicos, la aplicación de conceptos estadísticos en la hidrodinámica de las aguas subterráneas, la aplicación de las teorías de transferencia de calor y de masas en los análisis de evaporación, estudios relativos a la energía y dinámica de la humedad del suelo, la generación secuencial de datos hidrológicos y el uso de la investigación operativa en el diseño de sistemas de aprovechamiento de los recursos hídricos. En la actualidad, el trabajo conjunto ente los distintos países en el campo de la hidrología es dirigido fundamentalmente por la UNESCO y la Organización Meteorológica Mundial (WMO). El Decenio Hidrológico Internacional (IHD), de 1965 a 1974 y su continuación a largo alcance en el Programa Hidrológico Internacional (IHP), brindó y brinda un valioso aporte para la formulación de trabajos integrados en el ámbito de la investigación hidrológica y la formación y capacitación de personal, con la meta de llevar a todos los países a la situación de conocer más cabalmente sus recursos hídricos, protegerlos y usarlos mas racionalmente.

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Un iv er sida d Naci ona l de C u yo F a c u lt a d d e In gen ier ía I ng en ie r ía C iv il

Guía de Estudio para las Cátedras:

Ing. Esp. Rubén VILLODAS

TEMA 2.a: CLIMATOLOGÍA ................................................................................................................................................... 2-1 2.a.1. DEFINICIONES DE CLIMA ................................................................................................................................. 2-1 2.a.2. FACTORES Y ELEMENTOS ................................................................................................................................ 2-1 2.a.2.i. Factores .......................................................................................................................................................... 2-2 2.a.2.ii. Elementos....................................................................................................................................................... 2-2 2.a.3. SERIES.................................................................................................................................................................. 2-2 2.a.4. CLASIFICACIÓN................................................................................................................................................... 2-2 2.a.4.i. Macroclimatología ......................................................................................................................................... 2-3 2.a.4.ii. Microclimatología .......................................................................................................................................... 2-6 TEMA 2.b: METEOROLOGÍA ................................................................................................................................................. 2-7 2.b.1. DEFINICIÓN ......................................................................................................................................................... 2-8 2.b.1.i. El Tiempo Atmosférico ................................................................................................................................. 2-8 2.b.1.ii. El Ciclo Hidrológico y los Elementos del Tiempo ...................................................................................... 2-8 2.b.2. LA ATMÓSFERA .................................................................................................................................................. 2-9 2.b.2.i. Zonificación .................................................................................................................................................... 2-9 2.b.2.ii. Composición.................................................................................................................................................2-11 2.b.2.iii. Atmósfera Standard ...................................................................................................................................2-11 TEMA 2.c: LA RADIACIÓN SOLAR.....................................................................................................................................2-12 2.c.1. GENERALIDADES..............................................................................................................................................2-12 2.c.1.i. La Constante Solar......................................................................................................................................2-12 2.c.1.ii. Reflexión y Absorción..................................................................................................................................2-12 2.c.1.iii. Emisión .........................................................................................................................................................2-13 2.c.1.iv. Dispersión.....................................................................................................................................................2-14 2.c.2. LA RADIACIÓN NETA EN LA SUPERFICIE TERRESTRE.............................................................................2-14 2.c.3. UNIDADES .........................................................................................................................................................2-14 2.c.4. MEDICIÓN ..........................................................................................................................................................2-15 TEMA 2.d:

CALOR.................................................................................................................................................................2-15

TEMA 2.e: TEMPERATURA.................................................................................................................................................2-16 2.e.1. DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA.........................................................................................................................2-16 2.e.2. VARIACIONES PERIÓDICAS............................................................................................................................2-16 2.e.3. MEDICIÓN ..........................................................................................................................................................2-17 2.e.3.i. Termómetros ...............................................................................................................................................2-17 2.e.3.ii. Termógrafos .................................................................................................................................................2-17 2.e.4. PRESENTACIÓN DE DATOS TÉRMICOS.......................................................................................................2-17 2.e.4.i. Temperaturas Medias y Normales............................................................................................................2-18 2.e.4.ii. Grado-día ......................................................................................................................................................2-18 2.e.4.iii. La Temperatura Bajo la Superficie Terrestre..........................................................................................2-18 2.e.4.iv. Capa Invariable ............................................................................................................................................2-19 2.e.4.v. Grado Térmico .............................................................................................................................................2-19 2.e.4.vi. Amplitud Diurna..........................................................................................................................................2-19 TEMA 2.f: LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA...........................................................................................................................2-19 2.f.1. CONCEPTO .........................................................................................................................................................2-19 2.f.2. UNIDADES .........................................................................................................................................................2-19 2.f.3. VARIACIONES....................................................................................................................................................2-20 2.f.3.i. Variaciones Periódicas ................................................................................................................................2-20 2.f.3.ii. Variaciones Locales .....................................................................................................................................2-21

2.f.3.iii. Variaciones Irregulares............................................................................................................................... 2-21 2.f.4. MEDICIÓN ......................................................................................................................................................... 2-21 2.f.4.i. Barómetros.................................................................................................................................................. 2-21 2.f.4.ii. Barógrafos ................................................................................................................................................... 2-23 2.f.5. MAPAS ISOBÁRICOS ...................................................................................................................................... 2-23 TEMA 2.g: 2.g.1. 2.g.2. 2.g.3.

EJERCICIOS RESUELTOS ............................................................................................................................... 2-23 ÍNDICES CLIMATICOS..................................................................................................................................... 2-23 CICLO DIARIO DE TEMPERATURAS............................................................................................................. 2-24 CICLO ANUAL DE TEMPERATURAS............................................................................................................. 2-24

Figura 3.

Balance de Radiación en la Superficie de un Cuerpo........................................................................................ 2-13

Figura 4.

Ley de Variación: Presión Atmosférica vs Altura............................................................................................... 2-21

Figura 5.

Barómetro de Mercurio y Barógrafo Aneroide .................................................................................................. 2-22

Figura 6.

Termograma Diario................................................................................................................................................ 2-25

Figura 7.

Termograma Anual ................................................................................................................................................ 2-25

Cuadro 1:

Clasificación Macroclimática de Martone..............................................................................................................2-4

Cuadro 2:

Clasificación Macroclimática de Thornthwaite .....................................................................................................2-5

Cuadro 3:

Clasificación de Aridez de Knoche...........................................................................................................................2-5

Cuadro 4:

Clasificación Macroclimática de Gasparín .............................................................................................................2-6

Cuadro 5:

Clasificación Macroclimática de Blair.....................................................................................................................2-6

Cuadro 6:

Est. Met. Aeropuerto Mendoza – Serie Horaria - Enero 2008 ...................................................................... 2-26

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2-1

Clima es una palabra griega (klima) que, etimológicamente, significa “inclinación”, aludiendo indudablemente a la inclinación del eje de la Tierra sobre el plano de la elíptica que sigue el planeta alrededor del sol. Históricamente es curioso señalar, como paralelamente al descubrimiento de esta inclinación del eje de la Tierra, aparecieron las primeras clasificaciones climatológicas. La más antigua de las que se tiene referencia fue establecida por Ptolomeo, quien diferenciaba 24 zonas climáticas en al Tierra. El criterio para separar unas de otros se fundaba en el sucesivo incremento de la duración del día. Ya en tiempos modernos, se publican diversas clasificaciones, establecidas por los geógrafos, de manera que puede decirse que la Climatología ha entrado en el capo de la Ciencia de la mano de la Geografía, tanto es así que los primeros estudios climatológicos se diferenciaban muy poco de los geográficos. Las primeras definiciones de “clima” se refirieron casi todas al estado medio de la atmósfera. Hann define el clima como Para Monn el clima es un . En las definiciones más recientes, es dable observar como los criterios puramente geográficos se van dejando de lado, entrando a pesar más los criterios biológicos. Así Thornthwaite presentó esta definición: . En cierto modo, al decir factores climáticos, implícitamente se incluye lo definido en la definición. Poncelet define el clima como . En las sucesivas definiciones, se han ido teniendo en cuenta cada vez más los factores biológicos, dándosele paralelamente mayor importancia a un concepto climatológico de gran interés: la evapotranspiración, la cual no es únicamente atribuible a las condiciones físicas de un lugar, sino que en ella intervine fundamentalmente la acción de los seres vivos. Finalmente la definición que hoy en día se debe admitir de Clima y que figura en las publicaciones oficiales de la Organización Meteorológica Mundial (OMM), es la siguiente:

Al estudiar el clima se suelen considerar en él dos aspectos fundamentales o bien dos tipos de parámetros: factores y elementos:

X Factores son aquellos aspectos físicos y geofísicos que condiciones el clima. X Elementos son cada uno de sus componentes, que no son otra cosa que las variables meteorológicas que lo determinan.

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Entre los factores que condicionan el clima de un lugar determinado, cabe citar: a)

La latitud, que es el factor más importante, que condiciona la radiación solar.

b)

La altitud, pues disminuye con ella la temperatura, a la vez que se altera la radiación.

c)

La continentalidad, es decir la mayor o menor distancia de un lugar a los mares.

d)

La orografía, puesto que los cordones montañosos constituyen verdaderos muros de contención al flujo normal del aire.

e)

La orientación, de importancia en configuraciones de relieve complicado, relacionado con el punto anterior y la inclinación del terreno.

f)

La naturaleza propia del terreno.

g)

La vegetación, debiendo destacarse que existe una interacción mutua entre clima y vegetación, pues se condicionan recíprocamente.

h)

Regímenes de vientos en altura.

Los elementos del clima están dados prácticamente por las variables meteorológicas del lugar considerado, en especial la radiación, la temperatura, la precipitación, la presión y los vientos, los valores medios y extremos que éstas toman y sus regímenes de variación.

Para el estudio de la climatología deben utilizarse exhaustivamente los datos existentes, dado que al ser una ciencia descriptiva, trabaja con los valores surgidos de sus propias observaciones. La definición de clima de la OMM transcripta en el apartado 2.a.1, hacía referencia a “un período suficientemente largo”. En términos muy generales se ha establecido que un lapso de 30 a 35 años es suficiente para definir las variables climatológicas de un determinado lugar, dado que en el mismo se desarrollaría un ciclo meteorológico completo. Sin embargo, la extensión de la serie de datos debe ser variable, pues un período determinado puede ser suficiente para medir una variable e insuficiente para otra. Así por ejemplo, la variabilidad de la presión es francamente pequeña en la mayor parte de la Tierra (salvo Islandia y Siberia), bastando por consiguiente con unos pocos años de registros para elaborar una estadística de presión. No ocurre lo propio con la precipitación, que presenta una variabilidad sumamente grande, pudiendo variar de un año a otro del 300% al 400%, y no en el orden del 5% como ocurre con la presión. Esta situación se traduce en un significativo conflicto para el análisis estadístico, justamente en el fenómeno cuya evaluación es la que más interesa en la Ingeniería Hidrológica. Para la caracterización de la temperatura en un determinado lugar, dados los valores usuales y su variación, la serie de registros necesarios resulta menor que para el caso de las precipitaciones. Otro problema que presenta el análisis de las precipitaciones, es que su límite inferior puede ser cero y no tiene significado otro valor menor, no así las series de temperaturas, que siempre se hallan abiertas en ambos extremos. Tal circunstancia dificulta el estudio estadístico, el cálculo de las asimetrías, etc.

El objetivo fundamental de la clasificación de los climas estriba en su comparación, con el fin de poder usar los datos hidrológicos en regiones distintas. En climas homogéneos, la temperatura y la precipitación (y

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2-3

eventualmente otros elementos climáticos) son similares (no equivalentes) en cantidad, variación y distribución. Así por ejemplo, el estudio comparativo de las cuencas, para las cuales son conocidos los valores medios anuales de pluviometría y erosión, ha permitido comprobar que en aquellas cuencas en que se presentaba una desigual repartición de las lluvias en el año, con una concentración de precipitaciones en un lapso relativamente corto del mismo, se producía una degradación específica elevada. Por el contrario, las cuencas con degradaciones específicas débiles predominan en climas cuya distribución anual de lluvias es más uniforme. Puesto que el clima es una compleja combinación de elementos, la que a su vez depende de una no menos compleja combinación de factores, resulta muy difícil intentar una clasificación satisfactoria y de aceptación unánime, de los variadísimos tipos climáticos que se presentan en la superficie terrestre. Sin embargo, si puede establecerse una primera clasificación o, para una mejor comprensión, una doble acepción conceptual, basada en el ámbito espacial del que se estudia el clima, y que responde a: “microclima” y “microclima”. Ambos términos definen por sí mismos el objetivo a alcanzar y su campo de utilización.

Las primeras clasificaciones fueron establecidas con criterio puramente geográfico y posteriormente, fueron perfeccionándose al considerar los parámetros climatológicos en toda su amplitud. Dado que las clasificaciones generales abarcan la totalidad de los climas presente en la superficie terrestre, brindan su descripción y definen sus características, en el presente apartado se hará referencia detallada únicamente a los tipos climáticos que corresponden a la zona andina central de la República Argentina. Los restantes sólo serán mencionados, sin definir sus características.

Martone, en función básicamente de la temperatura, la humedad y la situación continental, estableció seis tipos de climas: 1:

Climas calurosos sin período seco o Climas Ecuatoriales

2:

Climas calurosos con período seco o Climas Tropicales

3:

Climas templados sin estación fría o Subtropicales

4:

Climas templados con estación fría

5:

Climas Desérticos. Son determinados en general por el relieve del suelo (condiciones orográficas especiales), como ser llanos rodeados de cordilleras que sirven de barrera a los vientos húmedos y a las lluvias. Se distinguen dos tipos:

6:

a

Climas Desérticos Calurosos, con un total anual de lluvia inferior a los 250 mm, con distribución irregular, variación térmica anual muy fuerte en la situación continental y más débil en el tipo oceánico.

b

Climas Desérticos Fríos, cuya diferencia con el anterior estriba en que aparte de contar con estación fría, dado que suelen registrarse en verano temperaturas elevadas, tienen una mayor amplitud anual.

Climas Fríos con verano templado y climas fríos sin estación templada

Una de las clasificaciones climatológicas más difundidas, es la establecida por Köppen, que basada en la temperatura y lluvias, establece 5 zonas, que a su vez dan lugar a 11 categorías, cada una con diversas variedades. Tal clasificación comprende: Zona A Tropical Lluviosa

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donde siempre la temperatura media de un mes es mayor de 18°C y la precipitación media anual es mayor de 750 mm. Comprende la Categoría 1

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(Selva) y la Categoría 2 con dos subcategorías (Sabana y Bosque Lluvioso). Cada una de ellas admite a su vez varias subdivisiones. Zona B Seco

con las siguientes categorías: Categoría 3

Estepa (BS), con tres subdivisiones: (i)

Categoría 4

BSs

lluvias en invierno P 2000

Muy húmedo

El microclima es el conjunto de condiciones climáticas que actúan efectivamente sobre los organismos en su hábitat natural y que difieren, a veces de modo considerable, del clima regional entendido en sentido geográfico. Un microclima afecta normalmente a un área limitada, pudiendo variar sus condiciones propias en distancias muy pequeñas. Las clasificaciones genéricas de climas, así como los índices que se calculan para una región, pueden no ajustarse a la realidad cuando se los aplica a áreas reducidas. Ello se debe a que los diversos factores que condicionan el clima, tales como relieve, orientación, altitud, naturaleza del suelo, vegetación, etc., ofrecen distintos matices, lo que origina, dentro de cada tipo general de clima, una infinidad de variedades localizadas. Es decir, las múltiples circunstancias locales condicionan el clima de un lugar, particularizándolo en diversos microclimas. Universidad Nacional de Cuyo

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En la producción y definición de las características de los microclimas, ejercen una influencia preponderante, las condiciones que presentan los accidentes de la superficie terrestre, en virtud de ello los microclimas se van debilitando hasta casi desaparecer en regiones muy elevadas sobre el nivel del mar, en donde sólo reina el clima zonal del lugar. La riqueza en microclimas aumenta con la abundancia de accidentes presentes en la superficie terrestre y, en consecuencia, el número de ellos puede ser apreciable en áreas serranas y montañosas, máxime se en ellas abundan, asimismo, elementos hidrográficos (ríos, lagos, etc.). Por el contrario, casi n existen microclimas en una región llana y, con mucha mayor razón, en un área marítima de alta mar. El aspecto de mayor incidencia a nivel de obras hidráulicas, lo constituyen los microclimas que pueden generarse como consecuencia de la construcción de presas y la consiguiente conformación de los embalses a que las mismas dan lugar, debiéndose por ello evaluar, en la fase de proyecto, las tendencias microclimáticas probables a que tenderá su zona de influencia, valorando los aspectos positivos y negativos de las mismas.

La microclimatología, como disciplina científica, es bastante moderna. La inició, en 1911, el botánico Gregorio Kraus, cuando publicó sus detalladas observaciones meteorológicas y florísticas practicadas sobre un área muy limitada, y relacionó los hechos botánicos con dichas observaciones meteorológicas. Años más tarde, en 1927, R. Geiger ordenó los conocimientos recogidos sobre el tema en diversos países, publicando el primero de sus excelentes tratados sobre microclimatología. Los métodos de trabajo de la climatología clásica y los de la microclimatología, difieren en ciertos aspectos, que se pasan a puntualizar: a)

Mientras que la climatología trata de establecer los valores absolutos de los diversos elementos del clima (lluvia, temperatura, humedad relativa, etc.), con la mayor exactitud posible mediante el análisis de largos períodos de registro a fin de obtener valores medios normales, el énfasis de la microclimatología no se pone tanto en establecer valores de este tipo sino en detectar las diferencias que existen entre microclimas vecinos, lo que se logra con suficiente seguridad por medio de series de observaciones muchísimo más cortas. En los tratados de Geiger son citadas muchas buenas investigaciones que duraron apenas alguna semanas, y aún a veces unos pocos días, en el verano y en el invierno.

b)

La climatología se basa en los registros meteorológicos, para los que los instrumentos de medición se instalan en forma fija, y que son leídos por el observador a horas determinadas del día. La microclimatología, por el contrario, usa instrumental instalado en forma transitoria y cuya lectura no se realiza en horas rigurosamente fijadas, empleándose además por lo general abundante instrumental, pues interesa delimitar el área que abarca el microclima, o en ocasiones, estudiar distintos microclimas en forma simultánea. A veces, para lograr el objetivo precedentemente mencionado, se usa instrumental portátil con que se recorre el área a estudiar. Este último precediendo es muy utilizado para estudiar los microclimas generados por las ciudades. Al efecto, se siguen itinerarios preestablecidos, de forma del que a intervalos regulares de tiempo (del orden de las horas), se vaya pasando por determinados puntos fijos, que sirven de control o testigo, para verificar como han evolucionado los fenómenos meteorológicos dentro del área estudiada. En ciudades muy extendidas puede detectarse la existencia de numerosos microclimas distintos.

c)

Mientras que la climatología, por lo general, no requiere instrumentos de gran sensibilidad, la microclimatología, usa frecuentemente instrumentos muy sensibles, pues trata de hallar diferencias, muchas veces pequeñas, entre microclimas vecinos.

Las características hidrológicas de una región están determinadas por su estructura geomorfológica y geográfica y, en forma dominante, por los valores y variación con que en la misma se presentan los diversos Universidad Nacional de Cuyo

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elementos meteorológicos, los que a su vez definen su clima. Entre estos elementos se hallan: la radiación solar, la temperatura (relacionada directamente con la anterior), la humedad, los vientos y, en menor medida, la presión atmosférica. A todos estos debe agregarse la cantidad, distribución y tipo de las precipitaciones (las que por su importancia en los estudios hidrológicos serán tratadas en un capítulo independiente), como así también la existencia de hielo y nieve. Es obvio que para la comprensión y correcta aplicación de estas influencias en el planteo y resolución de los problemas de la Ingeniería Hidrológica, se deben poseer los conocimientos básicos relativos a los procesos meteorológicos que participan en aquellos y que determinan el clima de la región.

En su acepción más general, puede definirse la Meteorología como la . Desde un punto de vista genérico, puede dividirse a esta disciplina en dos grandes ramas: una cuyo objetivo básico es el estudio de la física de la atmósfera, y la segunda, denominada Meteorología Práctica, que es la que presenta mayor interés a los fines de su aplicación en Hidrología y en Ingeniería Hidrológica.

En meteorología se denomina “tiempo” al estado de la atmósfera en un lugar y en un momento determinados. Se lo describe en función de los llamados “elementos del tiempo” (radiación solar, temperatura, humedad, presión atmosférica y vientos), a los que se deben añadir las nubes presentes (en cantidad y tipo) y el nombre de los fenómenos especiales (meteoros) que tengan lugar en el instante de la observación (precipitaciones, tormentas, etc.). Los elementos del tiempo no deben ser considerados como entidades separadas, dado que se hallan estrechamente relacionados entre sí. Es importante recalcar los conceptos de “tiempo” y de “clima”. Como se vió, el clima queda definido por el conjunto de los valores que presentan los elementos del tiempo en una región a lo largo de un período de tiempo suficientemente largo, los que caracterizan el estado medio de la atmósfera en tal lugar. De la confrontación de ambos conceptos surge que el término tiempo se vincula siempre a un estado atmosférico transitorio (a veces de permanencia sumamente pequeña), que puede ser normal o no, para la región o lugar considerado, quedando definido por las observaciones realizadas en un instante determinado, mientras que para definir su clima deben emplearse datos promedio, que generalmente corresponden varias décadas de observaciones regulares y continuas.

La es la fuente principal de energía de nuestro planeta y quien determina las características de todos los elementos del tiempo y del clima. En primer término la radiación solar suministra calor a la superficie terrestre; luego esta superficie se encarga de calentar el aire, determinando en él una cierta . Así pro ejemplo, se forman las en las zonas ecuatoriales y tropicales, y en la polares. Las masas de aire y el calor solar se combinan para favorecer la de agua en los mares, ríos, . áreas con cubierta vegetal y suelo húmedos. El vapor de agua así originado constituye la Cuando el vapor de agua sufre procesos de condensación (por efecto de un ascenso o de un enfriamiento), se (o en nieblas). Algunas nubes generan (lluvias, lloviznas, nieve, transforma en chaparrones, etc.), las cuales vuelven a aportar agua a los mares, ríos y suelos, así como a incrementar la humedad del aire. Por otra parte, las distintas masas de aire (frías y calientes), poseen diferentes peso y densidad, según su temperatura. En consecuencia, generan determinadas zonas de alta y baja , originando Universidad Nacional de Cuyo

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movimientos del aire, , los que no sólo favorecen el traslado de las nubes, sino también la evaporación del agua, el transporte de la humedad y el movimiento de las masas de aire. En resumen, el calor proveniente del sol es el único “combustible” que mueve a todo el engranaje atmosférico del tiempo y del clima terrestre.

La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea completamente al globo terráqueo, unida a él por la acción de la gravedad. Se extiende verticalmente hacia el interior de la corteza terrestre y hacia el espacio exterior. Los límites son imprecisos; con un gran margen de amplitud, unos 60 km en el primer caso y de 500 a 600 km en el segundo. El tránsito de la atmósfera al espacio interplanetario se verifica de una manera muy gradual. La importancia de esta envoltura gaseosa queda puesta de manifiesto por el hecho que, sin la misma, la vida no sería posible en la Tierra, ni se producirían los fenómenos meteorológicos. Desde el punto de vista de la Hidrología, la atmósfera constituye simultáneamente: a) Un enorme que contiene, según las condiciones meteorológicas, zonas donde este vapor se convierte en microgotas de agua líquida o ínfimas partículas de hielo, que forman nieblas y nubes. Según las fluctuaciones del estado mecánico y termodinámico del medio ambiente, los elementos de esa fase condensada del agua se evaporan de nuevo o se aglomeran originando precipitaciones. b) Un vasto del agua atmosférica por encima de las tierras y los océanos, por medio de una red compleja y fluctuante de corrientes aéreas regulares o fortuitas. que absorbe selectivamente una pequeña parte de la radiación solar directa y c) Un gran una más amplia fracción de la redacción calórica indirecta, emitida por la tierra al ser calentada por el sol. Si no existiera la atmósfera, aquella alcanzaría durante el día temperaturas mayores a 95°C, mientras que durante la noche descendería aproximadamente a –180°C.

El espesor de la atmósfera es teóricamente indefinido, pero desde el punto de vista de la Meteorología Práctica presentan interés prioritario los fenómenos que ocurren en la capa inferior, de unos 15 km de espesor. A la presión normal de 760 mmHg2, la masa de la atmósfera (alrededor de 10 toneladas por m2 de superficie), es del orden de 5x1015 toneladas, o sea casi la millonésima parte de la masa total del planeta. De ese total: −

los primeros 5 km encierran la mitad de la masa de la atmósfera

−

los 10 primeros kilómetros contienen las ¾ partes

−

los 20 primeros km, los 9/10.

Las dimensiones horizontales de la atmósfera meteorológica son pues, en extremo grandes con relación a las verticales. En este espacio “muy plano” se produce que: a) Las variaciones de las magnitudes físicas son rápidas en dirección vertical y muy lentas en horizontal. Para la temperatura y la presión, los gradientes que siguen esas dos direcciones, están corrientemente en la relación de 1:1.000 y a veces, de hasta 1:10.000.

2

mmHg = milímetros de mercurio

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b) Las grandes corrientes aéreas son casi horizontales, fuera de las perturbaciones locales, la componente vertical media de los vientos, en altura, es del orden de 1/100 de la componente horizontal. Teniendo en cuenta las propiedades térmicas de la atmósfera, se pueden distinguir en la misma, cinco estratos principales superpuestos: 1) Troposfera.....Recibe esta denominación (literalmente “capa cambiante”), la zona atmosférica más próxima a la superficie terrestre, dentro de la cual se producen los principales fenómenos meteorológicos (nubes, frentes de tormenta, precipitaciones, vientos, etc.). Casi todo el vapor de agua y el polvo de la atmósfera se localizan en esta capa. En la troposfera la temperatura desciende conforme aumenta la altitud, llegando en el límite superior (denominado tropopausa), a un valor medio de –60°C. Dicho límite varía con la latitud del lugar y la época del año, ubicándose en términos generales a los 13 km en zonas templadas, 16 km en la franja ecuatorial y 8 km en las regiones polares. 2) Estratosfera..Esta capa se ubica sobre la anterior, extendiéndose hasta una altura del orden de los 40 km. En ella la temperatura se mantiene aproximadamente constante en el valor antes indicado, produciéndose en la misma, fuertes vientos horizontales y pequeñas corrientes verticales. En el límite superior de esta capa (la estratopausa), se produce un máximo localizado de temperatura, la que vuelve a alcanzar valores positivos, dando lugar a la denominada capa caliente, cuyo origen posiblemente se encuentra en la energía que de manera constante se desprende por la producción de destrucción de ozono. El incremento de la presencia de esta gas, cuya concentración máxima se produce entre los 20 y 30 km, tiene especial interés por dos razones: la primera, por actuar como pantalla de las letales radiaciones ultravioleta del sol y en segundo lugar, al absorber una parte apreciable de la radiación emitido por la tierra, contribuyendo al equilibrio térmico de la atmósfera interior. 3) Mesosfera .....Se extiende hasta la mesopausa (80 a 90 km de altitud), caracterizándose por una continua disminución de la temperatura, que llega hasta valores de –90°C. 4) Termosfera ...o Ionosfera. En esta zona la temperatura de las partículas vuelve a aumentar al altitud, llegando durante el día a alcanzar valores del orden de los 500°C, si bien la densidad de la materia gaseosa es ya tan débil que el concepto de temperatura es puramente matemático. En la Ionosfera se producen una serie de fenómenos físicos-químicos, aún poco conocidos, constituidos básicamente por la absorción de las radiaciones de onda corta del sol y la ionización de varios tipos de moléculas y átomos de gas atmosférico. Las ondas de radio son reflejadas por esta capa. El límite superior de la ionosfera (termopausa) puede ubicarse aproximadamente entre los 800 y 1.100 km. 5) Exosfera.........A partir del límite anteriormente indicado, da comienzo la exosfera, zona exterior, ilimitada de la atmósfera. Está constituida por átomos sueltos y aislados (con una concentración de menos de átomo por cm3), que va disminuyendo progresivamente hasta que se convierte en espacio interplanetario. Posiblemente la temperatura de estas partículas de aire, sea durante el día de unos 2.500°C, mientras que por la noche alcanzarían valores cercanos al cero absoluto.

No se puede fijar una altura determinada a la atmósfera. Su densidad disminuye gradualmente desde la superficie y algunos fenómenos observados a por lo menos 800 km de altura (casos especiales de auroras boreales) muestran aún la existencia de atmósfera a esa distancia de la superficie terrestre. Universidad Nacional de Cuyo

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Convencionalmente se fija el límite de la atmósfera en 2 000 km.

La parte principal de la atmósfera la constituye el aire, mezcla mecánica (no química) de diferentes gases, cuyos porcentajes expresados en volumen son aproximadamente los siguientes: ̇

Nitrógeno ...................................... 78.080 %

̇

Oxígeno ......................................... 20.950 %

̇

Argón.............................................

0.930 %

̇

Anhídrido Carbónico ...................

0.035 %

̇

Otros gases...................................

0.005 %

El nitrógeno participa en el reciclado mediante las actividades humanas y por la acción de los microorganismos sobre los desperdicios animales. El oxígeno y el anhídrido carbónico son reciclados (en sentidos opuestos) por medio de la respiración de los animales y a acción de la fotosíntesis de las plantas; este último es también un producto de la combustión de los combustibles fósiles. El argón y los “otros gases” (neón, hidrógeno, helio, criptón, xenón, metano y otros) son inertes y carentes de importancia. En este grupo se incluye también al ozono (O3), producto de la escisión de la molécula de oxígeno (O2) en átomos individuales por la acción de la radiación solar, y que se unen a moléculas intactas. Las proporciones medias señaladas son prácticamente constantes hasta una altura de 18 a 20 km, variando luego, con predominio del hidrógeno por encima de los 100 km.

Además de los componentes citados, existen otros, de los cuales el más importante es el vapor de agua, cuya proporción varía entre 0.05% y 2.5%, en peso, siendo su cantidad función del tiempo y del espacio, principalmente de la temperatura. A pesar de hallarse en la atmósfera en tan pequeña proporción, el vapor de agua es un elemento regulador de la temperatura (tiende a hacerla igual en los diferentes sitios) y su participación en el ciclo hidrológico es imprescindible, sin él sería imposible la vida en la Tierra. La composición de la atmósfera se completa con el denominado polvo o limo atmosférico, constituido por una diversidad de partículas sólidas que se mantienen en suspensión dentro de la misma. Su origen es orgánico en el caso de microorganismos, esporas de las plantas, hongos y bacterias, e inorgánicos para los humos, cenizas volcánicas, material muy fino de la superficie terrestre en suspensión y residuos de combustibles. A pesar de su gran cantidad, su proporción dentro de la masa de aire es, sin embargo, mínima, y el número y naturaleza de las partículas sólidas varía sensiblemente según se trate de lugares densamente poblados, campos, bosques, sitios elevados o situados en el mar, etc. La alta atmósfera está casi libre de este limo atmosférico.

En numerosos problemas prácticos se emplea la , conocida internacionalmente por la sigla ISA, calculada sobre bases de aproximación suficientes y para condiciones medias normales, y que ha sido adoptada por el Comité Internacional de Navegación Aérea.

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Esta atmósfera tipo ha sido definida con los siguientes parámetros: X Temperatura ..................... 15°C X Presión ............................... 1 013.2 hectopascales X Cota .................................... a nivel del mar (0 msnm3) X Gradiente Térmico............ –6.5°C por cada 1 000 metros de altura, hasta los 11 km de altitud, por encima de la cual la temperatura se considera constante, con un valor de –56.5°C.

Prácticamente toda la energía que produce y mantiene los movimientos y variaciones de la atmósfera llega del sol, en forma de radiación. En el sol, la energía radiante se genera a través de procesos en los que el hidrógeno, el elemento más simple se transforma en helio, por medio de reacciones nucleares de fisión. Lanzada a la velocidad de la luz, casi toda la radiación emitida se disipa en el espacio. Cada planeta recibe sólo una ínfima parte. Sobre la Tierra incide aproximadamente una media billonésima parte de la energía radiada por el sol. La longitud de onda de las radiaciones se mide en micrones (10-6 cm) o en ångström (1 Å = 10-10 m). Las ondas correspondientes a la radiación solar, en un 90%, representan un espectro de longitudes de onda comprendido dentro del rango de 0.2 a 2 micrones, o sea longitudes de ondas cortas. La luz solar visible se halla aproximadamente entre los 0.40 y los 0.75 micrones; por debajo se encuentra la radiación ultravioleta (de carácter químico) y por encima la infrarroja (de carácter térmico).

La cantidad de energía que desde el sol llega al límite superior de la atmósfera terrestre, medida sobre una superficie orientada perpendicularmente a los rayos solares, cuando la Tierra se encuentra a su distancia media anual del Sol, se denomina Constante Solar y su valor medio más aceptado es de:4

/6/

1.94

Ly cal = 1.94 min cm * min 2

Este valor es proporcional al cuadrado de la distancia del Sol a la Tierra, en el límite de la atmósfera y varía muy poco en el curso del año, pues la órbita de nuestro planeta es próxima a una circunferencia. Independientemente de ello, experimenta pequeñas variaciones periódicas del 1 al 2% y que se supone están relacionadas con los ciclos de actividad y de manchas solares.

Cuando la radiación llega a una superficie, se “refleja” o se “absorbe”. La fracción reflejada se conoce con el α (0 ≤ α ≤ 1). nombre de Por ejemplo:

X una masa de agua profunda absorbe la mayor parte de la radiación que recibe ...... α ≈ 0.06 X la nieve fresca refleja la mayor parte de la radiación recibida...................................... α ≈ 0.90 En consecuencia:

3

msnm: metros sobre el nivel del mar

4

“Ly” es la magnitud de la Constante Solar, el “Langley”

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/7/

Radiación Incidente

⇒ Ri

Radiación Re flejada

⇒ α * Ri

Radiación Absorbida ⇒ Ri − α * Ri = (1 − α ) * Ri

El albedo mide la proporción de la radiación incidente que se refleja nuevamente hacia la atmósfera, variando su valor en función de la longitud de onda de la radiación y de su ángulo de incidencia, sin embargo, a los efectos prácticos suele adoptarse un valor típico único según la clase de superficie. Por otra parte, la radiación que haya absorbido un cuerpo, es también emitida por el mismo en forma continua, en cantidades que dependen de su temperatura superficial. En estas condiciones de denomina , o simplemente (Rn) al ingreso neto de radiación a la superficie considerada, en cualquier instante, el que será igual en consecuencia, a la diferencia existente entre la radiación absorbida y la emitida, o sea:

Rn = (1 − α ) * Ri − R e

/8/

La radiación neta en la superficie de la Tierra es la mayor fuente de energía para la evaporación del agua.

La radiación emitida está dad por la ley de Stefan-Boltzman:

Re = e * σ * T 4 donde: e ___es la

de la superficie

radiador perfecto o cuerpo negro

e = 1.00

superficie del agua

e ≈ 0.97

σ ___es la constante de Stefan-Boltzman igual a 5.67 * 10 − 8

W m * K4

5

2

T ___temperatura absoluta de la superficie, en °K La longitud de onda λ de la radiación emitida es inversamente proporcional a la temperatura de la superficie, quedando cuantificada por la Ley de Wien:

/9/

5

λm =

0.0029 T °K

W: watt. 1W = 0.0013404 hp

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Como consecuencia de la Ley de Wien, al ser la Tierra más fría que el Sol, su longitud de onda es mayor que la de éste.

Cuando la radiación choca en la atmósfera con partículas pequeñas de un tamaño del mismo orden de magnitud que la longitud de onda de la radiación, ésta se dispersa aleatoriamente en todas las direcciones. Pequeños grupos de moléculas llamados aerosoles expanden la luz en esta forma. El incremento en la cantidad de aerosoles y partículas de polvo en la atmósfera causada por la actividad humana en tiempos modernos, ha originado preocupación acerca del efecto invernadero, mediante el cual parte de la radiación emitido por la Tierra se refleja y dispersa a través de la atmósfera, causando el aumento de esta dispersión un calentamiento global de la superficie terrestre, cuy magnitud exacta no ha podido establecerse todavía.

La intensidad de la radiación solar que llega a la parte superior de la atmósfera se ve reducida, antes de alcanzar la superficie terrestre, por los siguientes efectos:

−

dispersión en la atmósfera

−

absorción en las nubes

−

oblicuidad de la superficie terrestre con respecto a la radiación incidente, función a su vez de la latitud, estación y hora del día

La superficie terrestre se comporta de noche y de día como una fuente “primaria” que emite la mayor parte de la energía solar recibida en forma de radiación infrarroja propia, de tipo puramente calorífico (no visible), ajustándose muy aproximadamente a la de un cuerpo negro. Además, de día solamente, se constituye en una fuente “secundaria” que refleja y difunde una parte de la radiación solar que recibe. La energía radiante emitida por la Tierra se encuentra, en su casi totalidad, en el intervalo de longitudes de onda que van desde 4 a 120 micrones, o sea ondas largas, que no se solapan con las de la radiación solar. Si se designa a la intensidad de radiación solar recibida por un área unitaria en la superficie terrestre por R t y por R a a la radiación emitida por la atmósfera, la que también actúa como un emisor, especialmente en días muy nublados, emitiendo radiación de mayor longitud de onda que la del sol, dado que su temperatura es más baja, la radiación que llega a la superficie terrestre será:

/10/

Ri = R t + R a

Teniendo en cuenta que a su vez la Tierra emite radiación R e (de longitud de onda similar a la radiación atmosférica), la radiación neta recibida en la superficie terrestre será:

R n = (1 − α ) * R i − R e R n = (1 − α ) * (R t + R a ) − R e /11/ La interacción de los procesos de radiación entre la atmósfera y la superficie terrestre es compleja. En términos globales, de cada 100 unidades de radiación solar que llegan a la parte superior de la atmósfera, 51 unidades alcanzan la superficie terrestre y son absorbidas, de estas 51 unidades, 21 son emitidas como radiación de onda larga, dejando una radiación neta de 30 unidades en la superficie terrestre, de las cuales a su vez, 23 se usan para evaporar el agua, retornando luego a la atmósfera como campo de flujo de calor latente, mientras que las 7 unidades restantes calientan el aire que se localiza encima de la superficie, como campo de flujo de calor sensible.

La radiación solar, por su naturaleza, tiene las mismas unidades físicas de una potencia por unidad de superficie. En consecuencia se la puede medir en:

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̇

Ly cal = 2 min cm * min

̇

Ly cal = 2 día cm * día

̇

kW m2

Se deben considerar las siguientes equivalencias:

1 /12/

Ly cal Ly kW =1 2 = 1440 = 0.7 2 min día cm * min m

Como instrumental básico para medir la intensidad de energía radiante, cabe citar: a)

Pirheliómetros........ que miden la intensidad calorífica de la radiación solar que incide en forma perpendicular a una superficie receptora

b)

Piranómetros.......... que miden la intensidad calorífica de la radiación total, o sea la intensidad combinada de la radiación solar directa más la difundida por la atmósfera y las nubes, recibida sobre una superficie receptora horizontal

c)

Radiómetros ........... que miden las radiaciones de cualquier longitud de onda, y que son los utilizados con mayor frecuencia en hidrología en estudios de evaporación y de fusión de nieve. En el primer caso, los datos adecuados a considerar son los correspondientes a las radiaciones incidentes de todas las longitudes de onda, debido a que la reflectividad del agua es relativamente constante. En cambio, la reflectividad de la nieve difiere considerablemente según las longitudes de onda de la radiación incidente, corta (solar) o larga (atmosférica). De allí que se requieran ambos datos por separado.

El calor de un objeto se puede transmitir por conducción, por convección y por radiación: La

........................................es un proceso físico por medio del cual se transmite la energía en forma de ondas electromagnéticas. Esta transmisión se realiza sin la intervención de materia intermedia ponderable como portadora de energía, en línea recta y a una velocidad de 299.400 km/s. Por radiación, la energía solar se transmite, a través del vacío espacial hasta la Tierra, calentando su superficie.

Por el proceso de

En la

..........la transmisión de calor tiene lugar a través de un medio físico y por contacto entre sus moléculas. De esta forma, el calor de la superficie terrestre calienta directamente el aire que se encuentra en la delgada capa de la atmósfera que se halla sobre ella.

................................la transmisión de calor se produce en virtud del desplazamiento propio del aire calentado. De tal forma, el aire de superficie se expande y al ser más ligero que el de las capas superiores, se eleva para ser reemplazado por aire más frío, originando un transporte de calor desde las capas bajas hacia las de mayor altitud.

Por otra parte, el calor que llega desde el sol se concentra principalmente en latitudes bajas, mientras que por el contrario, la radiación que se libera de la Tierra presenta una distribución mucho más uniforme. Este

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equilibrio constituye la causa fundamental de los principales sistemas de vientos y corrientes oceánicas, que llevan el exceso de calor de las regiones tropicales hacia los polos.

Mediante la se expresa numéricamente el efecto que en los cuerpos produce el calor originado por el balance entre la radiación recibida y la emitida. Los elementos básicos de constitución de la materia son los átomos y las moléculas. En un estado de agitación constante, es el nivel de su energía cinética (y por ende de la velocidad de las partículas), la que se mide como temperatura. Las escalas normales (centígradas), usan como referencia el punto de congelamiento y de ebullición del agua bajo condiciones específicas (0°C y 100°C respectivamente). Otra escala toma como valor cero el punto en el que, en teoría, cesa todo movimiento molecular y no hay energía interna, lo que ocurre a los –273.15°C, constituye el punto cero de la escala Kelvin, cuyos grados tienen igual valor que en la escala centígrada. En las aplicaciones de la Hidrología y de la Ingeniería Hidrológica, interesa especialmente la temperatura del aire en las inmediaciones de la superficie terrestre.

En general, la temperatura del aire en la superficie tiende a ser más elevada en latitudes bajas y a disminuir en dirección a los polos. No obstante, esta tendencia se ve distorsionada por la influencia de las masas de tierra y agua, la topografía y la vegetación. En el interior de los continentes y de grandes islas, las temperaturas son más altas durante el verano y menores en invierno, comparadas con las de las zonas costeras de igual latitud. Las temperaturas en sitios elevados son inferiores a las de los niveles bajos y los faldeos septentrionales tienen, en el hemisferio sur, temperaturas más elevadas que los meridionales. Las áreas de densa cubierta vegetal presentan valores mínimos más elevados y máximos más bajos que en zonas áridas, siendo las diferencias mayores en verano. El calor que irradia una gran urbe, que puede llegar a un tercio de la radiación solar que recibe, produce distorsiones locales en el patrón de temperaturas registradas, por lo que éstas pueden no ser representativas de las regiones circundantes. La diferencia anual promedio en este sentido es del orden de 1°C, la mayor parte de la cual se debe a los valores más elevados de la temperatura mínima diaria en las ciudades.

a)

Ciclo diario ...... que presenta una forma sinusoidal con un máximo y un mínimo generalmente muy acusados. Esta variación diaria de temperatura va ligeramente retrasada respecto a la variación diaria de la radiación solar. La temperatura comienza a aumentar poco después de la salida del sol y alcanza su máximo de una a tras horas (media hora en las estaciones oceánicas) después de alcanzar el sol su máxima altitud, el cenit, y disminuye durante la noche hasta la salida del sol, cuando se presenta el valor mínimo. La fluctuación diaria de la temperatura se ve afectada por las condiciones del cielo. En días nublados, la temperatura máxima es menor debido a la reducción de la radiación incidente en la superficie, a la vez que el mínimo es más elevado por la disminución de la radiación reflejada. La fluctuación diaria es también menor sobre los océanos.

b)

Ciclo anual....... que referido a temperaturas medias diarias, presenta también forma sinusoidal. En las regiones continentales, los puntos más cálidos y fríos del ciclo anual de temperaturas van retrasados un mes con respecto a los solsticios. En la provincia de Mendoza, julio es generalmente el mes más frío y enero el más caluroso. En estaciones oceánicas el retraso es de cerca de dos meses y la diferencia de temperatura entre el mes más frío y el más cálido es mucho menor.

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Las temperaturas extremas registradas cada día son de gran importancia a los fines prácticos, y se miden con los siguientes termómetros especiales: a)

Termómetro de máxima .......es un termómetro común de mercurio, con un estrechamiento pronunciado en el capilar, cerca del bulbo. Cuando aumenta la temperatura, el mercurio en dilatación es obligado a pasar el estrechamiento por el volumen e mercurio encerrado en la bulbo, y así sigue haciéndolo hasta que alcanza la temperatura máxima. Sin embargo, cuando el aire y el depósito se enfrían, el mercurio se contrae y entonces queda detenido en el tubo por efecto del estrechamiento y sin poder bajar por sí mismo al no existir fuerzas del lado del tupo capilar que lo obliguen a ello. De esta manera, el mercurio permanece en el capilar, marcando la más alta temperatura a que llegó. Una vez que el observador efectúa la lectura de la misma (todos los días al atardecer), voltea el termómetro hasta que el mercurio del capilar se una nuevamente al contenido en el depósito.

b)

Termómetro de mínima........es un termómetro de alcohol, que al igual que el anterior, se dispone en posición horizontal. En el interior del capilar e halla una pequeña varilla metálica, a manera de índice. Cuando se eleva la temperatura, el alcohol se dilata sobrepasando al índice. Pero cuando aquella desciende, el líquido se contrae notablemente, de modo que el extremo libre de la columna de alcohol toca el índice, el que es arrastrado por la tensión superficial del menisco del alcohol. Alcanzada la temperatura mínima y cuando nuevamente aquella vuelva a aumentar, el índice será dejado atrás por el líquido, marcando el punto más bajo que ha sido alcanzado. En horas de la mañana, luego de anotar la temperatura mínima, el observador inclina el termómetro y lleva al índice hasta el menisco.

El termógrafo es un instrumento inscriptor que registra de modo continuo la temperatura del aire. La parte esencial del mismo puede ser de dos clases. En el primer tipo, un tubo metálico curvado y fijo en uno de sus extremos, de sección elíptica, se llena de alcohol; al elevarse la temperatura, el alcohol se dilata y tiende a enderezar el tubo, movimiento que se registra mediante dispositivos adecuados. El segundo sistema consiste en dos láminas de metales diferentes solidarias y curvadas, con un extremo fijo. Dado que la lámina externa es de un metal que se dilata más que el interno, cualquier aumento de temperatura tiende a aumentar la curvatura del par metálico y cualquier descenso a enderezarlo. El registro de los movimientos así producidos permite el conocimiento de los valores térmicos en forma continua, constituyendo una gráfica que se cono como termograma.

a)

Temperaturas Extremas ..........................los valores de las temperaturas máximas y mínimas absolutas (ya sea diarias, mensuales, anuales o par un período de años determinado), resultan directamente de las mediciones efectuadas.

b)

Temp. Extremas Medias Mensuales ......las temperaturas máximas y mínimas medias mensuales se calculan como las medias aritméticas de los correspondientes valores diarios.

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c)

Temp. Extremas Medias Anuales........... las temperaturas máximas y mínimas medias anuales se calculan como las medias aritméticas de los correspondientes valores mensuales.

d)

Temperatura Media Diaria ...................... en la práctica, la temperatura media verdadera, definida por la ordenada media de los termogramas, no se calcula, habiéndose establecido convencionalmente considerar como temperatura media diaria, a la que resulta de aplicar algunos de los siguientes criterios:

−

Sumar y promediar las temperaturas leídas en tres horarios preestablecidos (en la República Argentina, a las 8, 14 y 20 horas, o las 9, 15 y 21, de acuerdo al huso horario vigente en cada caso).

−

Calcular la media aritmética de las temperaturas extremas diarias, método que resulta muy sencillo y es el aplicado por el Weather Bureau de los EE.UU.

La diferencia de estos procedimientos simplificativos con el valor exacto, es de algunas décimas de grado. e)

Temperaturas Medias Mensuales .......... son las medias aritméticas de las temperaturas medias diarias

f)

Temperaturas Medias Anuales ............... son las medias aritméticas de las temperaturas medias mensuales

Para evitar el empleo erróneo de los datos de temperatura, es necesario tener en cuenta la terminología y los métodos de cálculo que se han normalizado internacionalmente. Los términos promedio y media se refieren siempre a promedios aritméticos, empleándose en forma indistinta. El término normal se utiliza como patrón de comparación, siendo igual al valor promedio para una fecha, mes, estación o año, en un período específico de 30 años que abarca las tres décadas completas anteriores a la fecha de su cálculo (por ejemplo, 1961 a 1990 para un estudio en 1997). En virtud de ello, los valores de temperaturas “normales” deben recalcularse cada década terminada, descartando los 10 primeros años del período total de 30 años considerado y añadiendo los 10 más recientes.

Es la diferencia de un grado en un día ente la temperatura media diaria y una temperatura de referencia. El número de grados-día en un mes o algún otro intervalo de tiempo es la suma total de los valores diarios. En los cálculos de la fusión de la nieve, el número de grados-día para un día determinado es igual a la temperatura media diaria menos la temperatura de referencia, tomando todas las deferencias negativas iguales a cero.

La temperatura del suelo y a mayores profundidades por debajo de la superficie terrestre, tiene importancia en varios campos de la ingeniería. En el caso específico de interés par la hidrología agrícola, debe tenerse presente que el suelo constituye una parte importante del ambiente físico que rodea la planta. Debido al íntimo contacto entre las raíces y el suelo, las variaciones de temperatura de éste, afectan notablemente los procesos fisiológicos que se cumplen en la parte subterránea de las plantas. Por otra parte,

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2-19

el régimen geotérmico a distintas profundidades es también de relevancia en el caso de excavaciones profundas o en túnel, frecuentemente presente en obras hidráulicas de mediana y gran envergadura.

A una profundidad suficiente contada a partir de la superficie del terreno, no llegan las influencias de las variaciones diarias y anuales referidas en 2.e.2; eventualmente podrían experimentarse variaciones en períodos de tiempo sumamente largos, seculares por ejemplo, si las mismas existiesen. La capa en la cual ya no se observa ni la variación diaria ni la anual, se denomina capa invariable. La profundidad a la cual ésta se encuentra depende de la naturaleza del terreno y de la variación anual en superficie, habiéndose registrado valores variables entre 6 y 25 metros.

A partir de la capa invariable, si bien la temperatura se mantiene constante todo el año, la misma crece con la profundidad, con tasas de incremento variables según las regiones. En número de metros que hay que descender para obtener un aumento de un grado se denomina grado geotérmico. Su valor promedio es de 33 metros y el mínimo conocido de 7.80 m en Alsacia (Francia).

Es la diferencia entre la temperatura máxima y mínima registrada en un día dado, es de suma importancia en climatología. Se la denomina también rango diario o fluctuación diaria de la temperatura.

El aire, además de ser elástico y expansible, es también un cuerpo pesado. En la atmósfera, las capas superiores presionan sobre las capas inferiores comprimiéndolas. Para que exista equilibrio en una masa dada de aire, es necesario que la fuerza elástica del aire sea igual a la presión que soporta por el efecto de las capas superiores. En estas condiciones, se denomina en un punto dado, a la presión, igual en todas las direcciones, que la masa de aire ejerce sobre la superficie de los cuerpos que se hallan en su seno, y ubicados en ese punto. Esta presión es igual a la tensión elástica o fuerza expansiva del aire en dicho punto. En física se define una presión como el cociente entre la acción de una fuerza y la unidad de superficie sobre la cual actúa, cualquiera sea la posición de esa superficie. Por lo tanto la presión atmosférica es numéricamente igual al peso de una columna de aire que tenga como base la unidad de superficie sobre la que actúa, y como altura, la de la atmósfera. Siendo el peso de una columna de aire el producto de su volumen, constante, por su peso específico, se comprende que al variar éste, también cambiará la presión. El peso específico del aire oscila entre amplios límites debido a los cambios de temperatura ambiente, estado hidrométrico, altitud, etc.

La fuerza ejercida por la atmósfera puede ser valorada, como todas las fuerzas, en gramos, kilogramos dinas, Newton, etc. Como unidad de presión se toma la que se produce sobre un centímetro cuadrado de superficie, . en condiciones preestablecidas (a nivel del mar y a 0°C de temperatura) y a la que se denomina Una manera muy generalizada para explicar su valor, es la que se deriva del conocido experimente de Torricelli, indicándola por medio de la altura de la columna de mercurio que equilibre dicha presión, la que expresada en milímetros, en iguales condiciones, alcanza un valor de 760. Teniendo en cuenta el volumen que surge de las dimensiones indicadas y el peso específico del mercurio, la mencionada columna equivale a una presión de: Universidad Nacional de Cuyo

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p = h * γ = 76cm * 13.5959

/13/

p = 1033 .288

/14/

kg g g = 1033.288 = 1.033 3 2 cm2 cm cm

m g * 0.980665 2 = 1013 .3milibares 2 s cm

En lugar de mercurio, podría usarse para la determinación de la presión atmosférica cualquiera otro líquido (agua, glicerina, petróleo, etc.) y se obtendrían resultados equivalentes, con la diferencia que el tubo a emplear sería mucho más largo, con lo que resultaría de difícil manejo. Por ejemplo, la altura de la columna de agua necesaria para equilibrar la presión atmosférica, a nivel del mar, sería, teniendo en cuenta que el mercurio tiene una densidad 13.5959 veces mayor que la del agua:

p = 0.76m * 13.5959 = 10.33m

/15/

En la 8va Reunión de la OMM se decidió utilizar como unidad de presión el Pascal Pa correspondiente a la unidad de presión del Sistema Internacional de Unidades (SI), pero dado que la misma resulta demasiado pequeña para su uso en meteorología, se fijó su múltiplo, el hectopascal hPa como unidad de presión, que posee el mismo valor numérico que el milibar. En definitiva resultan las siguientes equivalencias:

kg = 1013.3 mb cm2 kN 1 atm = 1013.3 hPa = 101.33 2 = 10.33 mmHO 2 m

1 atm = 760 mmHg = 1.033 /16/

Además:

1 mmHg = 1.333 mb = 1.333 hPa = 0.133 /17/ 1 mb = 1 hPa = 0.75 mmHg = 0.1

kN m2

kN m2

Se pueden reducir fundamentalmente a tres tipos: a)

Variación diaria....... que suele tener dos máximos y dos mínimos. En los países tropicales los máximos se producen a las 10 y 22 horas, mientras que los mínimos ocurren a las 4 y las 16 horas. En esta doble oscilación, el valor más alto es el de las 10 horas y el más bajo el de las 16 horas. En las regiones templadas el fenómeno es menos neto y su amplitud menor; sin embargo se manifiesta claramente al calcular las presiones normales horarias. La amplitud de esta oscilación no es grande, excediendo raramente los 4 mmHg; por lo general es más acentuada en verano que en invierno. Asimismo esta amplitud diaria disminuye con el aumento de latitud y es mayor en regiones continentales que en las próximas a los océanos.

b)

Variación anual ....... la que se halla influida por la latitud, siendo las variaciones mayores en las zonas de latitudes altas. En la República Argentina, salvo pequeñas excepciones, la presión es máxima en invierno y mínima en verano, comportamiento que se debe en gran parte a la marcha de la temperatura; en invierno aumenta la presión, pues el aire está frío y con ello se incrementa su densidad, situación que se invierte durante el

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verano. Además la amplitud entre los valores extremos disminuye con la altitud, del orden de 5 mmHg sobre el nivel del mar a 2 mmHg en localidades ubicadas a 3000 msnm.

Las oscilaciones que experimenta la presión atmosférica en un mismo lugar no son exageradamente grandes. En cambio sí es muy marcada su variabilidad con la altitud.

20 000

17 500

15 000

Cota [msnm]

12 500

10 000

7 500

5 000

2 500

0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

600

650

700

750

800

Presión Atmosférica [mmHg]

Al contrario de lo que sucede con el agua, en la que por ser prácticamente incompresible y mantener su densidad casi inviable, la presión aumenta linealmente con la profundidad, en el aire se registra una rápida disminución de la misma con la altura, llegándose a una presión prácticamente nula a los 55 000 metros. Ello es debido a que a medida que aumenta la elevación, el aire se halla sometido a menor presión y se expande, disminuyendo en consecuencia su densidad.

Además de las variaciones regulares o periódicas (diaria y anual), la presión atmosférica acusa continuamente otra de carácter irregular, debidas al pasaje frecuente de centros de altas y bajas presiones, que determinan la circulación de masas de aire sobre la localidad considerada. Muy en general, condiciones de presión alta se corresponden con tiempo bueno, vientos suaves y temperaturas relativamente bajas; y las presiones bajas, con tiempo cálido, nublado, con lluvias y vientos fuertes. Cuando la depresión es de origen térmico, es frecuente que sea acompañada de buen tiempo. La magnitud de las variaciones irregulares crece con la latitud; así en la zona norte de nuestro país la deferencia entre la presión más alta y la más baja registrada durante un año es del orden de los 15 mmHg en la zona mesopotámica y de 31 mmHg en el sur de la Patagonia.

Los instrumentos destinados a la medición de la presión atmosférica son los barómetros. En meteorología son dos los tipos comúnmente empleados: los barómetros de mercurio y los aneroides. Universidad Nacional de Cuyo

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2-22

El barómetro utilizado en la mayor parte de las estaciones meteorológicas argentinas es el barómetro , perteneciente al primer tipo (de mercurio). Se trata de un instrumento muy sensible y frágil, por lo que siempre se lo instala en el interior del edificio de la estación meteorológica. Consta esencialmente de un tubo de vidrio de unos 90 cm de largo y con un diámetro interno de 12 mm, que se encuentra parcialmente lleno de mercurio (ver Figura 3). Su extremo superior está cerrado y el otro extremo descansa sobre una cubeta con mercurio, equilibrándose, de acuerdo con los principios conocidos de la física, el peso de la columna de mercurio contenida en el tubo, con la fuerza que la presión atmosférica ejerce sobre la superficie libre del mercurio de la cubeta. El tubo va protegido, lo mismo que la cubeta, por una carcaza de metal. En la parte inferior existe un tornillo, llamado de enrase, que en el momento de efectuar la lectura de la presión, hace desplazar la superficie libre del mercurio de la cubeta, hasta llevarlo al nivel cero del instrumento. En la parte superior del tubo, exteriormente, hay una escala graduada en milibares (o su equivalente, hectopascales) y en milímetros, junto a la cual ubica un vernier con escala propia. Mediante el desplazamiento del mismo hasta la parte superior de la columna de mercurio, puede efectuarse la lectura de la presión atmosférica con la precisión de 0.05 mmHg. Junto al tubo metálico va adosado un termómetro común, cuya lectura es utilizada para la corrección de la presión por temperatura.

La lectura directa de la presión atmosférica efectuada en el barómetro, sólo tiene utilidad comparativa en la estación considerada. Para su aplicación en la preparación de los mapas de isobaras de una región determinada, deben efectuarse las siguientes correcciones: Universidad Nacional de Cuyo

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a) por temperatura ............ reduciéndola a 0°C b) por altura ........................ reduciéndola al nivel del mar c) por gravedad................... reduciéndola a 45° de latitud d) por construcción ............ reduciéndola por la constante del aparato empleado Las tres primeras correcciones se efectúan mediante el empleo de tablas.

Su funcionamiento se basa en el principio que sustenta a los , en los cuales el elemento sensible que capta las variaciones de presión es una cápsula metálica herméticamente cerrada, de la que se ha extraído parcialmente el aire (ver Figura 3). A fin de que la presión atmosférica no aplaste la cápsula, en su interior se coloca un resorte metálico que mantiene separadas ambas caras. Cuando aumenta la presión atmosférica, la cápsula se comprime ligeramente, y cuando aquella disminuye, la cápsula aumenta de tamaño. Estos movimientos se transmiten a través de un sistema de palancas hasta un indicador a aguja, que sobre una escala registra el valor de la presión. En los barógrafos, las variaciones de presión se captan a través de una sucesión de 8 a 10 cápsulas aneroides colocadas en serie, para logra una adecuada amplificación de aquellas, y que transmiten el valor de la presión a un dispositivo registrador, el que a su vez inscribe la curva de presión en una banda adosada al . tambor giratoria, dando lugar a un registro continuo, al que se denomina

En un momento determinado, la presión atmosférica, referida al nivel del mar, es diferente aún en estaciones relativamente poco alejadas unas de otras, lo cual constituye el indicio de un desequilibrio dinámico de la atmósfera y la causa de los vientos. Así, la representación del relieve barométrico en mapas isobáricos es una de las bases de la Meteorología Práctica. Se denomina isobara al lugar geométrico de los puntos de igual presión barométrica en un momento dado. El conjunto de las isobaras define un relieve barométrico, cuyos puntos singulares mas importantes son: X los centros de altas presiones o anticiclones X los centros de bajas presiones o ciclones o depresiones Los demás accidentes del relieve barométrico son denominados con términos similares a los empleados en topografía: vaguada, cresta o dorsal, garganta, pantano, etc. Como la presión barométrica varía con la altura sobre el suelo, los mapas isobáricos deben trazarse refiriendo la presión al nivel del mar. El trazado isobárico forma el fondo de los mapas meteorológicos y en especial, de los mapas sinópticos del tiempo, los que contienen además diversos símbolos, que traducen en el plano los resultados de las observaciones (temperatura, humedad, viento, nubosidad, precipitaciones, etc.) efectuadas en las diversas estaciones de la red meteorológica (a nivel de país o continente).

Determinar los Índices Climáticos (de Martone, de Knoche, de Blair y de Thornthwaite) para la zona este de la Provincia de Mendoza – Argentina. El siguiente cuadro presenta los valores mensuales de las variables meteorológicas medidas en la Estación San Martín (Lat. 33 05 S, Long. 68 25 W, Alt. 653 msnm) ubicada en la zona a estudiar. Se debe considerar también la cantidad de días con lluvia al año, n = 45. Universidad Nacional de Cuyo

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2-24

23.9

22.6

19.1

15.6

11.0

7.0

7.0

9.8

12.7

16.9

20.4

22.9

15.7

53

58

65

69

68

70

65

52

49

49

50

51

58

8

8

7

6

6

6

6

8

9

10

10

9

8

30

31

23

5

4

2

2

1

3

7

12

24

144

10.9

10.1

8.6

7.9

7.1

6.5

6.7

8.0

8.2

9.5

10.6

10.9

8.8

3.0

3.0

3.1

3.1

3.5

3.5

3.5

2.8

3.0

3.1

3.2

2.9

3.1

Las fórmulas a utilizar son las siguientes: MARTONE

P 147 = =6 T + 10 15.7 + 10 Estepa Desértica con posibilidades de cultivo bajo riego

KNOCHE

n*P 45 * 147 = =3 100 * (T + 10 ) 100 * (15.7 + 10 ) Aridez: Extrema

BLAIR

IB = P = 144 Clima: Árido

IM =

IK =

10

THORNTHWAITE

10

⎛ 2.82 * Pi ⎞ 9 ⎛ 2.82 * 30 ⎞ ⎟⎟ = ⎜ PE = ∑ ⎜⎜ ⎟ ⎝ 1.8 * 23.9 + 22 ⎠ i =1 ⎝ 1.8 * Ti + 22 ⎠ Clima: Árido; Vegetación: Desértico 12

9

10

⎛ 2.82 * 24 ⎞ +K+ ⎜ ⎟ ⎝ 1.8 * 22.9 + 22 ⎠

9

=7

TE = 5.4 * T = 5.4 * 15.7 = 85 Clima: Mesotermal; Vegetación: Floresta Media

Graficar el termograma diario correspondiente a la semana del 7 al 13 de enero de 2008. En el Cuadro 6: se presentan los valores horarios medios de: temperatura, en °C , punto de rocío, en °C y presión atmosférica, en hPa . La distribución de datos es la siguiente: 26

Temperatura ambiente

14

Punto de Rocío

1010

Presión Atmosférica

El termograma diario para el período estudiado se presenta en la Figura 4.

Graficar el termograma anual de temperaturas medias, máximas absolutas y mínimas absolutas correspondiente a la Estación Meteorológica Aeropuerto de Mendoza. El siguiente cuadro presenta los valores de temperaturas mensuales graficadas en la Figura 5.

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2-25

31.9

30.7

27.7

23.0

18.5

15.0

15.2

17.4

20.7

24.3

28.2 30.7

15.7

14.7

12.2

7.9

4.2

1.5

1.2

2.9

5.9

9.3

11.9 14.3

23.7

22.3

19.6

14.9

10.7

7.4

7.6

9.7

13.1

16.6

20.0 22.4

42.7

41.0

37.0

34.0

29.8

34.2

31.2

33.4

34.2

36.3

40.4 42.5

4.2

2.2

-1.8

-2.5

-5.0

-9.2

-8.2

-5.5

-4.0

-0.7

-0.3

2.0

38 36 34 32 30 28 26

Temperatura [°C]

24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 07-01 00:00

08-01 00:00

09-01 00:00

10-01 00:00

11-01 00:00

12-01 00:00

13-01 00:00

14-01 00:00

45 40 35 30

Temperatura [°C]

25 20 15 10 5 0 -5 -10 Jul

Ago

Sep

Má xim a Me dia Diaria

Universidad Nacional de Cuyo

Oct

Nov

Dic

Mínima Media Diaria

Ene Media Dia ria

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Fe b

Mar

Má xima Absoluta

Abr

May

Jun

Mínima Absoluta

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DIA 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

24

25

26

27

28

29

30

00 26 14 1010 28 13 1012 29 11 1011 26 8 1019 28 16 1016 31 16 1012 30 16 1008 28 17 1009 30 17 1006 32 16 1000 22 8 1015 23 6 1013 27 12 1008 29 15 1011 31 16 1011 31 19 1008 22 12 1012 28 14 1004 25 7 1013 24 4 1015 28 11 1008 23 13 1010 21 17 1016 18 17 1018 21 20 1015 20 17 1016 20 13 1017 23 17 1015 19 16 1017 19 17 1020

2-26

01 26 14 1009 26 13 1012 28 11 1009 26 8 1019 27 16 1014 32 16 1009 29 16 1007 28 16 1007 30 16 1004 30 10 998 21 4 1015 23 6 1012 26 12 1007 29 14 1009 30 19 1009 30 19 1005 21 13 1010 27 14 1003 25 8 1011 24 16 1013 26 12 1006 23 13 1011 21 18 1015 18 17 1016 21 20 1014 20 17 1016 20 14 1016 23 18 1013 19 16 1016 19 17 1021

02 26 14 1011 26 13 1012 27 12 1011 25 8 1019 26 16 1016 30 16 1011 28 15 1010 28 17 1009 29 16 1007 29 8 1001 19 4 1017 21 4 1013 25 13 1008 27 15 1011 30 19 1011 30 19 1008 20 13 1011 25 14 1005 24 7 1013 23 16 1014 25 12 1009 20 14 1015 18 17 1017 18 17 1017 19 19 1015 20 17 1016 20 13 1019 23 18 1016 19 16 1018 19 17 1021

03 24 13 1010 25 13 1010 27 13 1011 24 8 1019 25 16 1016 28 11 1011 25 18 1011 26 18 1008 29 17 1007 29 8 1002 19 5 1017 19 7 1012 23 13 1008 26 15 1011 28 18 1011 31 15 1009 20 12 1010 24 14 1006 24 6 1014 22 16 1013 25 11 1009 20 14 1016 16 16 1017 17 16 1017 19 18 1015 19 17 1015 20 13 1018 22 16 1016 18 16 1019 18 17 1020

04 24 13 1007 23 14 1007 26 12 1009 23 5 1017 24 17 1013 26 16 1007 24 18 1008 26 16 1006 29 17 1003 24 9 1000 18 6 1016 18 7 1010 21 11 1006 25 16 1009 28 18 1007 27 18 1008 19 11 1006 26 12 1002 24 7 1011 21 15 1011 24 12 1004 18 14 1015 16 16 1017 17 17 1015 19 18 1013 19 17 1013 20 13 1016 22 16 1014 18 16 1018 18 16 1018

Universidad Nacional de Cuyo

05 23 12 1009 20 14 1009 26 13 1012 22 5 1019 24 17 1015 26 16 1009 24 18 1011 25 15 1008 29 18 1005 23 7 1003 17 1 1018 17 7 1011 20 11 1007 25 15 1011 27 18 1009 24 19 1011 19 8 1009 26 12 1008 24 7 1013 21 15 1013 23 13 1009 18 14 1017 16 16 1017 18 17 1016 18 17 1014 19 17 1015 20 13 1017 22 16 1016 19 16 1018 17 17 1019

06 23 13 1009 19 14 1009 26 13 1012 21 6 1018 24 17 1015 24 17 1009 23 18 1011 25 15 1008 28 17 1005 24 8 1004 17 -2 1018 18 8 1011 22 12 1008 25 17 1012 26 18 1010 24 11 1012 18 9 1008 24 6 1008 21 8 1012 20 15 1013 23 13 1010 18 13 1017 15 15 1017 18 17 1015 19 18 1014 18 16 1016 19 12 1017 17 16 1016 19 16 1018 19 16 1015

07 22 13 1009 19 14 1008 24 13 1009 20 6 1016 22 16 1011 24 17 1004 23 19 1009 26 16 1006 25 17 1003 25 7 1003 16 -2 1019 17 8 1009 22 12 1006 25 16 1010 25 16 1007 24 6 1008 17 10 1006 26 2 1007 20 8 1009 20 15 1011 22 13 1009 18 13 1015 15 15 1016 18 18 1014 18 18 1014 18 16 1016 19 14 1017 17 16 1016 19 16 1017 19 16 1019

08 23 12 1009 19 13 1010 23 14 1014 20 6 1019 22 16 1016 24 17 1009 22 18 1012 27 13 1009 23 16 1006 24 6 1007 15 -1 1020 17 7 1011 21 12 1009 24 16 1013 25 16 1010 23 6 1014 16 10 1008 26 1 1012 20 7 1012 19 15 1013 22 13 1012 18 13 1017 15 15 1017 18 18 1016 18 18 1015 18 16 1017 18 14 1018 18 17 1017 19 16 1019 18 15 1018

09 24 14 1010 22 15 1011 24 7 1017 21 8 1019 24 16 1016 26 16 1010 25 19 1013 28 9 1010 25 16 1006 25 4 1009 16 0 1020 19 7 1012 22 12 1010 25 17 1014 26 16 1011 23 3 1016 19 10 1008 24 0 1013 21 7 1013 21 14 1013 23 13 1014 18 13 1017 15 15 1018 19 17 1016 18 18 1015 19 16 1017 18 14 1018 19 17 1016 19 16 1019 18 15 1019

10 26 14 1008 24 17 1009 24 7 1017 23 9 1018 25 17 1015 28 16 1007 28 15 1009 27 7 1008 27 16 1004 23 8 1008 18 1 1020 21 8 1011 24 13 1008 26 16 1012 28 18 1009 23 4 1015 22 9 1006 26 1 1012 23 9 1011 22 15 1012 24 13 1012 20 13 1014 16 15 1017 19 17 1016 19 18 1014 20 17 1016 19 15 1017 21 18 1015 20 16 1019 19 16 1018

HORA 11 12 29 30 14 15 1010 1010 26 28 17 17 1010 1010 23 25 8 10 1020 1020 25 26 9 10 1020 1019 26 28 17 18 1017 1016 29 31 16 17 1010 1009 26 31 17 17 1017 1009 29 30 6 8 1010 1010 29 30 16 18 1006 1005 23 24 6 6 1011 1010 18 19 -1 1 1020 1020 23 24 9 9 1012 1012 25 27 15 15 1010 1010 27 29 17 18 1014 1014 31 29 16 17 1012 1012 22 22 9 9 1017 1016 25 27 7 8 1007 1007 25 25 3 3 1014 1014 25 25 7 13 1013 1013 24 26 16 16 1013 1008 24 25 11 12 1014 1013 23 24 12 11 1016 1015 16 17 15 16 1018 1018 20 22 17 18 1017 1016 20 22 18 19 1016 1016 24 25 17 17 1017 1016 20 21 15 15 1018 1017 21 23 18 15 1016 1016 20 22 16 16 1020 1020 19 18 16 16 1019 1019

13 32 16 1008 29 16 1008 26 8 1018 28 10 1017 29 18 1013 33 18 1005 30 15 1011 31 9 1007 31 19 1002 25 6 1008 20 1 1019 26 9 1009 28 15 1008 30 17 1011 31 17 1008 23 9 1013 29 9 1004 29 2 1012 27 15 1011 26 16 1012 27 14 1011 24 12 1013 18 16 1017 23 18 1016 23 19 1014 25 17 1014 23 16 1017 24 16 1015 22 16 1019 19 16 1018

14 32 14 1009 31 14 1009 27 6 1019 30 8 1018 30 18 1015 35 17 1008 30 18 1015 32 10 1009 32 20 1004 25 7 1009 22 2 1019 28 9 1011 30 16 1009 32 18 1013 33 15 1011 25 9 1014 30 8 1006 30 5 1013 28 14 1012 28 16 1011 27 14 1012 24 12 1015 18 16 1018 24 18 1016 24 18 1015 27 18 1015 24 16 1016 25 17 1016 22 17 1020 22 16 1018

Facultad de Ingeniería

15 33 14 1008 33 14 1008 28 7 1018 30 9 1017 32 16 1014 37 16 1006 32 16 1014 33 11 1008 34 19 1002 26 8 1009 23 1 1017 30 10 1010 31 16 1009 33 17 1012 33 18 1010 26 9 1014 32 10 1005 30 4 1012 29 14 1012 29 16 1010 28 15 1011 26 12 1014 18 16 1017 25 19 1015 25 18 1014 26 17 1014 25 15 1015 26 17 1015 22 16 1019 23 15 1017

16 33 14 1005 33 13 1005 29 8 1015 32 10 1014 33 16 1011 38 17 1002 32 13 1008 33 10 1005 34 19 999 27 8 1006 25 2 1015 31 9 1006 32 16 1006 33 17 1009 34 18 1009 27 9 1011 32 9 1002 31 6 1010 31 14 1009 30 14 1007 30 15 1008 26 12 1012 19 16 1016 24 18 1014 26 17 1012 26 18 1012 26 15 1013 27 16 1012 24 16 1017 24 15 1015

17 34 14 1007 34 13 1006 29 8 1016 32 10 1015 35 17 1012 39 18 1004 33 15 1009 34 10 1007 36 17 1000 27 9 1007 26 3 1015 32 8 1008 33 16 1008 35 15 1011 35 17 1008 27 9 1011 33 11 1003 31 7 1011 31 15 1010 31 15 1008 30 15 1009 26 12 1013 20 17 1016 24 18 1014 26 18 1013 22 19 1014 27 15 1014 27 16 1014 24 17 1018 23 16 1015

18 35 13 1006 36 13 1005 30 9 1016 33 10 1014 35 16 1011 40 17 998 34 15 1008 34 12 1006 36 17 999 28 8 1007 28 1 1013 33 8 1007 33 16 1008 35 15 1010 36 17 1007 27 9 1011 34 10 1002 31 8 1011 31 15 1010 33 15 1008 31 14 1008 26 13 1012 21 16 1016 25 18 1013 25 18 1013 21 19 1015 27 15 1013 26 17 1014 24 16 1017 23 16 1015

19 36 13 1003 36 12 1005 29 10 1014 32 9 1012 35 16 1008 40 17 1004 34 16 1005 34 12 1003 37 16 995 28 8 1005 28 3 1011 34 9 1004 33 15 1005 34 15 1007 36 17 1004 28 9 1008 34 11 1000 31 9 1008 32 13 1007 34 15 1004 31 14 1005 25 13 1010 20 15 1015 26 18 1012 25 18 1011 20 17 1013 28 15 1011 24 18 1013 24 17 1016 24 15 1013

20 35 11 1005 36 12 1005 30 10 1016 32 11 1014 34 16 1010 38 18 1004 34 14 1007 34 13 1005 36 16 997 28 8 1007 28 4 1012 32 11 1006 33 16 1008 34 15 1009 36 17 1006 28 9 1010 34 12 1002 31 11 1010 31 14 1009 33 14 1006 32 15 1007 25 14 1012 20 16 1016 23 18 1013 25 18 1012 22 16 1013 27 15 1012 23 20 1015 18 17 1018 24 15 1014

21 33 13 1005 34 13 1006 29 8 1016 32 12 1014 33 16 1010 38 17 1004 34 12 1007 34 14 1005 35 18 997 27 8 1007 27 5 1012 32 12 1006 33 14 1008 34 16 1010 35 17 1007 27 10 1010 34 12 1002 30 7 1011 25 15 1011 32 14 1006 31 15 1007 22 15 1012 20 16 1016 22 19 1014 24 18 1013 21 15 1015 27 15 1012 19 17 1016 18 16 1018 24 15 1014

22 31 13 1004 32 14 1005 27 10 1015 30 13 1013 33 17 1009 35 23 1003 31 16 1005 32 15 1005 33 18 996 25 8 1007 25 5 1011 30 12 1005 30 16 1007 32 16 1008 34 17 1002 26 11 1009 31 13 1001 28 11 1009 24 14 1012 31 14 1006 29 15 1005 21 18 1013 19 17 1016 21 20 1012 22 16 1013 22 13 1013 26 18 1012 18 17 1016 18 18 1016 22 16 1013

23 29 12 1009 30 10 1009 26 9 1018 28 14 1016 32 16 1011 32 20 1007 30 16 1008 31 15 1006 32 17 999 23 8 1012 24 5 1013 28 11 1007 30 14 1010 31 16 1011 34 17 1007 24 11 1011 29 15 1004 26 8 1012 24 15 1014 29 12 1007 28 13 1008 21 17 1014 19 16 1017 21 20 1015 21 17 1015 21 13 1015 24 18 1014 19 16 1017 18 18 1019 21 16 1014

Hidrología I/Hidrología II

Un iv er sida d Naci ona l de C u yo F a c u lt a d d e In gen ier ía I ng en ie r ía C iv il

Guía de Estudio para las Cátedras:

Ing. Esp. Rubén VILLODAS

TEMA 3.a: LOS VIENTOS ...................................................................................................................................................... 3-1 3.a.1. DEFINICIÓN Y COMPONENTES ........................................................................................................................ 3-1 3.a.2. VARIACIÓN GEOGRÁFICA.................................................................................................................................. 3-1 3.a.2.i. Vientos Locales .............................................................................................................................................. 3-1 3.a.2.ii. Variación con la Altura ................................................................................................................................. 3-3 3.a.3. INTENSIDADES ................................................................................................................................................... 3-3 3.a.4. MEDICIÓN ............................................................................................................................................................ 3-3 3.a.4.i. Veletas y Anemómetros ............................................................................................................................... 3-3 3.a.4.ii. Anemógrafos.................................................................................................................................................. 3-5 3.a.4.iii. Anemómetros de Mano................................................................................................................................ 3-5 3.a.5. PRESENTACIÓN DE DATOS.............................................................................................................................. 3-5 TEMA 3.b: MASAS DE AIRE ................................................................................................................................................. 3-6 3.b.1. SUPERFICIES FRONTALES ............................................................................................................................... 3-7 3.b.1.i. Frente Frío...................................................................................................................................................... 3-7 3.b.1.ii. Frente Cálido.................................................................................................................................................. 3-8 3.b.1.iii. Frente Estacionario ....................................................................................................................................... 3-8 3.b.2. LAS NUBES.......................................................................................................................................................... 3-8 3.b.2.i. Constitución ................................................................................................................................................... 3-9 3.b.2.ii. Formación....................................................................................................................................................... 3-9 3.b.2.iii. Clasificación.................................................................................................................................................... 3-9 3.b.2.iv. Heliofanía......................................................................................................................................................3-12 3.b.3. LAS NIEBLAS.....................................................................................................................................................3-13 3.b.3.i. Tipos ..............................................................................................................................................................3-13 3.b.4. LOS METEOROS................................................................................................................................................3-14 3.b.4.i. Hidrometeoros .............................................................................................................................................3-14 3.b.4.ii. Litometeoros ................................................................................................................................................3-15 3.b.4.iii. Fotometeoros ...............................................................................................................................................3-15 3.b.4.iv. Electrometeoros...........................................................................................................................................3-15 3.b.4.v. La Contaminación .......................................................................................................................................3-15 TEMA 3.c: LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA .......................................................................................................................3-15 3.c.1. IMPORTANCIA METEOROLÓGICA .................................................................................................................3-15 3.c.2. LOS CAMBIOS DE ESTADO ............................................................................................................................3-16 3.c.2.i. Evaporación, condensación, sublimación y fusión..................................................................................3-16 3.c.2.ii. Calor Latente................................................................................................................................................3-16 3.c.3. TENSIÓN DE VAPOR ........................................................................................................................................3-16 3.c.3.i. Temperatura del Aire vs Tensión de Vapor de Saturación....................................................................3-17 3.c.4. DENSIDAD DEL AIRE HÚMEDO ....................................................................................................................3-18 3.c.5. INDICES DE HUMEDAD ..................................................................................................................................3-19 3.c.5.i. Humedad Absoluta......................................................................................................................................3-19 3.c.5.ii. Humedad Relativa.......................................................................................................................................3-20 3.c.5.iii. Humedad Específica....................................................................................................................................3-20 3.c.5.iv. Razón de Mezcla..........................................................................................................................................3-21 3.c.5.v. Punto de Rocío.............................................................................................................................................3-22 3.c.5.vi. Agua Precipitable.........................................................................................................................................3-22 3.c.5.vii. Resumen de Unidades................................................................................................................................3-22 3.c.6. DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA.........................................................................................................................3-23

3.c.7. 3.c.8.

VARIACIONES ................................................................................................................................................... 3-23 MEDICIÓN ......................................................................................................................................................... 3-23

TEMA 3.d: 3.d.1. 3.d.2. 3.d.3. 3.d.4. 3.d.5.

EJERCICIOS RESUELTOS ............................................................................................................................... 3-25 ROSA DE LOS VIENTOS.................................................................................................................................. 3-25 HUMEDAD RELATIVA ..................................................................................................................................... 3-26 HUMEDAD ABSOLUTA ................................................................................................................................... 3-28 AIRE HÚMEDO ................................................................................................................................................. 3-28 AGUA PRECIPITABLE...................................................................................................................................... 3-29

Figura 7.

Vientos: el Pampero y el Zonda ..............................................................................................................................3-2

Figura 8.

Anemómetro y Veleta...............................................................................................................................................3-5

Figura 9.

Anemómetros: Registrador y de Mano..................................................................................................................3-5

Figura 10.

Frente Frío..................................................................................................................................................................3-7

Figura 11.

Frente Caliente ..........................................................................................................................................................3-8

Figura 12.

Representación Esquemática de los Tipos de Nubes ........................................................................................ 3-11

Figura 13.

Heliofanógrafos....................................................................................................................................................... 3-12

Figura 14.

Temperatura del Aire vs Tensión de Vapor de Saturación............................................................................... 3-17

Figura 15.

Cálculo Gráfico de la Humedad Relativa ............................................................................................................. 3-20

Figura 16.

Psicrómetro y Termómetros de Máxima y Mínima.......................................................................................... 3-24

Cuadro 7:

Escala de Vientos de Beaufort.................................................................................................................................3-4

Unidad 3

3-1

En general se llama viento al movimiento del aire en dirección sensiblemente paralela a la superficie de la tierra. El viento se produce, básicamente, porque la temperatura del aire es variable según el lugar y el tiempo; consecuentemente la masa de aire en la atmósfera variará su presión y al producirse este desequilibrio se moverá de manera discontinua e irregular, provocando su desplazamiento hacia zonas donde exista menor presión, en cualquier dirección y sentido. El viento ejerce considerable influencia en los procesos de evaporación, en los de fusión del hielo y de la nieve. También es de importancia en la producción de la precipitación, ya que sólo con la entrada continua de aire húmedo a una tormenta, se puede mantener la precipitación. La velocidad del desplazamiento del viento queda definida por una variable vectorial tridimensional, la cual manifiesta variaciones espaciales y temporales no uniformes, y a veces complicada, como suele observarse en el humo que sale de las chimeneas y en los movimientos de torbellino que se presentan al enfrentar obstáculos, árboles, edificios o irregularidades del terreno, lo cual constituye su característica específica. En virtud de ello, para su estudio debe efectuarse, por un lado, el análisis de su dirección, y por otro, el de su velocidad. La primera se fija indicando al punto de procedencia, por ejemplo, viento sur. Para determinar la velocidad puede recurrirse, ya sea a su medición directa, o por medio de la presión dinámica ejercida sobre un objeto, calculada mediante ( V en m s y P en kg m2 ):

/18/

P=

V2 16

Durante el invierno existe la tendencia de los vientos superficiales a soplar desde las áreas interiores más frías de los continentes hacia el océano, que permanece a mayor temperatura. Durante el verano, y en forma opuesta, los vientos tienden a soplar desde los cuerpos de agua, que se mantienen a menor temperatura, hacia la superficie caliente de las masas continentales. Por otra parte, en zonas de relieve accidentado, la dirección del viento está muy influenciada por la orientación de las barreras orográficas. Bajo un sistema de presión débil se producen variaciones diarias en la dirección del viento en áreas montañosas, durante el día los vientos soplan del valle hacia zonas montañosas y durante la noche se invierte el proceso.

En casi todos los países se originan vientos que soplan algunas veces al año y que, por las características propias del tiempo que lo acompañan, son perfectamente conocidos por los pobladores, quienes les dan nombres especiales, siendo los más conocidos el Mistral (en Francia), el Siroco (en el Mediterráneo), el Föhn ó Foehn (en los Alpes Astrosuizos), el Simún (en desiertos del norte de África), el Chinook en las Montañas Rocallosas de EEUU, etc. Las causas de estos vientos locales radican en una determinada evolución y distribución de la presión atmosférica y masa de aire, unida a la fisiografía del lugar. En la República Argentina, tres vientos locales son bien conocidos: la Sudestada, el Pampero y el Zonda.

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Se caracteriza por fuertes vientos del cuadrante SE en la zona del Río de la Plata, acompañado por mal tiempo, lluvias continuas y bajos valores de temperaturas, lo que provoca grandes crecidas del río. Se produce por lo general durante los meses invernales y el comienzo de la primavera. Es una situación meteorológica en la que la acción combinada de un sistema de alta presión cerca de las costas patagónicas y uno de baja presión en el sudeste de Uruguay, o sur del Litoral argentino, dan lugar a la penetración de aire húmedo y muy frío desde el sudeste. Cuanto mayor es la diferencia de presión entre ambos sistemas, más intensos son los vientos. Este viento actúa como una pared en la boca del Río de la Plata, impidiendo el desagüe natural de sus aguas en el Océano, aumentando el nivel del río y produciendo inundaciones.

El nombre se remonta a la llegada de los españoles al Río de la Plata. Les llamó la atención un viento fuerte y frío proveniente del interior del continente, del sector sur o sudoeste, de la “pampa”. Este viento puede ser frío, fresco o templado de acuerdo a la estación del año en que se lo considera, pero siempre es seco, producido por el pasaje de un frente frío.

Bajo ciertas condiciones atmosféricas del período comprendido entre mayo y noviembre, suele desarrollarse en los valles del faldeo oriental de la Cordillera de los Andes y en las regiones situadas al pie de la misma, desde la provincia de Neuquén hasta la de Jujuy, caracterizado por su extrema sequedad y elevada temperatura. Otras partes del mundo tienen vientos de características similares, siempre a sotavento de una montaña, cuando una corriente intensa tiene que atravesarla, como el Foehn y el Chinook. El proceso genético es el siguiente: cuando el aire procedente desde el oeste, del Océano Pacífica, choca con la Cordillera de los Andes, este obstáculo lo obliga a ascender, se expande, se enfría y se condensa formando abundante nubosidad y precipitando en forma de lluvia en los niveles inferiores y nieve en los superiores, tornándose en un viento seco. Universidad Nacional de Cuyo

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En el sector argentino pueden ocurrir dos fenómenos. Uno es que el viento permanezca en altura y el otro es que descienda al llano, todo esto dependiendo de la configuración de presiones con que se encuentre. Si desciende, se comprime y calienta y, como casi no le queda vapor de agua, es muy poco el calor que pierde por evaporación. Una parcela de aire que tiene 15ºC en la costa de Chile, llega al paso de Cristo Redentor (3800 metros) con -10ºC y luego a Mendoza con 25ºC. Este viento puede ser sumamente rafagoso, y genera condiciones extremas de alta temperatura y sequedad. Aparece entonces el peligro de incendio. Además, el polvo levantado por el viento produce afecciones en los ojos y vías respiratorias y la intensa radiación solar puede producir quemaduras en la piel. Aparecen síntomas de languidez, angustia, dolor de cabeza, depresión, falta de coordinación e hiperactividad que conducen al rápido agotamiento.

Con la altura, las variaciones del viento son importantes. En las capas inferiores de la atmósfera la velocidad se reduce y su dirección es desviada debido a la fricción producida por árboles, edificios y otros obstáculos. Tales efectos se vuelven insignificantes para alturas superiores a los 600 metros. A ésta capa inferior se la conoce como “capa de fricción”. Los vientos superficiales tienen una velocidad promedio cercana al 40% de la velocidad del aire que sopla a alturas superiores a la indicada (70% sobre las superficies oceánicas). La variación de la velocidad del viento con la altura, o “perfil del viento”, en la capa de fricción, se expresa mediante funciones del tipo logarítmico o exponencial. Estas relaciones se usan frecuentemente en hidrología para estimar la velocidad del viento dentro de la “capa límite”, entendiendo por tal la delgada capa de aire que se halla entre la superficie del terreno y la altura del anemómetro (10 metros). El dato más necesario es la velocidad del viento por encima de una superficie de nieve o de una masa de agua (generalmente embalsada), para poder determinar su tasa de fusión o de evaporación, respectivamente.

Una escala de aceptación universal para designar las distintas intensidades del viento en función de su velocidad, es la denominada , propuesta en 1805 por el almirante inglés Sir Francis Beaufort. En un principio esta escala se refería al velamen, de los barcos, necesario para condiciones de viento específicas, adecuándosela posteriormente para cuantificar el efecto visible del viento sobre el mar. Al añadírsele definiciones utilizables en tierra, su empleo se generalizó y llegó hasta nuestros días. De acuerdo a la adaptación efectuada por el Servicio Meteorológico Nacional, la referida escala define las descripciones y las respectivas velocidades equivalentes del viento, a una altura normalizada de 10 metros sobre suelo plano. El Cuadro 7: presenta las características de esta clasificación.

La dirección del viento es determinada por una veleta y la velocidad es registrada por un anemómetro, de los cuales el más común es el de rotación. En éstos anemómetros el viento imprime un movimiento rotatorio a un molinete formado por 3 o 4 cápsulas semiesféricas huecas (denominadas coperolas por el SMN), de 88 mm de diámetro cada una, soldadas en los extremos de barras perpendiculares entre si, siendo el diámetro del conjunto de 566 mm, si bien existen otros modelos de muy variadas dimensiones. En otros tipos de anemómetros, el viento imprime rotación a una hélice que gira sobre un eje horizontal. En ambos casos, las rotaciones (proporcionales a la velocidad del viento) son transmitidas a un contador de vueltas, por medio de un juego de engranajes, de lectura directa, dando lugar a los denominados Universidad Nacional de Cuyo

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anemómetros registradores, que permiten calcular, en función del número de vueltas, la velocidad media del viento en el período considerado.

0

Calma

Calma, el humo verticalmente

sube

1

Ventolina

La dirección de viento es mostrada por el humo pero no por veletas

1 a

3

1 a

5

2

Brisa Suave

El viento se siente en el rostro, hay susurro de las hojas, se mueven las veletas comunes

4 a

6

6 a

11

3

Brisa Leve

Las hojas y ramas tienen movimientos constantes, el viento extiende banderas livianas

7 a

10

12 a

19

4

Brisa Moderada

Las ráfagas levantan polvo y vuelan papeles

11 a

16

20 a

28

5

Viento Refrescante

Los árboles pequeños empiezan a oscilar, en las aguas interiores se forman olas

17 a

21

29 a

38

6

Viento fuerte

Se mueven la ramas grandes, silban los alambres del telégrafo, es difícil usar paraguas

22 a

27

39 a

49

7

Viento Muy Fuerte

Árboles enteros en movimiento, se siente molestia al caminar en contra el viento

28 a

33

50 a

61

8

Temporal

Se arrancan ramas chicas, generalmente no se puede caminar

34 a

40

62 a

74

9

Temporal Fuerte

Comienzan daños estructurales (vuelan las tapas de chimeneas y pizarras)

41 a

47

75 a

88

10

Temporal Muy Fuerte

Raramente se da en tierras no costeras, se arrancan los árboles, los daños estructurales son considerables.

48 a

55

89 a

102

11

Tempestad

56 a

63

103 a

117

12

Huracán

Raramente experimentado, daños por daños extendidos

64

118

Cabe acotar que: 1 nudo =

/19/ Universidad Nacional de Cuyo

mila nautica = 1.852 km hs hora Facultad de Ingeniería

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En las estaciones meteorológicas, la veleta y el anemómetro se colocan a una 10 m de altura sobre el nivel del suelo, en un lugar libre de la influencia de árboles, edificios u otros accidentes que puedan desviar la dirección del viento o producir remolinos.

Este instrumento consta de un transmisor y de un receptor. El primero está provisto de un anemómetro de molinete y de una veleta. En otros casos está constituido por un dispositivo especial de forma aerodinámica, que según su posición respecto del viento, registra automáticamente la dirección del mismo, midiendo la velocidad de acuerdo al número de vueltas de la hélice con que está provisto. Este último tipo de anemógrafo es eléctrico y autogenerador, porque el mismo transmisor es el que suministra la energía eléctrica necesaria para su funcionamiento. Dentro del edificio de la estación se encuentra el receptor del anemógrafo, donde los dispositivos específicos registran continuamente la dirección y la velocidad del viento sobre la faja arrollada en un cilindro de rotación diaria, o lo muestran en pantalla y registran en computadora. Además, en el receptor existen dos agujas que marcan instantáneamente (sobre dos cuadrantes) la dirección del viento (entre 0° y 360°) y su velocidad en nudos, m/s ó km/h.

Son instrumentos portátiles, de pequeño tamaño, provistos de un molinete giratorio de eje vertical, que mediante una aguja ubicada en un dial, permiten obtener la lectura de la velocidad instantánea del viento, en m/s. Existen modelos provistos de una pequeña veleta.

De acuerdo a las instrucciones publicadas por el SMN, la velocidad del viento se expresa en nudos, m/s ó km/h, consignando en cada caso el valor numérico entero más próximo, el que debe corresponder al valor promedio producido dentro de un intervalo de tiempo de 10 minutos. Si el viento variase marcadamente en Universidad Nacional de Cuyo

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dicho intervalo, se deberá considerar el valor promedio que se produzca dentro de los 10 minutos siguientes a la variación antedicha. La dirección desde la cual sopla el viento se deberá consignar en grados sexagesimales con el valor entero más próximo dentro de los 10° de tolerancia, utilizando un código numérico que va desde 00 hasta 36 medidos en el sentido que giran las agujas del reloj, el cual debe ser representativo del valor promedio de variación de la dirección del viento dentro de un intervalo de 10 minutos, con igual consideración que la efectuada para el caso de la velocidad ante la eventualidad de variaciones marcadas de la dirección. Dado que el viento cambia continuamente de dirección, para conocer las predominantes en una región dada, se hace uso de los gráficos de frecuencia. Para su trazado es necesario conocer el número de veces que se ha observado viento procedente de cada una de las direcciones de la rosa de los vientos, referida a 16 puntos (N, NNE, NE, ENE, E, etc., con la designación W para el oeste). Se reúnen todos los valores de registros de direcciones de vientos de que se disponga en el período a graficar, calculando para cada una de ellas la cantidad de veces en que se observó viento en la misma. Construyendo luego un gráfico mediante el trazado de 16 radios que representan las 16 direcciones, haciendo sobre cada uno de ellos, en una escala adecuada, el segmento que representa el número de observaciones registradas en dicha dirección. Uniendo los puntos extremos de los segmentos así dibujados, resultará un polígono que permite visualizar claramente las direcciones de los vientos más frecuentes. En forma análoga puede trazarse una gráfica representativa de las velocidades para cada dirección.

Una “masa de aire” esta constituida por un gran volumen de aire, cuyas propiedades físicas son sensiblemente uniformes en horizontal, mientras que presentan bruscas discontinuidades a lo largo de sus bordes de contacto con masas de aire vecinas. Alcanzan horizontalmente dimensiones de 1000 a 5000 km, mientras que verticalmente sólo tienen entre 5 a 12 km. Las masas de aire no pueden formarse más que cuando una amplia extensión de la atmósfera se halla en reposo o se desplaza muy lentamente por encima de una región que presente, en todas sus partes, características similares respecto a la radiación solar, a su aporte de humedad y calor a la atmósfera, por poseer rasgos fisiográficos semejantes en amplias extensiones, por ejemplo, regiones polares, tropicales, desiertos, océanos, etc. Estas regiones sobre las cuales las masas de aire adquieren sus características típicas, son llamadas o . Por las circunstancias señaladas, las latitudes medias, donde los desplazamientos horizontales del aire son muy considerables, no poseen condiciones adecuadas como manantiales de masa de aire. A este inconveniente se añade el proveniente de la marcada variación de la temperatura con la altitud, característica de estas zonas, por lo que constituyen regiones de transición. Las masas de aire que con mayor frecuencia llegan a la región geográfica central de nuestro país son las siguientes: a) Tropical Húmeda .......Se forma en el sur del Brasil y en el noreste argentino. Se caracteriza por registrar temperaturas máximas de 25°C a 30°C en invierno y de 33°C a 40°C en el verano, poseyendo además elevados contenidos de humedad. Llega en forma de vientos del norte, noreste y noroeste. b) Polar............................Se origina en el extremo sur del océano Pacífico, con muy bajas temperaturas (de 18°C a 25° en verano y de 8°C a 15°C en invierno). Atraviesa gran parte de la Patagonia antes de arribar a la faja central del país, a la que llega en forma de viento sur o sudoeste. c) Antártico.....................Penetra en nuestra región proveniente del continente antártico. Se la observa únicamente en invierno (2 o 3 veces al año) y produce los días mas fríos del año.

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Cada masa de aire posee una distribución media de temperatura y humedad, función de su región manantial, que le es característica y determina su comportamiento en el curso de su evolución. Cuando una masa de aire abandona su región manantial, conserva en parte sus propiedades iniciales, aún cuando éstas se van modificando en virtud de los intercambios energéticos y de vapor de agua, que estabilizan o desestabilizan, respectivamente, la masa de aire. Cuando dos masas de aire se ponen en contacto, no se mezclan ya que cada una de ellas ofrece resistencia a perder su propia identidad. En estas condiciones se mueven y accionan mutuamente, de modo tal que la que avanza con mayor ímpetu hace retroceder a la otra. Estos movimientos generan cambios de tiempo, por lo que, a cada masa de aire se la puede caracterizar por un tipo de tiempo particular, ya sea bueno y cálido, o por el contrario, nublado, lluvioso y fresco.

Las diversas masas de aire se hallan delimitadas entre sí de un modo más o menos neto, denominándose o a la zona de contacto, o de separación, entre dos masas de aire vecinas, de características diferentes. La magnitud que establece el contraste es, en primer lugar, la temperatura, y por ello puede decirse también que un frente es la superficie de separación entre una masa de menor temperatura (masa fría) y otra de mayor temperatura (masa cálida). El equilibrio entre ambas exige que la masa fría se encuentre por debajo de la cálida, formando una cuña (Figura 10 y Figura 11). En latitudes medias se tienen valores de α comprendidos entre 0.15° y 1.90° (pendientes de 1:400 a 1:20). El frente que se representa en los mapas, o cartas del tiempo, es la línea de intersección de la superficie frontal con la superficie terrestre del lugar.

Un frente frío es el frente de avance de una corriente de aire frío, que gradualmente desaloja al aire caliente, que se retira. Además, como la masa de aire frío es más densa, empuja al aire caliente desde abajo y lo obliga a ascender sobre la pendiente de la superficie frontal, cuyos valores oscilan entre 1:30 a 1:50 para los frentes fríos rápidos y de 1:50 a 1:100 para los lentos.

A nivel del suelo esta pendiente suele ser mayor (del orden de 1:10) y en ocasiones puede incluso llegar a ser negativa.

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El fenómeno suele ser muy violento y los ascensos del aire cálido dan origen, por lo general, a la formación de abundante nubes de gran desarrollo vertical, produciendo precipitaciones más o menos intensas, frecuentemente acompañadas por tormentas eléctricas, las que a veces se inician antes de la llegada del frente. Las precipitaciones duran por lo general de 1 a 6 horas. Desde varias horas antes de que pase el frente frío por un determinado lugar, la presión atmosférica desciende algunos hectopascales en pocas horas. Paralelamente, en el momento del pasaje del frente se produce una rotación del viento a sur o suroeste y desciende bruscamente la temperatura en varios grados. Si el pasaje del frente tiene lugar en las primeras horas de la tarde, el descenso de temperatura suele ser máximo, llegando a valores de 5°C a 8°C en una hora. Existen ciertos casos extremos de frentes fríos: algunos producen lluvias durante un día y medio, mientras que otros pasan con cielo despejado o algo nublado. Esta característica se acentúa hacia la zona oeste de nuestro país.

Este frente se forma a partir del momento en que el aire caliente se mueve hacia el sur, encontrando aire fresco, o frío, a su paso. Entonces, el aire cálido empuja al frío, y sin mezclarse con éste, lo hace retroceder. La pendiente de la superficie frontal esta comprendida entre 1:100 a 1:400 y el espesor de la capa de transición puede alcanzar varios kilómetros. Sobre la mencionada pendiente, el aire caliente asciende, a modo de “rampa” y gradualmente va formando abundante nubosidad, que sin embargo es más estratificada que en el frente frío, dando lugar, por lo general, a lluvias y lloviznas más continuas y prolongadas (de 1 a 3 días en la zona litoral), pero de menor intensidad instantánea.

Al igual que en el caso anterior, la presión atmosférica del lugar desciende al aproximarse el frente, rotando los vientos al norte o noreste, produciéndose paralelamente ascenso de temperatura.

Cuando un frente carece de movimiento en dirección normal a su intersección con la tierra, o éste es muy débil, se denomina frente estacionario y no va acompañado, en general, de meteoros importantes. Estos frentes pueden desaparecer gradualmente por recalentamiento del aire frío.

Las nubes constituyen la expresión “visible” de los procesos físicos que se producen en la atmósfera. Su fácil observación les confiere la particularidad de ser testigos del tiempo reinante en un determinado lugar. Con la sola observación y clasificación de las nubes, es posible obtener una primera evaluación de la inestabilidad del aire y de los cambios de tiempo que se avecinan. Universidad Nacional de Cuyo

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Las nubes están formadas por minúsculas partículas o gotitas de vapor de agua atmosférico condensado o agujas de hielo (o ambas cosas a la vez) que se encuentran en suspensión en la atmósfera, en virtud de la resistencia que oponen a su caída, las corrientes ascendentes existentes en el aire. Toda nube está en evolución constante y lo que se designa como tal, es en realidad una delimitación de un proceso físico. Al bajar las gotas y encontrar zonas menos húmedas o más calientes, se evaporan, lo que exige para la subsistencia de la nube, la formación de otras partículas que las reemplacen. En otros casos, se agrupan aumentando de tamaño y caen en forma de gotas de lluvia u otros tipos de precipitación.

Para que en la atmósfera se puedan formar nubes, es preciso que se produzca ascenso o brusco enfriamiento de aire húmedo. Cuando el mismo asciende varios centenares o algunos miles de metros, llega hasta el denominado nivel de condensación, a partir del cual el vapor de agua se transforma en pequeñas gotitas.

La clasificación de las nubes que es admitida internacionalmente en la actualidad, tiene en cuenta la forma de las nubes, la altura de su base sobre el suelo y su modo de formación, estudiándolas en cuatro familias básicas ( ), con distintos géneros. La OMM adoptó la clasificación de las nubes en diez géneros, que a su vez comprenden una serie de especies y variedades para cada uno de ellos, a las que no se hará referencia: X

Cirros ...................... Ci ....Nubes elevadas, de estructura fibrosa, separadas, en forma de filamentos blancos, de bancos o de bandas angostas. Son total o parcialmente blancas. Cuando el sol se oculta detrás del horizonte, los cirros pasan sucesivamente por los colores amarillo, rosa, rojo y finalmente al gris o gris azulado. Como consecuencia de su altura (6 a 12 km), están constituidos por cristales de hielo, ya que las temperaturas en esas alturas oscilan entre los –20°C y – 60°C. Los cirros suelen aparecer por delante de un frente frío o de un frente caliente, a los que anteceden en 1 a 3 días, pudendo formarse hasta 500 km delante de aquellos.

X

Cirroestratos .......... Cs ...Capa o velo nuboso transparente y blanquecino, de aspecto fibroso o liso, que cubre entera o parcialmente el cielo, produciendo generalmente fenómenos de halo. Las capas nubosas se extienden a lo largo de amplias zonas en horizontal (50, 100 km o más) y suelen estar en las proximidades de los frentes meteorológicos. Están constituidos principalmente por cristales de hielo.

X

Cirrocúmulos .......... Cc ...Banco, manto o capa delgada de nubes blancas, sin sombras propias, que aparecen en forma extendida y casi continua, presentando formaciones compuestas por elementos muy pequeños en forma de grumos o rizos, soldados o no, dispuestos más o menos regularmente y con numerosas ondulaciones. Suelen estar acompañados de cirros y se encuentran a su misma altura. Están constituidos por gránulos de cristales de hielo y gotas de agua subfundidas.

X

Altocúmulos ........... Ac ...Banco, capa o manto de nubes, blanco o gris, o de ambos colores al mismo tiempo. Generalmente tiene sombras propias y presenta forma de láminas o guijarros, los cuales a veces son en parte fibrosos o difusos, pudendo estar soldados o no. La mayoría de los elementos están dispuestos en forma

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ordenada, y su altura oscila entre 2500 a 6000 metros. Están compuestos por gotas de agua. X

Altoestratos ........... As ... Capa o manto nuboso, grisáceo o azulado, de aspecto estriado, fibroso o uniforme, que cubre entera o parcialmente el cielo. Tiene partes bastante delgadas como para permitir que se observe el sol por lo menos en forma difusa, como a través de un vidrio esmerilado. Es típico observar simultáneamente altoestratos y altocúmulos ya sea en igual o en diferentes niveles, dentro del rango de alturas indicada en el caso anterior. Constituido por gotas de agua y cristales de hielo, es causa de lluvia o nieve.

X

Nimboestratos ....... Ns ... Capa nubosa gris, frecuentemente oscura, cuyo aspecto resulta difuso por la lluvia que cae en forma más o menos continua y que en la mayoría de los casos llega al suelo. El espesor de estas nubes es suficiente como para ocultar el sol. Existen con frecuencia, debajo de la capa de estas nubes, otras nubes bajas oscuras, rasgadas y con las cuales puede o no estar unida.

X

Estaratocúmulos ... Sc ... Banco, manto o capa de nubes grises o blanquecinas, que casi siempre tienen partes sombreadas. Presentan la forma de mosaicos o guijarros de dimensiones considerables, sin aspecto fibroso. Los elementos que las componen pueden ser también grandes, definidos y redondeados, con fuertes sombras, observándose partes brillantes en sus bordes. En invierno acostumbran permanecer hasta 48 horas y en cualquier época del año pueden producir algunas lloviznas.

X

Estratos .................. St ... Capa nubosa generalmente gris, de base bastante uniforme, que puede dar lugar a lloviznas. Cuando el sol es visible a través de estas nubes, su contorno se destaca claramente. No produce halo. A veces se presenta en forma de bancos desgarrados (fracto-estratos).

X

Cúmulos ................. Cu ... Nubes separadas, generalmente densas y de contornos bien definidos. Se desarrollan verticalmente en forma de promontorios, cúpulas o torres. Las partes de la nube iluminadas por el sol, suelen ser de un blanco brillante. Su base es grisácea u oscura, casi siempre horizontal. A veces los cúmulos aparecen desgarrados y con porciones menores (franco-cúmulos). Están constituidos por gotas de agua, que se pueden transformar en cristales de hielo. Cuando el desarrollo vertical de los cúmulos es relativamente escaso, con cimas achatadas y solo apenas redondeadas en algunos sectores, con relativo espaciamiento entre nubes, se denominan cúmulos de buen tiempo, pues está asociados a tal situación meteorológica. Se ubican a alturas de 700 a 1500 metros y son conducidos por los vientos que soplan en superficie. Cuando la extensión vertical de los cúmulos se hace considerable, comparada con sus dimensiones horizontales, apareciendo protuberancias muy desarrolladas, con región superior prominente, se denominan cúmulos potentes.

X

Cúmulonimbos ...... Cb ... Nube, densa, potente y gigantesca. Tiene considerable desarrollo vertical y aparece en forma de montaña o de torres enormes. Por lo menos una porción de su parte superior suele ser lisa, fibrosa o estriada y casi siempre achatada. Su parte superior muchas veces se extiende en forma de yunque o de un gran penacho. Debajo de su base, que presenta un color muy oscuro, con frecuentes nubes bajas desgarradas, se producen precipitaciones intensas, tipo chaparrones, con posible granizo, tormentas eléctricas y ráfagas de viento.

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Por su altura, las nubes se clasifican en: X

Bajas .................................. de 0 a 2500 metros (estratos, estratocúmulos, nimboestratos y cúmulos de buen tiempo)

X

Medias ............................... de 2500 a 6000 metros (altocúmulos y altoestratos)

X

Altas .................................. de 6000 a 12000 metros (cirros, cirroestratos y cirrocúmulos)

X

Desarrollo Vertical ........... base de 500 a 2000 metros y cima por encima de 2550 metros

La mayor o menor abundancia de nubes observada se indica con el nombre de “grado de nubosidad” o “nubosidad”. La nubosidad se puede establecer en forma directa, o bien indirectamente, por medio de las horas que brilla o ), a saber: el sol ( i)

Directa .......el observador aprecia, mentalmente, la fracción de cielo cubierta por nubes, la que se expresa en octavos; por lo tanto la nubosidad se anota de 0 a 8 grados (hasta hace pocos lustros se anotaba de 0 a 10 décimos). La cifra “0” indica un cielo totalmente despejado, la cifra “8” un cielo completamente cubierto, 4 indica un cielo seminublado, etc. Una vez que los observadores adquieren práctica, al registrar una determinada nubosidad, es difícil que las apreciaciones difieran en más de un grado.

ii)

Indirecta ....se registran las horas que brilla el sol. Los instrumentos que cumplen esta función se denominan heliógrafos o heliofanógrafos, debiendo tenerse presente que los mismos registran sólo la duración de la insolación y no su intensidad calorífica.

Los heliofanógrafos mas conocidos son el de Campbell y el de Jordan. El primero consiste esencialmente en una esfera de cristal que, al actuar como una lente, quema una faja de cartulina mientras el sol brilla. El de Jordan es más sensible. En él, un haz de rayos solares penetra en un semicírculo oscuro y va impresionando un papel sensible a la luz solar, el aparato consta de dos semicilindros, uno para la mañana y el otro para la tarde. Universidad Nacional de Cuyo

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En ambos instrumentos la longitud del trazo quemado o impresionado indica las horas y minutos que ha brillado el sol durante el día.

La niebla es una suspensión de diminutas gotas de agua cerca del suelo, situación que reduce la visibilidad horizontal a 1 km o menos. Las nieblas no se diferencian de las nubes tipo Estratos ni en formación ni en su aspecto, por lo que una niebla puede ser considerada como una nube de este tipo situada cerca del suelo. Para la formación de nieblas es preciso siempre la presencia simultánea de tres condiciones fundamentales: aire húmedo (con humedad relativa cercana al 100%), núcleos de condensación en el aire y enfriamiento del mismo.

i)

Nieblas de Radiación ......... En las noches con cielo despejado (o eventualmente con nubes altas y de poco espesor), con vientos muy débiles o en calma, la superficie del suelo se enfría rápidamente debido a las pérdidas de calor por radiación del mismo, y con ello, también se enfría la capa de aire próxima a él. Entonces, si la temperatura del aire alcanza el punto de rocío, tendrá lugar la condensación del vapor de agua, que se producirá no sólo en el suelo, sino también sobre los núcleos de condensación existentes en el aire. Así se forman minúsculas gotitas de agua, que permanecen en suspención en el aire y que constituyen la niebla de radiación. Siempre que se produce este tipo de niebla habrá roció sobre las superficies. El espesor de la capa de niebla depende del grado de agitación del aire. Si éste permanece totalmente inmóvil, la condensación se producirá sólo en las inmediaciones del suelo, formándose así una niebla que apenas tendrá uno o dos metros de espesor. Es necesario algo de viento (1 a 3 m/s) y de turbulencia, aunque muy ligera, para que el enfriamiento y en consecuencia la niebla, se prolongue a un mayor espesor, pudiendo llegarse con otras condiciones favorables (noches prolongadas, frías y cielo despejado o casi despejado), hasta espesores del orden de los 250 metros y excepcionalmente de 400 m. Las nieblas de radiación suelen cubrir totalmente el cielo de un lugar, y cuando su espesor no es grande, se distingue con frecuencia al sol, la luna o las estrellas, desde un sitio envuelto por niebla (lo que puede suceder, por ejemplo, en primavera). Si las velocidades del viento son mayores de 12 a 15 km/h, muy raramente se formarán nieblas de este tipo.

ii)

Nieblas de Advección ......... Se denomina advección a la afluencia de aire (traslado de un lugar a otro) dentro de un nivel horizontal. Cuando una corriente de aire cálido y húmedo se traslada hacia una superficie con temperatura inferior a la suya, será enfriada desde abajo. Si es estas condiciones la temperatura del aire llega a ser de 2°C a 3°C inferior a su punto de rocío inicial, se forma la denominada niebla de advección, de aparición muy frecuente, estimándose que aproximadamente el 80% de las nieblas marítimas se originan con el proceso físico descrito. Para su generación es necesario que sople viento de 15 a 30 km/h para que pueda existir el traslado horizontal del aire.

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3-14

Existen nieblas de advección marítimas y costeras: Las primeras se forman cuando aire cálido se desplaza de una región cálida del océano hacia otra más fría. Las nieblas costeras, por su parte, se generan cuando aire del mar, relativamente cálido, entra en contacto con una superficie continental fría. A una escala menor, pueden existir nieblas costeras en los alrededores de extensiones de agua menos importantes, tales como lagos y lagunas. Mientras que las nieblas de radiación presentan su mayor frecuencia en invierno, las nieblas de advección suelen producirse principalmente en primavera y principios del verano. iii) Nieblas Frontales ................Se forman en las cercanías de un frente caliente y dentro de la masa de aire fresco o frío. La mayor parte del sistema de nubes de un frente caliente se forma dentro del aire cálido. Las precipitaciones que caen de esas nubes, se encuentran relativamente templadas y se introducen dentro del aire frío y húmedo (no saturado) que está por debajo. Esta lluvia se evaporará en parte dentro del aire frío. Lo que determinará su rápida saturación. A partir de este momento, toda cantidad adicional de vapor de agua que recibe el aire frío, o cualquier descenso de temperatura que experimente (o la combinación de ambos efectos), dará lugar a la formación de nieblas, a las que se denomina nieblas frontales y que se extienden desde el suelo hasta el nivel de las nubes bajas o medias (nimboestratos o altoestratos) del frente caliente. iv) Nieblas de Evaporación ......Este tipo de niebla se produce cuando aire frío se desliza sobre una superficie de agua relativamente cálida (corriente oceánica cálida, ríos, lagos), lo cual trae como consecuencia que el vapor se evapore, vapor que en contacto con el aire frío, se condensa. Ante tal situación, el agua brinda la impresión que “humea” o que emite vapor, por lo que a este tipo de nieblas se las conoce también como nieblas de vapor. Cabe destacar que un contraste térmico excesivo puede destruir la estabilidad, impidiendo la niebla, al transportarse a una masa de aire superior el vapor de agua evaporado. Si bien estas nieblas resultan como consecuencia de fenómenos de advección, su densidad y persistencia no alcanzan a igualar a las que se forman cuando es el aire cálido el que se desliza sobre una superficie fría.

Se entiende por meteoro cualquier fenómeno físico, distinto de una nube, que se observa en la atmósfera o en la superficie del globo terrestre. Pueden consistir en una precipitación, suspensión o depósito de partículas líquidas o sólidas, o en una manifestación de carácter óptico o eléctrico. Se distinguen cuatro grupos fundamentales, según su naturaleza, los que sucintamente se describen en los apartados siguientes.

Se refieren a todas las formas posibles de presentarse el agua atmosférica, exceptuando las nubes, comprendiendo en consecuencia a las precipitaciones, en todas sus formas, las nieblas, el rocío, la escarcha, las trombas de agua. Atendiendo a su importancia en hidrología (en especial en lo atinente a las precipitaciones), serán tratados en un capítulo independiente.

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3-15

En este grupo se incluyen los conjuntos de partículas que en su mayor parte son sólidas y no acuosas. El más importante por la frecuencia de su observación es la “calima”, suspensión de polvo y corpúsculos secos notablemente pequeños e invisibles a simple vista, aunque lo suficientemente numerosos para que el aire adquiera un aspecto opalescente. Se incluyen también todo tipo de tempestades de polvo, lluvias de barro, tormentas de arena, ventiscas secas, trombas de polvo.

Son fenómenos luminosos engendrados por refracción, reflexión, difracción o interferencias de la luz solar o lunar. Los más comunes son: el arco iris, las coronas, los halos, ciertas formas de crepúsculos, los espejismos.

Son manifestaciones visibles o audibles de la electricidad atmosférica. El más común, conocido con el nombre de tormenta, consiste, en sentido estricto, en una serie de descargas que producen destello breve e intenso (relámpago) y un ruido seco (trueno). El relámpago puede saltar de una nube u originarse en su seno y presenta tres variantes principales: las descargas al suelo (vulgarmente llamadas rayos), las descargas internas (relámpagos laminares) y las descargas atmosféricas que saltan de una nube tormentosa, peso sin alcanzar el suelo. También se incluyen dentro de los electometeoros, las denominadas auroras boreales.

En los últimos años, un nuevo meteoro (pues condice plenamente con la definición) se agrega a la lista anterior, ofreciendo la particularidad de ser el primero provocado, en la mayor parte de los casos, por el hombre. Consiste en toda suerte de sustancias químicas y partículas de muy diversa constitución, que tienen en común el ser residuos no aprovechables de la actividad humana. Aparte de tratarse de un peligro evidente para cualquier forma de vida, introduce modificaciones sustanciales en la meteorología de un lugar: reducción de la intensidad y tiempo de insolación, aumento de nubosidad y precipitación (por el número suplementario de núcleos de condensación con que provee al aire), formación de nieblas contaminadas con reducción de visibilidad, etc.

Aunque invisible, en la atmósfera existe siempre . La mayor o menor cantidad en que el mismo se halla presente, tiene importantes consecuencias, tanto meteorológicas y climáticas, como hidrológicas. En efecto: a)

El vapor de agua absorbe muy fácilmente las radiaciones térmicas: por lo tanto, al aire húmedo se calienta más que el aire seco bajo la acción directa de los rayos solares.

b)

El vapor de agua, ya sea al formarse o al condensarse, produce variaciones apreciables en la temperatura del aire.

c)

La cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera regula la velocidad con que se evapora el agua desde la superficie terrestre y la de los mares.

d)

El vapor de agua, por su condensación o congelamiento, produce numerosos e importantes fenómenos meteorológicos, tales como: nubes, niebla, lluvia, nueve, granizo, rocío, etc.

e)

Desde el punto de vista agrícola, el vapor de agua regula la desecación de los suelos, influye en la velocidad de transpiración de las plantas y provoca o no la aparición de las plagas agrícolas.

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3-16

La evaporación es el resultado del proceso físico por el cual el agua pasa del estado líquido al gaseoso, incorporándose a la atmósfera en forma de vapor. La condensación, por su parte, es el proceso mediante el cual el vapor de agua pasa al estado líquido o sólido. En un espacio en contacto con una superficie de agua ambos fenómenos ocurren simultáneamente. Si el espacio no está saturado, la evaporación será mayor que la condensación, lo cual da como resultado una , a la que en hidrología se la denomina simplemente por . Si el espacio está saturado, ambos procesos se equilibran, siempre que las temperaturas del agua y del aire sean iguales. Se define como al pasaje del estado sólido al líquido, mientras que el proceso por medio del cual un . sólido pasa directamente al estado gaseoso, o viceversa, se llama

En la evaporación se añade calor del líquido que se evapora, mientas que, por el contrario, la condensación extrae energía térmica al líquido sobre el cual se produce. Se denomina Calor Latente de Evaporación Hev a la cantidad de calor absorbida por una unidad de masa de una sustancia al pasar del estado líquido al gaseoso sin cambiar su temperatura. El cambio de estado gaseoso al líquido libera una cantidad de calor equivalente, conocida como Calor Latente de Condensación. El Hev , medido en cal g , varía con la temperatura, pudiendo emplearse para su determinación con suficiente aproximación, y hasta temperaturas de 40°C, la expresión:

/20/

Hev = 597.3 − 0.564 * t

El Calor Latente de Fusión Hf para el agua, es la cantidad de calor requerido para convertir un gramo de hielo en agua líquida a la misma temperatura. A su vez, cuando un gramo de agua líquida se congela a 0°C libera una cantidad de calor equivalente. Su valor es de 79.7 cal/g. El Calor Latente de Sublimación para el agua es la cantidad de calor necesaria para convertir un gramo de hielo en vapor a la misma temperatura y sin pasar por el estado intermedio líquido. Es igual a la suma del calor latente de evaporación y el de fusión, o sea que a 0°C su valor aproximado es de 677 cal/g. La condensación directa del vapor en hielo a la misma temperatura libera una cantidad equivalente de calor.

Todo gas ejerce una presión debida a la energía cinética de sus moléculas. En una mezcla, cada gas ejerce una “presión parcial” independiente de los otros gases. La presión parcial ejercida por el vapor de agua se e. llama Si la presión total del aire húmedo contenido en un recinto es pT y se extrajera del mismo todo el vapor de agua, la presión remanente, debida entonces únicamente al aire seco sería pe , inferior a pT , siendo la diferencia de presiones la tensión de vapor:

/21/

e = pT − pe

La cantidad máxima de vapor de agua que puede existir en un espacio dado es función de la temperatura y prácticamente independiente de la existencia de otros gases. Cuando un determinado espacio contiene la cantidad máxima de vapor de agua para una temperatura dada, . La expresión usual de “aire saturado” es por ende incorrecta, pues se dice que el espacio está significa realmente que el “espacio” está saturado.

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3-17

Existe una ligera variación de la tensión de saturación con la presión atmosférica, pero tan pequeña que puede despreciarse. Se produce sobresaturación si en un espacio existen más moléculas de vapor que la cantidad necesaria para saturarlo, lo que puede ocurrir cuando desciende la temperatura, retrasándose la condensación. La tensión de vapor e , expresada en milibares mb o en hectopascales hPa , puede calcularse con:

⎡ t ⎞⎤ ⎛ e = e s − 0.00066 * p a * ⎢t a − t h * ⎜1 + h ⎟⎥ ⎝ 875 ⎠⎦ ⎣

/22/ donde:

e s _______ tensión de saturación correspondiente a t h , en mbar ó hPa p a _______ presión atmosférica, en mbar ó hPa t a _______ temperatura del aire, en °C t h ________ temperatura del termómetro húmedo, en °C

Tal como se expresa en el apartado anterior, la máxima cantidad de vapor de agua que puede contener un espacio de aire, depende de la temperatura a que se halla el mismo: mientras mayor se aquella, mayor será dicha cantidad de vapor de agua. La Figura 14 indica gráficamente la forma de la ley de variación. Los valores correspondientes a la tensión de vapor saturado e s (en mbar ó hPa ), en función de la temperatura del aire t (en °C ), puede calcularse con suficiente aproximación mediante: a*t

es = 6.11 * 10 t + b

/23/

para − 40° ≤ t ≤ 40°C

⎧ a = 7 .5 ⎫ ⎬ para agua ⎨ ⎩b = 237.3⎭

⎧ a = 9.5 ⎫ ⎬ para hielo ⎨ ⎩b = 265.5⎭

;

70

60

Tensión de Vapor [ hPa ]

50

40

30

20

10

0 -40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

Tem pe ra tura [ °C ]

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3-18

Si se desean transformar los valores obtenidos de eS en otras unidades, deben tomarse en consideración los parámetros de transformación que se indican en el apartado.

Al efectuar en Termodinámica el estudio de los gases, surge que una de las leyes que rige las , según la cual el producto del volumen por la transformaciones de los mismos, es la presión de una masa de gas a temperatura constante, es constante. Es decir que:

p1 * v 1 = p 2 * v 2 = cte

/24/

Cambiando la constante, si se modifican las temperaturas a las cuales se efectúa cada transformación, : queda expresada mediante la denominada

p*v =R*T

/25/ donde:

R ___ constante del gas de que se trata T ___ temperatura absoluta, en °K Aplicando esta ecuación al vapor de agua resulta:

e * v v = Rv * T

/26/ donde:

e ___ presión o tensión del vapor, en mb ó hPa 3 v v __ volumen del vapor, en cm ó hPa

Además, si ρ v es la densidad del vapor de agua en g cm3 y considerando 1 g de vapor de agua, será:

ρv =

/27/

1g 1g e = = R * T vv Rv * T v e

Teniendo en cuenta que el peso específico relativo del vapor de agua respecto al aire seco a la misma temperatura y presión, es 0.622, la relación entre la constante del vapor R v y la del aire seco R as será:

ρv R = 0.622 = as ρas Rv Ras 0.622 0.622 * e e ρv = = R as * T Rv * T

Rv =

/28/

Por analogía, la densidad del aire seco es: ρas =

/29/

pas Ras * T

donde:

pas __ la presión del aire seco, en mb ó hPa De aquí puede calcularse el valor de la constante del aire seco R as , teniendo en cuenta que:

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/30/

3-19

t = 0°C = 273.15°K ⎫ ⎧ Para⎨ ⎬ ⎩pas = 1atmósfera = 1013.3mb ⎭ R as =

ρas = 1.293 * 10 − 3 g / cm3

3 pas 1013.3mb 3 mb * cm 2 . 869 * 10 = = ρas * T 273.15°K * 0.001293 g cm3 °K * g

La densidad del aire húmedo ρah es igual a la suma de la masa del vapor más la del aire seco por unidad de volumen. Si pah es la presión total del aire húmedo, la presión parcial del aire seco será:

pas = pah − e

/31/ Reemplazando:

ρah = ρas + ρ v = /32/

ρah =

pas 0.622 * e pah − e 0.622 * e + = + Ras * T Ras * T Ras * T Ras * T

pah ⎛ e ⎞ ⎟ ⎜⎜1 − 0.378 Ras * T ⎝ pah ⎟⎠

Expresión que prueba que el aire húmedo es más liviano que el aire seco.

Se denomina así a la masa de vapor de agua, medida en gramos, que hay en un metro cúbico de aire. Es decir, si ρ v es la densidad del vapor de agua en g cm3 y tomando las ecuaciones anteriores:

ρv =

Ha 1m3

Ha = 1m3 * ρ v *

/33/

(100cm)3

= 10 6 cm3 * ρ v 1m3 0.622 * e e Ha = 10 6 cm3 * = 10 6 cm3 * R as * T Rv * T 0.622 * e 10 6 * 0.622 e = * 3 mbar T mbar * cm * 2869 * T 2869 g * °K g * °K g * °K e Ha = 216.807 * * mbar T

Ha = 10 6 cm3 *

Si e se mide en mmHg , el valor de R as será:

/34/

Ras =

pas 760mmHg mmHg * cm3 = = 2152 * ρas * T 273.15°K * 0.001293 g cm3 °K * g

La humedad absoluta resulta:

Ha = 10 6 cm3 *

/35/ Ha = 289.052 *

0.622 * e 3 2151mmHg * cm

= g * °K

*T

e 10 6 * 0.622 * = 2152 mmHg * T g * °K

g * °K e * mmHg T

Esta última expresión indica que para una temperatura de 15°C = 289.052°K, la expresión anterior es:

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3-20

Ha = e *

/36/

g mmHg

la humedad absoluta coincide con la tensión de vapor medida en mmHg . Por otra parte:

/37/

⎧T = 313.15°K = 40°C ⎫ g * °K 54mmHg * ≅ 50g Si⎨ ⎬ ⇒ Ha = 289.052 * mmHg 313.15 ⎩e = 72mb = 54mmHg ⎭

por lo que prácticamente la humedad absoluta nunca excederá los 50 g y muy frecuentemente sus valores son inferiores.

Si e s es la tensión del vapor de agua saturante a la temperatura de la partícula de aire considerada, se denomina humedad relativa al cociente:

Hr =

/38/

e es

Si se conoce la temperatura t y la tensión de vapor e en un recinto dado, la humedad relativa queda determinada por la relación DA BA trazada en la curva de la Figura 15. Sin embargo es más frecuente conocer el valor de Hr y calcular en función del mismo, la tensión de vapor e . 21

B

Tensión de Vapor [ hPa ]

18

15

12

9

D

6

3

A

0 0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

Temperatura [ °C ]

La humedad relativa es el índice que mejor da cuenta de la sensación fisiológica de humedad y de los efectos de una atmósfera húmeda sobre los cuerpos que se encuentran en su seno.

Es la cantidad de vapor de agua presente en la unidad de masa del aire húmedo, medida en g g , o sea:

He =

/39/

mv mv = mah mas + m v

donde:

mv __ masa de vapor de agua mah _ masa de aire húmedo Universidad Nacional de Cuyo

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3-21

mas __masa de aire seco Teniendo en cuenta que para un volumen dado, las masas son proporcionales a las densidades, por las ecuaciones /28/ y /32/ resulta:

He =

/40/

mv mv ρ = = v mah mas + m v ρah

e R as * T e = = 0.622 * pah − e 0.622 * e pah − 0.378 * e + R as * T R as * T 0.622 *

Al ser, en general, despreciable el segundo término del denominador, resulta:

He = 0.622 * /41/ He' = 0.622 *

pah

e − 0.378 * e

e pah

Si expresamos la humedad específica en g kg de aire húmedo, se tendrá:

e

He' = 0.622 *

/42/

pah *

1kg 1000g

= 622 *

e pah

Se la define como la cantidad de vapor de agua contenida en la unidad de masa de aire seco, en g g , o sea: r=

/43/

mv m as

Pero recordemos que:

He = /44/ r=

mas mas 1 − He mv 1 1 = ⇒ = −1 ⇒ = mas + m v mas mv He mv He +1 mv

⇒

mv He = mas 1 − He

He 1 − He

o bien:

/45/

r=

mv = m as

0.622 *

e

R as * T e = 0.622 * p ah − e p ah − e R as * T

En la práctica, el valor de r suele expresarse también en g kg , en cuyo caso:

/46/

r = 622 *

e pah − e

Pero como:

/47/

pah ≥ 100 * e ⇒ r ' = 622 *

e = He' pah

se utiliza la misma fórmula para calcular los valores aproximados de r y He' , salvo que se requiera gran exactitud. Los dos valores no exceden generalmente de 0.01. Universidad Nacional de Cuyo

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3-22

Cabe observar que en diversos textos, en las expresiones anteriores se consignan simplificadamente, y según corresponda, las fracciones 5 8 en lugar de 0.622 y 3 8 por 0.378.

Es la temperatura tr , a la que el vapor de agua del aire considerado se hace saturante, o sea, es la temperatura a la cual debería enfriarse el aire, a presión constante, para alcanzar la saturación de vapor de agua. se define de manera análoga, excepto que la

La temperatura correspondiente al saturación se refiere a hielo.

La forma de obtención de estos valores se desprende de las definiciones dadas, empleando las tablas de vapor de agua o la curva de la Figura 14 (o la correspondiente al hielo, según el caso). Cuando la temperatura de las plantas, hojas secas, etc., desciende durante la noche hasta la temperatura que corresponde a aquella en que el vapor de la atmósfera resulta saturante, el vapor de agua se condensa sobre ellas, formando rocío o escarcha.

La cantidad total de vapor de agua contenida en una columna atmosférica de base dada, se conoce como agua precipitable ap , incluso aunque no haya proceso natural capaz de precipitar el contenido total de tal humedad. Si se consideran intervalos de altura Δz en una columna de área transversal horizontal ω , la masa de aire en el volumen así delimitado será: m ah = ρ ah * (ω * Δz )

/48/

y la masa de agua (vapor de agua) contenida en el aire será:

m v = He * ρah * (ω * Δz )

/49/

siendo He y ρ a los valores promedio en cada intervalo de Δz considerado. En consecuencia la cantidad de agua precipitable puede calcularse como:

ap = ∑ He * ρah * ω * Δz

/50/

Si se expresa el valor obtenido para ap como altura equivalente de agua líquida, mediante:

hp =

/51/

ap ρw * ω

se obtiene la denominada altura de agua precipitable, que por lo general se expresa en mm para obtener una cantidad en unidades comparables a las de las precipitación y la evaporación.

En virtud de las definiciones y conceptos precedentes, las unidades de cada una de las magnitudes relativas a la humedad atmosférica son:

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X

Tensión de vapor .............................................. unidades de presión

X

Humedad Absoluta .......................................... g/m3 de aire húmedo

X

Humedad Relativa ........................................... adimensional ó en %

X

Humedad Específica ........................................ g/kg de aire húmedo

X

Razón de Mezcla .............................................. g/kg de aire seco Facultad de Ingeniería

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3-23

X

Punto de rocío .................................................. unidades de temperatura

X

Agua Precipitable ............................................. g ó kg

X

Altura de Agua Precipitable ............................ mm

La humedad absoluta tiende a decrecer al aumentar la altitud, pero la humedad relativa, al ser una función inversa de la temperatura, tiende a aumentar. La humedad absoluta es mayor sobre los océanos y disminuye hacia el interior de los continentes. También se reduce con la elevación y es mayor sobre suelo con vegetación que sobre suelo árido.

En forma similar a la temperatura, el contenido de vapor de agua en la atmósfera alcanza su mínimo en el invierno y su máximo en el verano, mientras que por el contrario, la humedad relativa varía a la inversa. La variación mensual es menos pronunciada sobre los océanos y zonas costeras, y mínima en los mares tropicales. La variación diurna del contenido de humedad en la atmósfera es normalmente pequeña, excepto cuando brisas continentales o marinas aportan aire con características diferentes. En las proximidades del suelo, la condensación del rocío durante la noche y la reevaporación durante el día, dan como resultado un contenido de humedad mínimo hacia la salida del sol y máximo al mediodía. La humedad relativa, evidentemente, se comporta en forma opuesta a la temperatura, teniendo su máximo en la madrugada y su mínimo en las primeras horas de la tarde.

El valor de la humedad relativa del aire, puede ser calculado conociendo el valor de la tensión de vapor “e”, en el momento y lugar considerado. Con tal objetivo y para fines meteorológicos es de uso difundido el , constituido por dos termómetros, es seco y el húmedo, colocados uno al lado del otro (Figura 16). El denominado termómetro de bulbo seco es un termómetro común, mientras que por su parte, el termómetro de bulbo húmedo, tiene su depósito de mercurio envuelto en una muselina húmeda, la cual acaba en una mecha sumergida en el agua pura de un recipiente, disposición que permite al depósito de mercurio permanecer siempre mojado. En estas condiciones, el termómetro seco marcará la temperatura del aire ambiente t a , mientras que en el termómetro húmedo, la temperatura t h que se registra es menor, debido al enfriamiento que se produce como consecuencia de la evaporación del agua que rodea al bulbo. A igualdad de t a , la diferencia t a − t h será mas pequeña cuanto mas húmedo esté el ambiente. Para mediciones de mayor precisión del valor de t h , algunos psicrómetros están provistos de un aspirador, que gira a una velocidad determinada, acelerando la evaporación del agua. En base a las magnitudes leídas y a la de la presión atmosférica, puede determinarse el valor de “e”, ya sea mediante al empleo de tablas psicrométricas o expresiones desarrolladas al efecto, como las vistas. Otro instrumento de medición comúnmente empleado es el variación de longitud que experimenta el cabello con los cambios de humedad relativa.

, que aprovecha la

De uso generalizado en las mediciones meteorológicas es el , instrumento que registra de modo continuo y simultáneo la temperatura y la humedad. Está constituido por un termógrafo y un higrógrafo. El primero tiene, como elemento sensible a la temperatura, una banda bimetálica, del tipo de la descripta en 2.e.3. Por su parte, el higrógrafo utiliza como elemento sensible a la humedad relativa, un haz de cabellos expuestos al aire libre, cuyo extremo superior está fijo, mientras que el inferior sujeta un cierto

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Unidad 3

3-24

peso, que se halla conectado por medio de palancas amplificadoras a un sistema de transmisión que termina en el dispositivo registrador, el cual traza la curva de humedad en el higrograma.

Termómetro de Máxima

Termómetro de Mínima

Bulbo Húmedo

Otros instrumentos destinados a la medición de los parámetros relacionados con la humedad son: a) Higrómetro de Punto de Rocío ...............que mide directamente el punto de rocío y se emplea especialmente en laboratorios, constituido por un recipiente de metal cuidadosamente pulido y que contiene un líquido apropiado que es sometido a enfriamiento. La temperatura del líquido en el momento en que comienza la condensación en el exterior del recipiente metálico es el punto de rocío. b) Higrómetro de Celda ................................mide el punto de rocío regulando la temperatura de una solución acuosa de cloruro de litio, de manera tal que la tensión del vapor de agua de la solución sea igual a la presión de la atmósfera que la rodea. c) Higrómetro Especial .................................mide la absorción selectiva de luz en ciertas bandas del espectro del vapor de agua. Con el sol como fuente de luz, se lo utiliza para medir la humedad de la atmósfera. La medición de la humedad es uno de los procedimientos instrumentales menos precisos en meteorología. En el psicrómetro standard pueden producirse muchos errores de observación: los dos termómetros duplican la posibilidad de errores de lectura, a bajas temperaturas, un error en la lectura del orden de unos décimos de grado pueden traer como consecuencia resultados absurdos; existe siempre la posibilidad de que las lecturas se realicen cuando el termómetro húmedo no marque el mínimo de temperatura, y finalmente, pueden producirse errores debidos a ventilación insuficiente, a la funda de muselina demasiado gruesa o sucia, y a agua impura.

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3-25

Cualquier instrumento que use el cabello como elemento, está sujeto a errores apreciables. El cabello se extiende con incrementos de temperatura, y su respuesta a cambios en la humedad es muy lenta, aumentando el retraso al disminuir la temperatura hasta hacerse casi infinito cuando la misma llega a 40°C bajo cero. Se están desarrollando actualmente higrómetros eléctricos que usan elementos de carbón para la medición de la humedad. A temperaturas de congelamiento existe incertidumbre sobre si se está midiendo al punto de rocío o el de congelamiento. Esta diferencia puede conducir a errores apreciables al calcular la humedad relativa y la tensión de vapor.

Confeccionar la Rosa de los Vientos, representando la velocidad [m/s] para las 16 direcciones principales, utilizando las siguientes lecturas realizadas a lo largo del mes.

2.3 4.6 15.0 3.5 5.8 3.5 2.3 11.5 0.0 13.8 3.5 5.8 4.6 3.5 4.6 12.7 0.0 10.4 5.8 2.3 9.2 2.3 0.0 0.0 0.0 0.0 3.5 2.3 3.5 3.5 2.3

8.1 6.9 11.5 9.2 8.1 8.1 8.1 11.5 8.1 12.7 5.8 5.8 10.4 9.2 9.2 11.5 11.5 11.5 8.1 4.6 5.8 4.6 5.8 6.9 5.8 9.2 5.8 5.8 5.8 4.6 3.5

2.3 ESE 3.5 N 5.8 S 3.5 S 2.3 S 3.5 S 4.6 S 3.5 S 3.5 C 8.1 S 9.2 S 3.5 S 2.3 S 0.0 SE 2.3 S 3.5 S 3.5 C 4.6 S 18.4 S 11.5 SW 3.5 S 2.3 NW 4.6 C 0.0 C 5.8 C 11.5 C 3.5 E 5.8 SW 4.6 S 0.0 SSW 11.5 SW

SE S E NE SE SE E S ESE SSW NE SE ESE E SE S E SE ESE E E NE NE E E S E C SE E SE S ENE SSW E SE SE SE NE N SE SE NE N SE S E C SE SE E SW SE E NE SW SE SW S C N SW

Se deben contabilizar el número de veces que aparece cada dirección, en cada uno de los horarios de lectura (I, II ó III) y promediar sus correspondientes valores no nulos. En la siguiente tabla se presentan los totales, tanto de frecuencias “n”, como de velocidades (en m/s): Universidad Nacional de Cuyo

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Unidad 3

3-26

1 1 2

16 1 6

4.6 3.5 6.9

0 0 0

7.2 4.6 3.3

1 0 2

0 5 2

3.5 2.9

5.8 6.4

3 0 4

2.3 8.4

0 1 0

11.5

0 0 0

1 9 5

3.5 8.6 4.4

0 0 0

1 3 0

2.3 9.6

0 0 0

1 11 7

1 0 0

3.5 8.1 6.4

2.3

0 0 0

0 0 0

Total del Calmas registradas en el mes = 9 N NNW

24.0

NNE

22.0 20.0 18.0

NW

NE

16.0 14.0 12.0 10.0

WNW

ENE

8.0 6.0 4.0 2.0

W

E

0.0

WSW

ESE

SW

SE

SSW

SSE S Frecuencia

Esc. Velocidad = 1 m/s / división

Velocidad

Esc. Frecuencia = 2 vez / división

En un lugar y momento dado, la temperatura ambiente es de 17°C y se ha determinado una tensión de vapor de 9.3 hectopascales. Calcular: a) Humedad Relativa b) Graficar en la curva es – t. c) Punto de Rocío

Utilizando la siguiente fórmula, se puede determinar la humedad relativa para los valores especificados: Universidad Nacional de Cuyo

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Unidad 3

3-27

Hr =

e e = = eS 6.11 * 10a * t (b + t )

9.3hPa 7.5 *17°C 237 6.11 * 10 .3 +17°C

=

9.3hPa = 0.480 = 48% 19.4hPa

22 20 18

Tensión de Vapor [hPa]

16 14 12 10 8 6 4 2 0 0

10 Temperatura [°C]

20

Por definición, el punto de rocío es la temperatura de saturación para la tensión de vapor existente en el aire. Por lo tanto: tr = PuntoRocío

⇒

Hr = 100% =

e ⇒ eS

e = eS = 6.11 * 10 a * tr (b + tr )

Dado que es imposible despejar la temperatura del exponente de la fórmula de tensión de saturación, el problema se debe resolver en forma gráfica o por iteración. Gráficamente: 20 18

Tensión de Vapor [ hPa ]

16 14 12 10 8 6 4 2 0 0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Temperatura [ °C ]

Universidad Nacional de Cuyo

Facultad de Ingeniería

13

14

15

16

17

18

tr ≈ 5.9 °C

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Unidad 3

3-28

Por iteración: Para resolver por iteración esta ecuación se utilizará la herramienta “Buscar objetivo” de Excel. Ingresando al menú Herramientas>Buscar objetivo…, se despliega una ventana en la cual se deben indicar 3 datos:

Celda con la ecuación a resolver por iteración Valor objetivo o resultado de la ecuación Celda con el valor a modificar o iterar

Con este procedimiento se obtiene igual resultado que con el gráfico: tr = 5.9 °C

Partiendo de la siguiente expresión, calcular el límite máximo, aproximado, de vapor de agua (en gramos) que puede contener 1 m³ de aire:

Ha = 217 *

e T

Si se supone un día de verano, con una temperatura ambiente de 40°C y el aire saturado, se obtiene es siguiente valor para la humedad absoluta:

Si ⇒ Hr = 100% ⇒ e = eS Ha = 217 *

6.11 * 10a * t (b + t ) e = 217 * 273.15 + t T 7.5 * 40°C

6.11 * 10 237.3 + 40°C Ha = 217 * = 51.1 g 3 m 273.15 + 40°C

En una estación meteorológica la presión atmosférica medida es de 975 hPa, la temperatura del aire es de 28°C y el punto de rocío es de 8°C. Calcular: a) Tensión de vapor ( e ) b) Humedad relativa ( Hr ) c) Humedad absoluta ( Ha ) d) Valor exacto y aproximado de humedad específica ( He ; Heaprox ) e) Razón de mezcla ( r ) Universidad Nacional de Cuyo

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Unidad 3

3-29

f) Valor exacto y aproximado de la densidad de aire húmedo ( ρah ) g) Densidad de aire seco ( ρas ) h) Densidad del vapor de agua ( ρ v ) a)

Tensión de Vapor

e= b)

ePR S

= 10.73 hPa

Humedad Relativa Hr =

c)

= 6.11 * 10

7.5 * PR °C 237.3 + PR °C

e = eS

e

10.73 = 28.4% 37.81

=

7. 5 * t ° C 6.11 * 10 237.3 + t °C

Humedad Absoluta

e[mmHg ] e e Ha = 0.217 [bar ] = 289.1 = 216.8 [hPa ] = 7.73 gvapor/m3aire T[K ] T[K ] T[K ] d)

Humedad Específica

He aprox. = 0.622 He = 0.622 e)

Pa

= 622

e[bar ]

(Pa − 0.378 * e)

e[bar ] Pa − e

= 622

= 622

e[hPa ] Pa − e

= 6.85 gvapor/kgaire humedo e[hPa ]

(Pa − 0.378 * e)

= 6.87 gvapor/kgaire humedo

= 6.92

Pa = 1.129 kg/m3 Ras * T

ρah exacto = ρ v + ρas = 0.622

(Pa − e) = 1000 * Pa ⎛1 − 0.378 e ⎞ = 1.124 kg/m3 e + ⎟ ⎜ Ras * T R as * T R as * T ⎝ Pa ⎠

Densidad del Aire Seco ρas =

h)

Pa

Densidad del Aire Húmedo ρah aprox. ≅

g)

e [hPa ]

Razón de Mezcla

r = 0.622 f)

e [bar ]

(Pa − e) = 1.116 kg/m3 Pas = Ras * T R as * T

Densidad del Vapor de Agua

ρ v = 0.622

e = 0.008 kg/m3 Ras * T

Calcular la cantidad de agua precipitable presente en una columna de aire saturado, con las siguientes características:

X de 9 km de altura X sobre un área

= 1 m²

X a nivel del mar Universidad Nacional de Cuyo

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Unidad 3

3-30

X con una temperatura del aire superficial de 28°C X presión atmosférica de 975 hPa. El cálculo debe hacerse estimando valores medios en intérvalos de altura, por ejemplo, de 500m, utilizando las siguientes ecuaciones: e He = 0.622 * S i +1 I Pa t [°C ] = t [°C ] − 0.0065 °C m * Δz [m ] i +1 He = He + Hei / 2 T = 273.15°K + t [°K ]

(

[°C ]

⎛T ⎞ Pai +1 = Pai * ⎜⎜ i +1 ⎟⎟ ⎝ Ti ⎠

5.26

(

a* t

Δm = He * ρ A * ω * Δz ω = 1 m2

Pa Pa ≅ R A * T RS * T

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 4500 5000 5500 6000 6500 7000 7500 8000 8500 9000

)

ρ A = ρiA+1 + ρiA / 2

eS = 6.11 * 10 b + t ρas =

)

28.0 24.8 21.5 18.3 15.0 11.8 8.5 5.3 2.0 -1.3 -4.5 -7.8 -11.0 -14.3 -17.5 -20.8 -24.0 -27.3 -30.5

ρ 301.15 297.90 294.65 291.40 288.15 284.90 281.65 278.40 275.15 271.90 268.65 265.40 262.15 258.90 255.65 252.40 249.15 245.90 242.65

975.0 920.9 869.3 820.0 773.0 728.3 685.6 645.0 606.4 569.6 534.7 501.6 470.1 440.2 411.9 385.1 359.7 335.7 313.0

1.128 1.077 1.028 0.981 0.935 0.891 0.848 0.807 0.768 0.730 0.694 0.658 0.625 0.592 0.561 0.532 0.503 0.476 0.450

3.781 3.122 2.565 2.097 1.706 1.380 1.110 0.888 0.706 0.558 0.438 0.341 0.264 0.203 0.154 0.117 0.088 0.065 0.048

0.00241 0.00211 0.00184 0.00159 0.00137 0.00118 0.00101 0.00086 0.00072 0.00061 0.00051 0.00042 0.00035 0.00029 0.00023 0.00019 0.00015 0.00012 0.00010

12.46 10.38 8.60 7.09 5.82 4.75 3.86 3.11 2.50 1.99 1.58 1.24 0.97 0.75 0.58 0.44 0.33 0.25

19% 16% 13% 11% 9% 7% 6% 5% 4% 3% 2% 2% 1% 1% 1% 1% 0% 0%

Puede verificarse que en los primero 4 500 m, la mitad de la altura total, se tiene casi el 90% de la cantidad total de vapor de agua. La cantidad de agua precipitable es de:

Δm = 66.7 kg

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m

2

*

1 1000 kg

Facultad de Ingeniería

* m3

1000mm = 67mm m

Hidrología I/Hidrología II

Un iv er sida d Naci ona l de C u yo F a c u lt a d d e In gen ier ía I ng en ie r ía C iv il

Guía de Estudio para las Cátedras:

Ing. Esp. Rubén VILLODAS

TEMA 4.a: DEFINICION Y CONCEPTOS CLASICOS........................................................................................................... 4-1 4.a.1. DEFINICIÓN ......................................................................................................................................................... 4-1 4.a.2. DIVISORIAS ......................................................................................................................................................... 4-1 4.a.2.i. Trazado ........................................................................................................................................................... 4-1 4.a.3. TIEMPO DE CONCENTRACIÓN ......................................................................................................................... 4-2 4.a.4. CARACTERISTICA DE LAS CUENCAS.............................................................................................................. 4-2 4.a.4.i. Generalidades................................................................................................................................................. 4-2 4.a.4.ii. Planos de las Cuencas .................................................................................................................................. 4-3 4.a.4.iii. Condiciones Climáticas................................................................................................................................. 4-3 TEMA 4.b: CARACTERÍSTICA CONSTANTES DE LAS CUENCAS ................................................................................... 4-4 4.b.1. DATOS BÁSICOS. ............................................................................................................................................... 4-4 4.b.2. FORMA.................................................................................................................................................................. 4-4 4.b.2.i. Índice de Compacidad .................................................................................................................................. 4-5 4.b.2.ii. Alejamiento Medio ........................................................................................................................................ 4-5 4.b.2.iii. Factor de Forma ............................................................................................................................................ 4-5 4.b.2.iv. Otros Parámetros.......................................................................................................................................... 4-6 4.b.3. RELACIONES ÁREA-ELEVACIÓN ...................................................................................................................... 4-6 4.b.3.i. Curva Hipsométrica....................................................................................................................................... 4-6 4.b.3.ii. Diagrama de Frecuencias Altimétricas ...................................................................................................... 4-8 4.b.3.iii. Rectángulo Equivalente ................................................................................................................................ 4-8 4.b.3.iv. Altitudes características ............................................................................................................................... 4-9 4.b.3.v. Orientación de la Cuenca ...........................................................................................................................4-10 4.b.3.vi. Pendiente de la Cuenca ..............................................................................................................................4-10 4.b.3.vii. Cauce Principal ............................................................................................................................................4-13 4.b.3.viii. Red de Drenaje ............................................................................................................................................4-14 4.b.3.ix. Relaciones Tiempo - Área ..........................................................................................................................4-21 4.b.3.x. Geología.........................................................................................................................................................4-22 4.b.4. CARACTERÍSTICAS VARIABLES DE LAS CUENCAS...................................................................................4-22 4.b.4.i. Generalidades...............................................................................................................................................4-22 4.b.4.ii. Cubierta ........................................................................................................................................................4-23 4.b.4.iii. Condiciones del Suelo .................................................................................................................................4-23 4.b.4.iv. Vasos de Almacenamiento.........................................................................................................................4-23 TEMA 4.c: 4.c.1. 4.c.2. 4.c.3. 4.c.4. 4.c.5. 4.c.6. 4.c.7.

EJERCICIOS RESUELTOS ................................................................................................................................4-24 LÍMITE DE CUENCA .........................................................................................................................................4-24 PARÁMETROS CARACTERÍSTICOS ...............................................................................................................4-25 CURVA HIPSOMÉTRICA...................................................................................................................................4-28 DIAGRAMA DE FRECUENCIAS DE ALTITUDES ..........................................................................................4-29 RECTÁNGULO EQUIVALENTE.........................................................................................................................4-30 CUENCAS DE MENDOZA ................................................................................................................................4-30 RED DE DRENAJE ............................................................................................................................................4-32

Figura 17.

Curva Hipsométrica de una Cuenca........................................................................................................................4-7

Figura 18.

Curvas Hipsométricas Características del Ciclo de Erosión de una Cuenca .....................................................4-7

Figura 19.

Diagrama de Frecuencias Altimétricas de una cuenca........................................................................................4-8

Figura 20.

Rectángulo Equivalente de una Cuenca .................................................................................................................4-8

Figura 21.

Pendiente Media de una Cuenca por Curvas de Nivel ...................................................................................... 4-10

Figura 22.

Pendientes Medias del Cauce Principal .............................................................................................................. 4-14

Figura 23.

Número de Orden de Cauces de Horton ............................................................................................................. 4-15

Figura 24.

Leyes Geomorfológicas de Horton........................................................................................................................ 4-16

Figura 25.

Ley de las Áreas de Subcuencas .......................................................................................................................... 4-19

Figura 26.

Líneas Isócronas ..................................................................................................................................................... 4-21

Figura 27.

Diagrama de Áreas entre Isócronas .................................................................................................................... 4-22

Cuadro 8:

Escala de Planos según Superficie de la Cuenca ..................................................................................................4-4

Cuadro 9:

Clasificación de Terrenos según Pendiente Media ............................................................................................ 4-12

Unidad 4

4-1

Los problemas prácticos de hidrología conciernen, muy a menudo, a extensiones de terreno limitadas a la porción del mismo que vierte a un curso de agua determinado. Las características topográficas, geológicas y geomorfológicas de tales superficies tienen una incidencia muy marcada en su comportamiento hidrológico, resultando de sumo interés práctico precisarlas numéricamente tanto como sea posible.

Surge de esta definición que el concepto de cuenca se halla ligado no sólo al área encerrada y al cauce principal, sino también a un punto o sección concreta del mismo, a la que se denomina “sección de control” o “punto de concentración”. Si se desea referir toda la cuenca de un río, la sección de control sería la desembocadura en el mar u océano o bien la confluencia con otro río. Una cuenca vertiente funciona como un sistema colector encargado de recoger las aguas precipitadas sobre aquélla y conducirlas hacia la sección de control. Este transporte va acompañado de pérdidas de agua y retardos en el escurrimiento, que dependen fundamentalmente de las características físicas de la cuenca. Desde este punto de vista, la cuenca se caracteriza por:

X su morfología (forma, relieve, red de drenaje) X la naturaleza del suelo X la cubierta vegetal La dificultad radica en expresar esta influencia en parámetros válidos que sean representativos de aquel modo de acción. El problema no está aún resuelto, en general, y es probable que tal solución no exista, al menos de una manera matemática utilizable. Sin embargo, se puede establecer un cierto número de índices susceptibles de servir, al menos como punto de partida, en la clasificación de las cuencas y para facilitar, por analogía, los estudios de la respuesta de las mismas ante la ocurrencia de precipitaciones, sobre todo las de mayor intensidad.

Cada cuenca está separada de las otras que la rodean por una línea divisoria de las aguas, entendiendo por tal a la línea de contorno de la cuenca, relativa a un punto del cauce principal. La línea divisoria de las aguas se traza en un plano con curvas de nivel, según las líneas de máximas alturas que bordean la cuenca y las características locales de las superficies vertientes. El concepto así definido corresponde al de una cuenca topográfica o hidrográfica, es decir, aquella cuya divisoria está dada por los puntos de máximas alturas que dividen las aguas hacia uno u otro lado. Si el terreno fuera permeable, aguas ya infiltradas podrían pasar de una a otra vertiente topográfica, dando lugar a una línea divisoria real desplazada de la anterior, a la que se denomina divisoria hidrológica y su correspondiente cuenca hidrológica. Universidad Nacional de Cuyo

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4-2

Por lo general, y a los efectos prácticos de la determinación de los parámetros que requieren los proyectos hidráulicos, la eventual diferencia carece de importancia, sobre todo para cuencas ubicadas en zonas de relieve accidentado, por lo que en la casi totalidad de tales casos, se considera la cuenca vertiente coincidente con la hidrográfica. Las reglas prácticas para el trazado de la divisoria topográfica son las siguientes: a) La línea divisoria corta ortogonalmente a las curvas de nivel. b) Cuando la divisoria va aumentando su altitud, corta a las curvas de nivel por su parte convexa. c) Cuando la altitud de la divisoria va disminuyendo, corta a las curvas de nivel por su parte cóncava. d) Si se corta el terreno con un plano vertical normal a la divisoria, el punto de intersección con ésta ha de ser el punto de mayor altitud de la curva de intersección del terreno con el plano. e) Como comprobación, la línea divisoria nunca debe cortar a un río, arroyo, talweg o vaguada, excepto en el punto de concentración relativo a la divisoria trazada.

También denominado “tiempo de respuesta” o “tiempo de equilibrio”, se lo define como el tiempo requerido para que, durante una lluvia o aguacero uniforme, se alcance el estado estacionario; es decir, el tiempo necesario para que todo el sistema (toda la cuenca) contribuya eficazmente a la generación de flujo en el desagüe. Históricamente se lo ha definido como el tiempo que tarda una partícula de agua caída en el punto de la cuenca más alejado (según el recorrido de drenaje) del desagüe, en llegar a éste. Esto no se corresponde con el fenómeno real, pues puede haber puntos de la cuenca en los que el agua caída tarde más en llegar a la sección de control, que el más alejado. Su determinación puede efectuarse:

X mediante la aplicación de los criterios de la hidráulica de ríos, estimando los caudales y la rugosidad; y midiendo además las pendientes y secciones transversales más representativas de los cauces.

X por el empleo directo de “fórmulas empíricas” propuestas al efecto 6

por diversos autores. En éste caso deberá tenerse muy en cuenta si las mismas son de aplicación para la cuenca bajo estudio, en función de las características propias de ésta frente a los términos que intervienen en la configuración de la expresión a aplicar. Es de práctica profesional corriente utilizar esta segunda alternativa, dado lo complejo de la primera. Debe tenerse claro que el tiempo de concentración de una cuenca no es constante, depende de la intensidad de la precipitación, aunque muy ligeramente.

Eventos meteorológicos similares pueden traducirse en escurrimientos y crecidas de características diferentes en cuencas distintas, aunque las mismas sean contiguas. Por otra parte, en muchos casos se hace necesario extrapolar los registros obtenidos para ciertas cuencas, a otras que ubican en la misma región, y de las que se carece de datos propios. La confiabilidad de estas

6

empirismo: sistema o procedimiento fundado sólo en la experiencia

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Unidad 4

4-3

transposiciones dependerá fundamentalmente de los parámetros que se utilicen, seleccionados entre todos los que caracterizan las cuencas que se comparan. Un adecuado conocimiento de la influencia de las características de la cuenca en el proceso de formación de los escurrimientos y de las crecidas, constituye también la base para estimar los efectos que tendrán las modificaciones reales, o potenciales, que pueden producirse dentro de la misma por cambios en el uso del suelo, regulación de cauces, construcción de reservorios, etc.

A fin de estudiar las condiciones de escurrimiento y de definir modelos matemáticos o físicos de una cuenca, resulta requisito imprescindible la confección de diversos planos de la misma, conteniendo fundamentalmente los siguientes aspectos: topografía, red de drenaje, tipos de suelos, vegetación, estructura geológica superficial, prácticas de uso del suelo y obras de atenuación de crecidas. La escala más adecuada para estos planos depende:

X de la extensión propia de la cuenca, o conjunto de cuencas, bajo estudio X de la variabilidad de los elementos representados X del tipo de problema a estudiar En términos generales, escalas de 1:25 000; 1:50 000 ó 1:100 000 suelen ser enteramente aceptables, salvo el caso de cuencas relativamente pequeñas, o de estudios especiales, o por el contrario, de cuencas muy extensas en que puede llegarse a escalas de 1:500 000. Las fotografías aéreas resultan un complemento sumamente útil, y en muchos casos pueden reemplazar a los planos y reducir la densidad de determinadas investigaciones de campaña.

El régimen de escurrimiento puede ser considerado como parte de las condiciones climáticas, determinado a su vez por otros elementos de esa naturaleza (regímenes térmico y de precipitaciones) y por las características de la cuenca. Con respecto al tipo de información requerida para la consideración de las condiciones climáticas en grandes cuencas de ríos de llanura, pueden distinguirse dos niveles: a) Para cualquier tipo de estudios de escurrimiento, debe contarse con planos que indiquen los valores promedio (de un largo período de años) de la precipitación anual y de la acumulación de nieve, cuando corresponda. b) En caso de estudios particulares y de detalle, se requerirán datos adicionales, tales como: distribución de la precipitación a lo largo del año, valores de las precipitaciones máximas absolutas registradas y su distribución temporal, promedios y extremos de la temperatura del aire durante el período de fusión de las nieves, etc. Para el análisis de los aspectos meteorológicos correspondientes a pequeñas cuencas de tipo torrencial, la información fundamental deberá centrarse en las características de cada tormenta de magnitud, individualmente considerada, definiendo su intensidad y distribución areal, evolución en el tiempo, y velocidad y dirección de desplazamiento. En este tipo de estudios carecen de utilidad los valores anuales de precipitación o sus promedios. Las escalas de los planos donde se indiquen los parámetros meteorológicos, se deberán seleccionar de acuerdo a la variación areal del elemento considerado, pudiendo ser por lo general, menor que las indicadas en el apartado anterior para los restantes factores. En regiones montañosas podrán ser necesarios diagramas caracterizando la variación del parámetro respectivo con la altura.

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4-4

Con el fin de estudiar la afinidad hidrológica entre cuencas, se han introducido diversos conceptos gráficos e índices que ponen en evidencia sus características más salientes desde distintos puntos de vista. Para su determinación es necesario conocer, como parámetros básicos de partida, los siguientes datos físicos de la cuenca: X

Superficie total de la cuenca ( A ), en km²

X

Perímetro del contorno de la cuenca ( P ), en km

X

Longitud del cauce principal de la cuenca ( L C ), en km

X

Cota del punto más alto del cauce principal

X

Cota del punto más alto de la cuenca ( HMAX ), en msnm

X

Cota de la sección de control o menor de la cuenca ( HMIN ), en msnm

Como orden de magnitud de la escala de los planos a utilizar para tales determinaciones, puede considerarse la siguiente distribución tentativa:

A <

100

1: 25 000

100

< A <

1 000

1: 50 000

1 000

< A <

5 000

1:100 000

5 000

< A <

10 000

1:250 000

A >

10 000

1:500 000

El área de la cuenca “ A ”, se obtiene directamente planimetrando el plano, una vez efectuada la demarcación de la divisoria de las aguas que la encierra, o por integración gráfica sobre un plano digitalizado. En caso de cuencas muy llanas debe prestarse especial atención a la correcta identificación del contorno de la cuenca, dado que modificaciones en el uso del suelo o en el sistema de drenajes, pueden tener efectos apreciables sobre los límites y la parte activa de la cuenca. En regiones de estas características, con divisorias de difícil definición, suele ser de utilidad el efectuar reconocimientos aéreos durante la formación de las crecidas, en cuyo caso las fotografías resultantes pueden mostrar claramente la dirección del flujo superficial. Desde el punto de vista de la formación del escurrimiento, la divisoria superficial (topográfica) es de significación primordial; sin embargo, para problemas de separación del flujo de base, el conocimiento de la divisoria subsuperficial (hidrológica) puede ser eventualmente necesaria. En cuencas de montaña, la consideración de esta última (en el eventual caso de existir) es irrelevante.

Toda cuenca tiene siempre un área y un perímetro perfectamente definidos, pero dos cuencas de igual área, no necesariamente deben tener igual comportamiento hidrológico, dada la diversidad de formas que pueden adoptar. Para clarificar el concepto, basta considerar dos cuencas de áreas iguales, una muy alargada y la otra con tendencia a una configuración circular. Resulta evidente que el tiempo de concentración variará notoriamente de un caso a otro, dada la diferente magnitud de la distancia a recorrer, lo que influirá sobre la escorrentía, y en especial, la configuración del hidrograma resultante de una precipitación dada.

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4-5

Se han efectuado numerosos esfuerzos para tratar de descubrir el efecto de la forma, por medio de un sólo valor numérico. La mayoría de las cuencas tienden a tener la forma de una pera; sin embargo, los condicionantes geomorfológicos conducen a numerosas desviaciones de esta configuración. La forma de una cuenca puede ser caracterizada por medio de diversos índices y parámetros, pasándose a considerar los más usuales.

De las consideraciones anteriores se desprende que la relación entre el área ( A ) y el perímetro ( P ), tiene notoria influencia en la respuesta hidrográfica de una cuenca. El índice más usualmente admitido para representar esta característica es el Coeficiente de Compacidad de Gravelius o simplemente Índice de Compacidad, que queda definido por la relación entre el perímetro de la cuenca y el perímetro de un círculo de igual área ( Po ): IC =

/52/

P Po

A = Ao

;

Teniendo en cuenta que:

/53/

Ao = π * r2

;

Po = 2 * π * r = 2 * π * A

y reemplazando en /52/:

/54/

IC =

P P P = = 0.282 Po 2 * π * A A

A igualdad de área, el círculo es la figura de menor perímetro; por lo tanto, en cualquier caso este coeficiente será mayor que la unidad y tanto más próximo al valor “1” cuanto la cuenca se aproxime más a la forma circular, y más alejado de él cuando la cuenca tenga una forma más irregular en relación con el círculo.

Queda definido por la relación:

/55/

AJ =

LC A

Para una cuenca de planta cuadrada, si el cauce principal tuviese la longitud de una arista, resultaría A J = 1 ; en cambio, si se desarrollase según la diagonal el coeficiente sería A J = 1,41 , con lo que este índice relaciona el recorrido de los cauces colectores del drenaje en el interior de la cuenca.

Horton sugirió un factor adimensional de forma ( RF ), como Indice de la Forma de una cuenca, determinado por la expresión

/56/

RF =

A L2

Siendo L la longitud de la cuenca, que se define como la distancia entre la salida y el punto más alejado, cercano a la cabecera del cauce principal, medida en línea recta. Este índice, o su recíproco, han sido ampliamente utilizados como indicadores de la configuración del hidrograma unitario. Mediante este parámetro se relacionan otros parámetros morfométricos de la cuenca. Por ejemplo, el perímetro puede estimarse mediante la expresión:

/57/ Universidad Nacional de Cuyo

P = 4 * A * RF Facultad de Ingeniería

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4-6

Aunque menos frecuentemente empleados, otros parámetros o dimensiones características de una cuenca citados en la bibliografía especializada son:

El ancho máximo de la cuenca (E), que generalmente pasa próximo al centro de gravedad de la misma.

El ancho medio de la cuenca, está definido por la relación: Bm =

/58/

A LC

La longitud de la cuenca ( L ), ya definida en 4.b.2.iii.

La longitud al centro de gravedad de la cuenca ( L a ), que corresponde a la distancia medida en línea recta desde el punto de concentración, al baricentro de la figura geométrica que corresponde a la cuenca, o hasta la proyección de este punto sobre el cauce principal.

El relieve de una cuenca queda perfectamente representado por las curvas de nivel, pero en ocasiones, su trazado es sumamente complejo, conteniendo demasiados datos para cuantificar la caracterización altimétrica de la cuenca. Por ende resulta de interés introducir diversos procedimientos que permitan poner de manifiesto, en forma más sintetizada y adecuada a los fines que surgen de las necesidades prácticas de cálculo, la distribución de la cuenca vertiente (en km² y en % de la superficie total) por intervalos de altura. Las áreas parciales entre curvas de nivel se obtienen por iguales procedimientos a los indicados en 4.b.1 para la medición del área total de la cuenca. A los fines de determinar la equidistancia a considerar entre curvas de nivel ( N ), para medir las áreas parciales, se determina el siguiente valor convencional:

/59/

N=

Hmáx − Hmín 6

Si N está comprendido entre 100 y 200 se consideran las áreas parciales encerradas entre curvas de nivel con equidistancia igual a 100 metros, si N está comprendido entre 200 y 300, se consideran las curvas de nivel con una equidistancia de 200 metros y así sucesivamente.

Consiste en la curva que resulta de representar, en abscisas, la superficie de la cuenca que se halla por encima de las cotas de altura indicadas en ordenadas, representando las superficies dominadas por sobre cada cota (Figura 17). Se puede considerar esta curva como una especie de perfil de la cuenca, y su pendiente media, expresada en m/km², resulta un parámetro sintético de comparación del relieve de diversas cuencas. De esta curva se puede extraer una importante relación, y es la Relación Hipsométrica:

/60/

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RH =

AS AI

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4-7

donde: A S área sobre la curva hipsométrica A I área bajo la curva hipsométrica.

1 060 Hmáx

1 035

Cota [ msnm ]

1 010

985

960

935

Hmin 910 00

250

500

750

1 000

1 250

1 500

1 750

2 000

2 250

2 500

2 750

3 000

3 250

3 500 A

Área Sobre la Cota [ ha ]

Según Strahler, la importancia de esta relación reside en que es un indicador del estado de equilibrio dinámico de la cuenca. Así, cuando R H = 1, se trata de una cuenca en equilibrio morfológico. La Figura 18 muestra tres curvas hipsométricas correspondientes a otras tantas cuencas que tienen potenciales evolutivos distintos. La curva superior (curva A) refleja una cuenca con un gran potencial erosivo; la curva intermedia (curva B) es característica de una cuenca en equilibrio; y la curva inferior (curva C) es típica de una cuenca sedimentaria. Quedarían, así, representadas distintas fases de la vida de los ríos: curva A: fase de juventud; curva B: fase de madurez; y curva C: fase de vejez.

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4-8

Puede ser trazado para reemplazar a la curva hipsométrica, e indica, en un diagrama de forma escalonada, las superficies (en km² y en %) comprendidas en intervalos constantes de altura.

1100

1025

Cota [ msnm ]

950

875

800

725

650 0%

3%

6%

9%

12%

15%

18%

21%

24%

27%

Área [ % , km² ]

Se suele admitir que una cuenca se comporta, hidrológicamente, de modo análogo a un rectángulo que tuviera la misma área y perímetro y, por tanto, igual Índice de Compacidad e igual distribución de alturas (o sea igual Curva Hipsométrica). Se trata en consecuencia de una transformación puramente geométrica de la cuenca en un rectángulo de igual área y perímetro, con lo que las curvas de nivel se convierten en rectas paralelas a los lados menores, siendo éstos la primera y última curva de nivel, quedando asimismo las pendientes de la cuenca sustituidas por las pendientes del rectángulo; el desagüe de la cuenca real, que es un punto, queda convertido en el lado menor que corresponde a la cota mínima.

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4-9

Para calcular el lado mayor ( Lr ) y el lado menor ( lr ) del rectángulo equivalente, se parte del área y del perímetro de la cuenca. Dado que: PRe ct = 2 * (Lr + lr )

/61/

A Re ct = Lr * lr → lr =

;

A Lr

puede despejarse y reemplazarse:

A⎞ ⎛ PRe ct = P = 2 * (Lr + lr ) = 2 * ⎜ Lr + ⎟ Lr ⎠ ⎝ 2 * Lr 2 + 2 * A Lr 2 + 2 * Lr − P * Lr + 2 * A = 0

P=

/62/

Lr P ± P 2 − 16 * A P ⎛ 16 * A 〉= = ⎜⎜1 ± 1 − 4 4⎝ lr P2

⎞ ⎟ ⎟ ⎠

Es usual expresar los valores de Lr y lr en función del área A y del Índice de Compacidad. Teniendo presente que, según la /54/:

IC = 0.282

/63/

P A

P IC * A = 4 1.128 P2 ⎛ I ⎞ =⎜ C ⎟ 16 * A ⎝ 1.128 ⎠

2

Reemplazando en /62/ resulta: 2⎤ ⎡ ⎛ 1.128 ⎞ ⎥ IC * A ⎢ ⎜ ⎟ 〉= 1± 1− ⎜ ⎟ 1.128 ⎢ lr ⎝ IC ⎠ ⎥ ⎣ ⎦

Lr

/64/

Lo que indica que esta representación gráfica tiene significado sólo para valores de IC ≥ 1.128

La mayor parte de los factores meteorológicos e hidrológicos (precipitaciones, temperaturas, caudales específicos, etc.), se hallan íntimamente relacionados con la altitud. Sin embargo es necesario destacar que la altitud de una cuenca tiene mayor importancia respecto a la escorrentía (efecto de evaporación y precipitación, efecto de nieve), incidiendo por lo tanto más en lo atinente al tipo de crecidas, que en lo relativo a su magnitud.

La altitud media de la cuenca ( HO ) puede ser determinada mediante la expresión n

HO =

/65/

∑ ai * hi i =1

A

donde:

ai ..... son las áreas parciales comprendidas entre las curvas de nivel del plano topográfico hi ..... son las alturas medias entre las dos curvas de nivel consecutivas que encierran el área ai En forma expeditiva, la altitud media de una cuenca puede determinarse en correspondencia con la ordenada media de la curva hipsométrica. Universidad Nacional de Cuyo

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4-10

Corresponde al intérvalo de abscisa máxima del diagrama de frecuencias altimétricas.

Es la altura correspondiente al punto de abscisa media de la curva hipsométrica.

En ocasiones puede resultar importante incluir entre los parámetros destinados a definir la caracterización integral de una cuenca, los referentes a su orientación, que puede tener incidencia en relación a: X los efectos de la dirección del movimiento de los frentes de precipitación X la dirección de los vientos dominantes en la región X la insolación de las laderas, importante en cuencas con fusión nival

El gradiente de pendiente de una cuenca tiene importancia dado que, indirectamente, a través de la velocidad del escurrimiento, influye en el tiempo de concentración. Por ello, puede resultar de interés, en lugar de representar todo el relieve mediante una curva o un rectángulo, definirlo por un valor determinado o un índice que sintetice la pendiente de la cuenca.

Es la medía ponderada de todas las pendientes correspondientes a áreas elementales en las que se pudiese considerar constante la máxima pendiente. Puede determinarse mediante los siguientes procedimientos:

Un primer procedimiento para determinar la pendiente media de una cuenca, en función de las longitudes de las curvas de nivel y de la equidistancia entre ellas ( Δh ), parte de considerar tres curvas de nivel consecutivas, de cotas “ i + Δh ”,“ i ” e “ i − Δh ”. A cada una de estas curvas de nivel se le atribuye una faja de área de la cuenca, denominándose a esta fracción de área “ ai ” y a la longitud de la curva de nivel que le corresponde L i , como indica la figura: i

i+ h

Planta

Corte

i- h

di

h

i+ h

h

h

i

i- h

di En estas condiciones, el área total de la cuenca y la longitud total de las curvas de nivel serán: n

/66/

A = ∑ ai i =1

n

;

L = ∑ Li i =1

Si se designa por “ di “ al ancho medio de la banda de área considerada, su valor resultará: Universidad Nacional de Cuyo

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di =

/67/

ai Li

La pendiente media de la cuenca puede así obtenerse calculando la pendiente media de cada una de estas bandas y efectuando luego la ponderación entre todas ellas. A tales fines, pueden dibujarse las curvas de nivel correspondientes a las cotas intermedias i + Δh 2 y i − Δh 2 . La pendiente media “ si ” de la faja considerada será así el cociente entre el desnivel entre los extremos y el ancho medio, o sea

si =

/68/

Δh Li * Δh = di ai

Efectuando la ponderación, la pendiente media de la cuenca resultará:

/69/

sm =

L i * Δh * ai ai i =1 n

n

∑ si * a i ∑ i =1

n

∑ ai i =1

=

n

∑ ai i =1

n

=

∑ Li * Δh i =1

n

∑ ai

n

=

i =1

Δh * ∑ L i i =1

n

∑ ai

=

Δh * L A

i =1

Si se tiene en cuenta que a las curvas de nivel extremas (la más alta y la más baja) le corresponde sólo la mitad de una faja, la pendiente media de la cuenca, expresada en porcentaje resultará n −1 ⎤ ⎡1 Δh * ⎢ (L1 + Ln ) + ∑ Li ⎥ i=2 ⎦ * 100 ⎣2 sm = A

/70/

Si existiesen variaciones considerables en las pendientes interiores de la cuenca a lo largo de una misma curva de nivel, la expresión anterior debería ser aplicada a las diferentes partes de la cuenca en forma separada. Este método exige una medición cuidadosa de las longitudes de las curvas de nivel, sin rectificar sus sinuosidades.

Las dificultades que resultan de las mediciones referidas en el método anterior, llevaron a la formulación de un procedimiento simplificado, en el cual se parte de la misma expresión /70/, pero aplicada a la determinación de la pendiente media del rectángulo equivalente:

/71/

n −1 ⎤ ⎡1 ⎡ n −1 ⎤ Δh * ⎢ (lr + lr ) + ∑ lr ⎥ Δh * lr ⎢1 + ∑ 1⎥ i=2 ⎦ ⎣2 ⎣ i = 2 ⎦ = Δh * lr [n − 1] = Δh * [n − 1] = Hmáx − Hmín = sm = Lr * lr Lr * lr Lr * lr Lr Lr

Resulta así una expresión para la pendiente que resulta de dividir la diferencia entre la cota de los puntos más alto y más bajo de la cuenca por la longitud del lado mayor del rectángulo equivalente. Si bien aparece así la pendiente en forma muy sencilla, su valor puede resultar ser poco significativo, ya que para cualquier perfil hipsométrico que se tenga, se obtendrá, mediante la aplicación de la /71/, el mismo valor. En virtud de ello su empleo está limitado a estudios comparativos entre cuencas, y no para hallar un valor representativo de una cuenca determinada.

La pendiente media de una cuenca puede ser también determinada, con mayor aproximación a la realidad, por medio del método de las cuadrículas, para lo cual se superpone sobre el plano topográfico una cuadrícula que contenga una cantidad adecuada de intersecciones (un par de decenas en cuencas pequeñas a aproximadamente un centenar en las mayores).

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4-12

En cada punto de intersección se calcula la distancia mínima entre curvas de nivel adyacentes, calculando luego y promediando, los valores de las pendientes en cada uno de ellos. Actualmente, con el desarrollo en los últimos años de numerosos Sistemas de Información Geográfica “SIG”7, se han incorporado en muchos de ellos aplicaciones que permiten la obtención de campos de pendientes, a partir de un Modelo Digital del Terreno “MDT”8. Es éstos, el área total es divida en miles de celdas o “píxels” y se evalúa la pendiente en cada uno de ellos, siendo su tamaño la limitación, o la precisión, del método.

Aplicando a la curva hipsométrica el procedimiento indicado en el último párrafo del apartado que explica la pendiente media del cauce principal (Figura 22), se obtiene un parámetro representativo de la pendiente de la cuenca, expresado en m/km².

El Método de las Cuadrículas, indicado anteriormente, permite, si se desea, establecer la distribución de frecuencias de las pendientes, en lugar de representar toda la cuenca por un valor de pendiente promedio único. Para ello se representa una curva de distribución de frecuencias, llevando, en un eje, pendientes y en el otro, frecuencias (individuales o acumuladas). La curva o diagrama así obtenido permite poner de manifiesto el rango de pendientes predominantes.

Las distintas denominaciones de los terrenos, según la magnitud de sus pendientes medias, usualmente adoptadas, son las siguientes:

0%

a

3%

Llano

3%

a

7%

Suave

7%

a

12 %

Medianamente accidentado

12 %

a

20 %

Accidentado

20 %

a

35 %

Fuertemente accidentado

35 %

a

50 %

Muy fuertemente accidentado

50 %

a

75 %

Escarpado

>

75 %

Muy escarpado

Otro criterio, propuesto por diversos autores, es el de calcular el índice de pendiente ( IP ), que permite obtener un número característico para definir la pendiente real, sirviendo sólo a fines comparativos con otras cuencas. Se deduce del rectángulo equivalente, y viene dado por la expresión: n

/72/

IP =

∑ I= 2

ai * (hi − hi −1 ) Lr

Siendo hi las cotas de las “ n ” curvas de nivel consideradas.

7

en ingles GIS: Geographic Information Systems

8

en ingles TDM: Terrain Digital Models

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4-13

En diversos cálculos de la respuesta de la cuenca frente a la ocurrencia de precipitaciones sobre la misma, resulta necesaria la individualización de su cauce principal, y la posterior determinación de su longitud y su pendiente. El primer problema que se plantea para ello, es distinguir el río o cauce principal, de sus afluentes, lo que si bien no suele ofrecer inconvenientes en el tramo inferior, en que la diferencia es por lo general clara por sus dimensiones y la proximidad de la sección de control; es a veces difícil en el curso medio y sobre todo en el superior, en que las características propias de todos los cauces (tanto principal como afluentes), tienden a asemejarse. Desde ya, no resulta aplicable en hidrología el criterio de definir la importancia relativa de los cursos de agua de acuerdo a su toponimia o relevancia regional, en que reciben nombre los ríos generalmente si se hallan cerca de accidentes característicos (manantiales o vertientes, asentamientos humanos, etc.) o en zonas de más fácil acceso, y no por su integración ordenada y clasificada dentro de la red de drenaje de la cuenca. El criterio de clasificar los ríos de acuerdo a sus caudales de aporte, si bien resultaría lógico, no es práctico por la gran cantidad de aforos individuales que deberían efectuarse en cada caso y la variabilidad propia de los caudales, además de ser impracticable en la mayoría de los cauces de tipo torrencial, con régimen de escurrimiento esporádico. Resulta en consecuencia como criterio más práctico, y es el seguido en hidrología, el de considerar como río o cauce principal al de mayor longitud, desde la sección de control hasta su nacimiento sobre la divisoria de la cuenca. Este criterio de consideración (además de su aplicación en fórmulas prácticas), tiene como ventaja el hecho que al dibujar los perfiles longitudinales de los cauces, principal y sus afluentes, ninguno de éstos sobrepasará el origen de aquél.

En la gran mayoría de los casos la pendiente de un río disminuye gradualmente desde sus fuentes hasta su desembocadura. Para los cálculos prácticos de la hidrología se requiere un valor único por medio del cual pueda caracterizarse la pendiente de un cauce, ya sea considerado en toda su longitud o en un tramo del mismo. Por lo general, tal valor es necesario para ser utilizado como uno de los parámetros que intervienen en los cálculos de crecidas. La pendiente influye sobre la velocidad del escurrimiento y con ello sobre la configuración del hidrograma. La definición más sencilla: s0 =

/73/

Hmáx − Hmín H = LC LC

no suele resultar de aplicación válida, al acentuar en demasía el efecto de las elevadas pendientes de los tramos iniciales. A los efectos de lograr una primera mejora se ha propuesto la expresión

s=

/74/

H85% − H10% 0.75 * L C

donde:

H85% , H10%

alturas que corresponden a un recorrido del 85% y del 10% respectivamente, medido sobre el cauce principal desde la sección de control.

Mayor aproximación se obtiene empleando el concepto de la Pendiente Media Ponderada “ sP ”, que es la pendiente que corresponde a una recta trazada sobre el perfil longitudinal del cauce, de manera tal que la superficie A2, encerrada por debajo de la misma, sea igual a la A1 de la parte superior de la Figura 22, o sea: Universidad Nacional de Cuyo

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4-14

sP =

/75/

HP LC

1250

H1175 máx

1100

A1 1025 Hp

s0 Cotas [ msnm ]

950

875

sp

800

A2 725

Hmín 650 0

2000

4000

6000

8000

10000

Longitud [ km ]

12000

14000

16000

18000

Lc

20000

El esqueleto hidrogeornorfológico determinante de una cuenca vertiente lo constituye la configuración que en ella presenta el sistema de cauces, en todos sus niveles (quebradas, arroyos, ríos), los que en su conjunto constituyen la denominada red de drenaje de la cuenca, cuyo análisis adquiere especial relevancia cuando se plantean relaciones de semejanza entre cuencas. Para efectuar una descripción cuantitativa de las redes de drenaje, deben introducirse los conceptos del orden de los cauces y los de las relaciones existentes entre los cauces de distinto orden.

A los fines de definir su importancia práctica, en diversos países se clasifica a las vías navegables como cauces de 1er orden, a los ríos importantes como de 2do orden y a los de menor significación les corresponde el 3er orden. Este concepto de clasificación no presenta ninguna utilidad en hidrología, dado que no brinda la oportunidad de comprender las leyes de formación de los cauces, ni de establecer relaciones entre los diversos órdenes y las demás características de la cuenca. Para alcanzar estos objetivos, Horton (1945) introdujo el estudio cuantitativo de las redes de drenaje. Este científico desarrolló un sistema de ordenamiento de los cauces, en función de su ubicación relativa dentro de la cuenca y derivó algunas leyes relacionando el número y la longitud de los cauces de distinto orden. El criterio de ordenamiento de los cauces propuesto por Horton y levemente modificado por Strahler (1964), es el siguiente (Figura 23): X Los cauces reconocibles más pequeños se designan como de orden 1; normalmente los mismos fluyen sólo en épocas de lluvias X Cuando dos cauces de orden.1 se unen, resulta un cauce de orden 2 hacia aguas abajo; en general, de la unión de dos cauces de orden u, resulta uno de orden u+1 Universidad Nacional de Cuyo

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4-15

X Cuando un cauce de orden bajo afluye a uno de orden mayor, el cauce resultante hacia aguas abajo retiene el mayor de los dos órdenes X El orden de la cuenca principal es el mismo del cauce principal a su salida, U , que corresponde al mayor orden de la cuenca.

1

1 1 1 1

1

2 2

2

2

1

1

1 1

1 1

3

3

3 1

2

2

2

2

3

3

2 2

1

2

2

2

1

1

1

2 1

1

1

Cuenca de Orden 3 (U=3)

De acuerdo a las investigaciones de Horton, en cuencas que no presentan acentuadas irregularidades geomorfológicas, se pueden observar diversas relaciones características entre los números de orden crecientes de los cauces, que se comportan según una progresión geométrica. Se han podido comprobar así determinadas leyes geomorfológicas para la cantidad de cauces, para sus longitudes, para las áreas de las subcuencas que los alimentan y para las pendientes. El significado práctico del concepto de los órdenes de los cauces se fundamenta en la hipótesis de que, en términos generales medios, en cuencas con redes de drenaje suficientemente desarrolladas, el número de orden es directamente proporcional: X al tamaño de la cuenca ( A ) X a la sección del cauce X al caudal que por el mismo escurre En el análisis de las redes de drenaje toma gran importancia la determinación exacta y consistente de los cauces, en todos sus órdenes, incluidos los de las nacientes, la que debe obtenerse a partir de mapas regionales y/o fotografías aéreas, en escala adecuada a la representación que en ellos toman loe distintos órdenes de cauces y sus longitudes.

Si se designa por Nu a la cantidad de de cauces de orden “ u ” que presenta una red de drenaje. Se ha observado que los números N1 , N2 , …, Nu , se ajustan, en términos generales, a una progresión geométrica de la forma:

/76/

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Nu = Rb * Nu +1 →

Nu = Rb Nu +1

para

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1< u < U −1

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4-16

Al factor Rb se lo conoce como “relación de bifurcación”, y su valor es sensiblemente constante en una cuenca dada, hallándose el mismo comprendido, en redes de drenaje naturales, entre 3 y 4.

log log log

4.00

Un Lu 3.50 Au

3.00

2.50

2.00

1.50

1.00

0.50

0.00

U -0.50

-1.00

Teniendo en cuenta las relaciones sucesivas que surgen de la /76/, y considerando por ejemplo (para simplificar el razonamiento) U=5, se tendrá:

/77/

N5 N4 N3 N2

=1 = Rb * N5 = Rb * 1 = Rb 2 = Rb * N4 = Rb * Rb = (Rb ) 2 3 = Rb * N3 = Rb * (Rb ) = (Rb )

N1 = Rb * N2 = Rb * (Rb ) = (Rb ) 3

4

= (Rb ) 5 −3 = (Rb ) 5−2 = (Rb )

5−4

= (Rb )

5 −1

O sea que en general, si U es el orden del cauce principal en la sección de control, la cantidad de cauces de un orden determinado u , puede calcularse mediante

/78/

Nu = (Rb )

U−u

Además:

Nu (Rb ) U − u − U +1 1− u = = (Rb ) = (Rb ) U −1 N1 (Rb ) U−u

/79/ Nu = N1 * (Rb )

1− u

Expresión que se conoce como

.

La relación de bifurcación Rb de una red de drenaje puede ser obtenida en forma numérica o gráfica.

Calculando la media geométrica de una serie de “i” valores de Rb consecutivos, mediante:

/80/ Universidad Nacional de Cuyo

Rb = i Rb,1 * Rb,2 * Rb,3 * K * Rb,i Facultad de Ingeniería

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4-17

Obteniendo la pendiente de la recta trazada en el gráfico log(Nu ) versus u (Figura 24), por medio de la ecuación de dicha recta:

log(Nu ) = a1 + b1 * u

/81/

b1 = log(Rb )

Las longitudes de los cauces que conforman la red de drenaje de una cuenca, se obtienen con la medición mediante curvímetro sobre los planos o fotografías aéreas de la misma, o bien a partir de planos digitalizados. También aquí es fundamental prestar especial atención a la consistencia de los datos. Si se designa por Nu a la cantidad de cauces de orden u y L u,i a la longitud del cauce i-ésimo (1 < i < Nu ) de dicho orden, la longitud promedio de todos los tramos de cauces de orden u , será:

Lu =

/82/

1 Nu * ∑ L u,i Nu i =1

Se ha observado que estas longitudes promedio Lu en una red de drenaje, se ajustan en forma aproximada a una progresión geométrica de la forma:

L u + 1 = RL * L u →

/83/

L u +1 = RL Lu

1< u < U −1

para

A RL se lo denomina “relación de longitud”, y su valor oscila, según las cuencas, entre 1 y 4, con 2 como valor promedio. De la /82/, y siguiendo análogo razonamiento al efectuado en el apartado anterior (suponiendo U=5), resulta:

= L1 * (RL )

2 −1

L 2 = R L * L1

L 3 = RL * L 2 = RL * RL * L1 = L1 * (RL )

L 4 = RL * L 3 = RL * (RL ) * L1 = L1 * (RL ) 2

3

L 5 = RL * L 4 = RL * (RL ) * L1 = L1 * (RL ) 3

= L1 * (RL )

3 −1

2

/84/

4

= L1 * (RL )

4 −1

= L1 * (RL )

5 −1

Obsérvese que L5 no es valor promedio ya que es único y que se puede escribir en general que:

Lu = L1 * (RL )

u −1

/85/

.

que constituye la expresión conocida como

Si se expresan los logaritmos de las longitudes de los cauces como una función de orden “u”, se obtiene por lo general la ecuación de una recta de la forma (Figura 24):

/86/

log(Lu ) = a 2 + b 2 * u

b 2 = log(RL )

que permite obtener el valor de RL . En base a las expresiones obtenidas precedentemente puede determinarse la longitud total de los cauces de todos los órdenes de una cuenca de orden “U”, mediante:

/87/

U Nu

U

u =1 i =1

u =1

L T = ∑∑ Lu,i =∑ Lu * Nu

que se obtiene teniendo en cuenta la /82/. Además, en estas expresiones, “u” varía entre 1 y U. Universidad Nacional de Cuyo

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4-18

Si ahora se reemplazan los valores dados por las (19) y (25), se tendrá U

L T = ∑ Lu * Nu u =1

U

[

L T = ∑ L1 * (RL )

/88/

u =1

u −1

U

]* [(R ) ] U−u

b

L T = L1 * ∑ (RL )

* (Rb )

u −1

U−u

u =1

Obsérvese que, suponiendo nuevamente por U = 5, los productos de la sumatoria serán:

(RL )0 * (Rb )4 (RL )1 * (Rb )3 (RL )2 * (Rb )2 (RL )3 * (Rb )1 (RL )4 * (Rb )0

Para u = 1 ⇒ Para u = 2 ⇒ Para u = 3 ⇒

/89/

Para u = 1 ⇒ Para u = 1 ⇒ o sea que:

[

L T = L1 * (Rb ) + (RL ) * (Rb ) + (RL ) * (Rb ) + (RL ) * (Rb ) + (RL ) 4

1

3

2

2

3

1

4

]

(R )1 (R )2 (R )3 (R )4 ⎤ 4⎡ L T = L1 * (Rb ) ⎢1 + L 1 + L 2 + L 3 + L 4 ⎥ (Rb ) (Rb ) ⎦⎥ ⎣⎢ (Rb ) (Rb ) si RLb =

/90/

RL Rb

[

L T = L1 * (Rb ) 1 + (RLb ) + (RLb ) + (RLb ) + (RLb ) 4

1

Generalizando:

/91/

L T = L1 * (Rb )

U −1

2

[1 + (R

Lb

3

4

]

)1 + (RLb )2 + (RLb )3 + (RLb )4 + K]

o bien, por Algebra: L T = L1 * (Rb )

U −1

/92/

*

(RLb )U − 1u RLb − 1

El área A u , vertiente a un cauce de orden “u”, se define como la proyección horizontal de la superficie total que corresponde a las subcuencas que aportan a dicho cauce hasta su propia sección de control, incluyendo las de todos los cauces de orden menor (Figura 25), es decir:

/93/

Au =

Nu

Nu

∑A + ∑A 1,i

i=1

i=1

2,i

+

Nu

∑A

3,i

+K+

i=1

Nu

∑A

u,i

i=1

Esta superficie total se compone de la suma de todas las áreas elementales (las subcuencas de los cauces de orden 1 y las de aporte propio a los cauces de orden mayor). Estas áreas individuales pueden asimilarse a unidades hidrogeomorfológicas, en las cuales se considera que a cada uno de sus puntos son aplicables las propiedades medias del área, con prescindencia de las propias. Universidad Nacional de Cuyo

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4-19

Si se designa por A u la superficie promedio de afluencia a los tramos de cauces de un orden dado “u”:

Au =

/94/

1 Nu * ∑ A u,i Nu i =1 Nu

∑A

1,i

i=1

1

Nu

∑A

1 1

2,i

i=1

1 1

1

2 2

2

2

1

1

1 1

1

2 1

3

3

2 2

1

2

2

2

1

1

1

2 3 1

2

2

3

3

2 Nu

∑A

1

1

3,i

i=1

1

Se ha comprobado que en general:

/95/

A u +1 = R A → A u +1 = R A * A u Au

Siendo R A la “relación de áreas”, propuesta por Schumrn en 1956, y cuyo valor medio es de 4. Aplicando el mismo desarrollo efectuado en el apartado anterior, se verifica que:

/96/

A u = A 1 * (R A )

que constituye la denominada

.

u −1

También el valor de R A puede determinarse gráficamente, en forma análoga a la indicada para Rb y RL (Figura 24), mediante:

/97/

log(A u ) = a3 + b3 * u

b3 = log(R A )

Relacionando las expresiones /85/ y /96/ se ha podido establecer que longitudes y áreas se hallan ligadas por una función exponencial de la forma:

/98/

L u = a * (A u )

b

que responde a una recta si se la representa en papel doble logarítmico. Una relación de este tipo se verifica también entre la longitud total de cauces “ L T ” y el área de la cuenca: Universidad Nacional de Cuyo

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4-20

LT = a * Ab

/99/

con 0,55 ≤ b ≤ 0,70 (valor medio b = 0,60) y a ≈ 3.

La densidad de la red de drenaje ( Dd ) de una cuenca queda determinada principalmente por su topografía, condiciones del suelo y régimen de precipitaciones. Su valor puede ser cuantificado por la longitud total de los cauces ( ΣL ) dividida por el área de la cuenca, o sea que, indica la longitud de cauces por unidad de área de la cuenca: Dd =

/100/

ΣL A

El valor de ΣL depende en forma fundamental de la escala de los planos disponibles y del detalle de los relevamientos de campaña. En consecuencia sólo podrán obtenerse resultados comparables para regiones que abarquen varias cuencas, cuando se trabaje con material de base homogéneo. En el caso de cuencas extensas, las variaciones internas del valor de Dd pueden también resultar de interés. Para ello deberá subdividirse el área total de la cuenca en cuadrantes idénticos (o eventualmente en subcuencas) y determinar los valores de Li en cada una de tales fracciones en forma separada.

El índice de asimetría de la red de drenaje de una cuenca está expresado por: Ia =

/101/

A d − Ai A d − Ai = A d + Ai A

donde:

A d , Ai

son las áreas de drenaje ubicadas a la derecha e izquierda del cauce principal, respectivamente.

Se relaciona con la densidad de drenaje mediante la expresión

Ct = Dd *

/102/

Ni A

donde:

Ni

número de cursos de agua de primer orden, o sea la cantidad de afluentes directos con que cuenta el cauce principal.

Cabe acotar que Dd indica la red de drenaje por unidad de superficie, parámetro que constituye un complemento de los índices de pendiente y compacidad, a efectos de la evaluación de la escorrentía superficial. El coeficiente de torrencialidad por su parte, se emplea principalmente para estudios de máximas crecidas, ya que representa un índice de las características físicas y morfológicas de la cuenca.

Un fenómeno particular en el estudio de las redes hidrográficas es lo que se denomina “endorreísmo”, el cual se presenta en una cuenca cuando ésta es cerrada, es decir, que no existe desagüe superficial al exterior de la misma. En estos casos pueden darse: Universidad Nacional de Cuyo

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4-21

a) el llamado endorreísmo de escorrentía, en el que el cauce principal, en un determinado momento desaparece, infiltrándose en el terreno, como consecuencia combinada de la permeabilidad de éste y la escasez de caudal conducido b) el llamado endorreísmo directo, en el cual el caudal se concentra en un lago impermeable, a partir del cual se evapora

Un método representativo para presentar la información relativa a la forma de las cuencas, su red de drenaje y la influencia de ambos en el escurrimiento, es la de conformar un diagrama tiempo/área que pone de manifiesto la distribución de frecuencia de los incrementos de área respecto al tiempo de recorrido de los escurrimientos, desde el punto considerado hasta la sección de control. Gran utilidad práctica en el estudio de la respuesta de la cuenca ante una precipitación determinada, la tiene el trazado, sobre el plano de la cuenca, de las líneas que unen puntos de igual tiempo de recorrido hasta la , para el cual se dispone de dos métodos. sección de control, a las que se denomina

El primero de ellos consiste en el trazado de las líneas isócronas en base a pendientes medias, coeficientes de rugosidad y secciones transversales representativas de los diversos tramos de cada cauce, efectuando los cálculos hidráulicos atinentes.

El otro método consiste en el trazado de las isócronas asumiendo velocidad de escurrimiento constante a lo largo de los cauces, para convertir la escala de distancias en una de tiempos.

8

7 6

5

4 3

2

1

Para ello se asimilan las distancias o fracciones de la longitud del cauce principal (o sea el de mayor longitud) a las correspondientes fracciones de tiempo de concentración de la cuenca (Figura 26). O sea que la mencionada distancia máxima es reemplazada por el tiempo de concentración de la cuenca, y los puntos intermedios se ubican con la suposición de velocidad constante. Tal supuesto (que resulta de aplicación muchísimo más sencilla) puede justificarse considerando que en las partes altas de la cuenca, si bien las pendientes son mayores, los caudales y las alturas de lámina escurrida son menores y las resistencias friccionantes mayores. Universidad Nacional de Cuyo

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4-22

En cambio, en los tramos inferiores, de menor pendiente, los caudales (apreciablemente mayores) tienden a concentrarse en los cauces colectores finales de la red de drenaje, con lo que se observa que los parámetros que definen hidráulicamente las condiciones del escurrimiento, tienden a cierta compensación que se traduce en uniformar las velocidades. Este supuesto se verifica con mayor aproximación, mientras mayores sean las precipitaciones, y por ende los escurrimientos resultantes, que son precisamente los de mayor interés práctico en la hidrología de crecidas. Resulta de utilidad, a los efectos consignados, el trazado de un diagrama que represente las áreas parciales comprendidas entre isócronas consecutivas, en ordenadas, en función de las unidades de longitud medidas desde el punto de concentración hacia aguas arriba, en abscisas (Figura 27):

600

500

2

Área [ km ]

400

300

200

100

0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

Isócronas

La extensión relativa y el régimen del escurrimiento subsuperficial y de percolación, se halla controlado por la estructura geológica de la cuenca y muy particularmente por la ubicación y propiedades de los mantos acuíferos. Si los mismos se hallan hidráulicamente conectados con el sistema de cauces de descarga, puede producirse entre ambos un significativo movimiento de agua, cuya dirección e intensidad pueden variar considerablemente en el tiempo y a lo largo de los cauces. La separación del escurrimiento total entre escurrimiento de base y escurrimiento superficial debe basarse en consecuencia en la identificación de los acuíferos y su relación hidráulica con el sistema de cauces. En el caso de valles anchos y cauces de lecho permeable, el almacenamiento temporal de la descarga de los ríos en el subálveo, puede también contribuir a la regulación del régimen de escurrimiento.

Debido al constante crecimiento de la población y al desarrollo económico, el régimen natural del, escurrimiento de los ríos se ve cada vez más influenciado por la actividad humana. Desde este punto de vista existen dos tipos de intervención:

a) aquellas realizadas con la intención directa de tratar de controlar el régimen natural de escurrimiento (por ejemplo, construcción de vasos para atenuación de crecidas; manejo de cuencas; introducción de nuevas prácticas de. usos de suelos y conservación de las aguas, etc.) b) aquellas que sirviendo a otros propósitos, tienen efectos colaterales en el escurrimiento (por ejemplo urbanizaciones, cambios de usos de suelos, etc.) Universidad Nacional de Cuyo

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4-23

Pueden ocurrir también algunos casos en los cuales las características de la cuenca que inciden en el régimen de escurrimiento son modificadas por procesos naturales (variaciones estacionales y cíclicas de la vegetación, movimientos tectónicos, etc.).

Los forestales y otros tipos de vegetación pueden tener efectos muy diferentes sobre el régimen de escurrimiento, dependiendo principalmente del tipo, densidad y edad de las especies. La distribución en el interior de la cuenca (áreas superiores e inferiores) es también importante. Los índices que expresen la extensión relativa de la cubierta vegetal, referida al porcentaje del área total, deben interpretarse correctamente en función de lo antedicho. La extensión de áreas cubiertas por edificación y caminos también puede ser caracterizada por índices similares.

La relación entre infiltración y retención superficial depende fundamentalmente de la composición mecánica y de las propiedades físicas del suelo, como así también, cuando corresponda, de la profundidad y métodos de cultivo. Los datos de los mapas de suelos deben ser completados en consecuencia, con repetidas verificaciones in situ, de los tipos de cultivos eventualmente existentes en la cuenca y condiciones de los suelos, para la evaluación de su incidencia en los estudios de escurrimiento. Por lo general resulta necesario evaluar separadamente las fracciones superior, media e inferior de la cuenca, para el análisis de estas características.

A través de las intervenciones y construcciones efectuadas por el hombre, los vasos de almacenamiento tienen una particular significación en controlar o influenciar el régimen de escurrimiento. La siguiente información básica es requerida, si se desea investigar y evaluar desde este punto de vista, la incidencia de vasos de almacenamiento construidos o planificados: X Datos de la superficie de espejo de agua y de las capacidades de almacenamiento X Breve descripción de los propósitos a ser servidos y las condiciones de operación de la obra X Datos de las áreas de drenaje concernientes a y controladas por los vasos de almacenamiento X Descripción y datos de las instalaciones usadas para el control de las descargas La “capacidad de regulación de los vasos de almacenamiento” puede ser expresada mediante el siguiente coeficiente adimensional:

a=

/103/

Vv Vm

donde:

Vv

volumen del vaso (o la suma de capacidades en caso de haber varios), en hm³

Vm

promedio anual del volumen de escorrentía expresado en la misma unidad y determinado como la capacidad del prisma de agua que atraviesa la sección de control, limitado entre el nivel de agua normal y el máximo posible o crecida catastrófica, durante la duración de la misma.

En el caso de ríos secos estará dado directamente por el volumen total de la crecida considerada, obtenido del hidrograma correspondiente. Universidad Nacional de Cuyo

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4-24

Trazar el límite de la cuenca cuyo punto de control es el cierre indicado. 950

95 0

Aplicando los conceptos dados en el apartado 4.a.2.i, la divisoria de aguas queda definida con la siguiente configuración: 950

95

0

El siguiente plano presenta un detalle del límite de cuenca, donde se indica el sentido del trazado seguido: Universidad Nacional de Cuyo

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4-25

Calcular los parámetros característicos de la cuenca aluvional Gringo Muerto – Rivadavia – Mendoza.

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4-26

Los valores medidos en los planos topográficos, son: Area ( A ) = 31.04 km2 Perímetro ( P ) = 25.31 km Longitud de Cauce Principal ( Lc ) = 10.78 km Cota maxima Cauca Ppal. ( Lc HMAX ) = 1053.0 msnm Cota máxima de la cuenca ( HMAX ) = 1063 msnm Cota mínima de la cuenca ( HMIN ) = 910 msnm Los valores calculados, en función de los medidos, son los siguientes: Ic Ic = 0.282 *

P A

= 0.282 *

25.31km 31.04km 2

= 1.28

AJ

AJ =

Lc A

10.78km

=

31.04km 2

= 1.93

i : i=

Lc Hmáx − HMín 1053m − 910m = = 1.33% Lc 10779 .8m iP

En el gráfico siguiente se presenta el perfil longitudinal real del cauce principal y la representación de las dos pendientes evaluadas, la media ( i ) y la media ponderada ( iP ). Como generalmente los perfiles de cauces aluvionales son cóncavos hacia arriba, la pendiente media ponderada representa mejor la forma del cauce real. 1050

1030

Hp=1025 m

ALTURAS [ m ]

1010

ip=1.06% 990

i=1.33%

970

950

930

910 0

1 000

2 000

3 000

4 000

5 000

6 000

7 000

8 000

9 000

10 000

11 000

LONGITUD [ m ]

La ponderación se realiza trazando una línea cuya pendiente es iP , tal que iguale las áreas, del perfil real del cauce, por debajo y por encima de ella. En forma práctica se debe calcular el área por debajo del perfil real del cauce ( A Lc ) e igualarla al área del triángulo de altura ( Hp − Hmin ) y base Lc: Universidad Nacional de Cuyo

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4-27

A Lc = A Δ =

1 2 * A Lc * (Hp − Hmin ) * Lc ⇒ Hp = + Hmin 2 Lc

Por lo tanto se deben medir las longitudes parciales del cauce principal entre curvas de nivel y calcular el área debajo del perfil longitudinal, lo que se presenta en el siguiente cuadro: A Lc =

∑A

Lc i

= Lc i *

⎤ ⎡ (Hi+1 + Hi ) − HMin ⎥ 2 ⎦

∑ ⎢⎣

Para el trazado del perfil longitudinal real del cauce se deben graficar los valores del cauce principal por encima de cada cota, por lo que se presenta en el cuadro los valores de cota y sumatoria inversa parcial (desde Lc disminuyendo hasta 0), para cada altura.

A Lci 910

915

593.5

1 484

910

10 779.8

915

920

380.6

2 855

915

10 186.3

920

925

605.2

7 565

920

9 805.7

925

930

594.5

10 404

925

9 200.5

930

935

849.4

19 112

930

8 606.1

935

940

607.6

16 709

935

7 756.7

940

945

526.7

17 118

940

7 149.1

945

950

508.4

19 065

945

6 622.4

950

955

465.8

19 797

950

6 114.0

955

960

490.6

23 304

955

5 648.2

960

965

366.3

19 231

960

5 157.6

965

970

321.1

18 463

965

4 791.3

970

975

299.6

18 725

970

4 470.1

975

980

270.8

18 279

975

4 170.5

980

985

251.9

18 263

980

3 899.7

985

990

297.1

23 025

985

3 647.9

990

995

300.6

24 800

990

3 350.8

995

1000

294.1

25 734

995

3 050.2

1000

1005

299.7

27 722

1 000

2 756.2

1005

1010

302.2

29 465

1 005

2 456.4

1010

1015

286.8

29 397

1 010

2 154.2

1015

1020

325.4

34 981

1 015

1 867.4

1020

1025

334.2

37 598

1 020

1 542.1

1025

1030

278.0

32 665

1 025

1 207.9

1030

1035

222.2

27 220

1 030

929.9

1035

1040

161.1

20 540

1 035

707.8

1040

1045

243.7

32 290

1 040

546.7

1045

1050

200.3

27 541

1 045

303.0

1050

1055

102.7

14 635

1 050

102.6

1055

1060

1 053

0.0

1060

1063 Lc

A Lc

La pendiente media ponderada es: Universidad Nacional de Cuyo

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4-28

ip =

Hp − HMín Lc

⎛ 2 * A Lc ⎞ + HMín ⎟⎟ − HMín ⎜⎜ Lc 2 * A Lc 2 * 617982m 2 ⎠ =⎝ = = = 1.06% Lc Lc 2 (10779.8)2 m 2

Trazar la curva hipsométrica para la cuenca en estudio. La curva hipsométrica representa, en abscisas, la superficie de la cuenca que se halla por encima de las cotas de altura indicadas en ordenadas, o sea, las superficies dominadas por cada cota. Para el trazado de la curva se deben medir las áreas parciales entre curvas de nivel y graficarlas, en ordenadas las cotas y en abscisas las sumatorias inversas parciales (desde A hasta 0). Los valores se presentan en el siguiente cuadro:

910 915 920 925 930 935 940 945 950 955 960 965 970 975 980 985 990 995 1000 1005 1010 1015 1020 1025 1030 1035 1040 1045 1050 1055 1060

Universidad Nacional de Cuyo

915 920 925 930 935 940 945 950 955 960 965 970 975 980 985 990 995 1000 1005 1010 1015 1020 1025 1030 1035 1040 1045 1050 1055 1060 1063

202 473 387 319 486 292 858 335 1 215 683 1 354 755 1 447 317 1 685 545 1 779 744 2 110 698 1 969 952 2 489 749 850 294 1 253 982 909 279 868 676 815 833 791 375 854 352 889 581 963 061 1 076 849 1 154 562 1 008 311 924 278 891 375 757 143 580 819 298 447 139 911 26 394

910 915 920 925 930 935 940 945 950 955 960 965 970 975 980 985 990 995 1000 1005 1010 1015 1020 1025 1030 1035 1040 1045 1050 1055 1060 1063

Facultad de Ingeniería

3 104.2 3 084.0 3 045.3 2 996.6 2 910.8 2 789.2 2 653.8 2 509.0 2 340.5 2 162.5 1 951.4 1 754.4 1 505.5 1 420.4 1 295.0 1 204.1 1 117.2 1 035.6 956.5 871.1 782.1 685.8 578.1 462.7 361.8 269.4 180.3 104.6 46.5 16.6 2.6 0.0

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4-29 1070 1060 1050 1040 1030 1020

ALTURAS [ m ]

1010 1000 990 980 970 960 950 940 930 920 910 0

500

1 000

1 500

2 000

2 500

3 000

AREA [ ha ]

Confeccionar el diagrama de frecuencias altimétricas para la cuenca en estudio. El mismo representa las frecuencias o porcentaje de superficie de la cuenca entre intervalos constantes de alturas. De acuerdo a los datos de la tabla del ejercicio anterior:

910 935 935 960 960 985 985 1010 1010 1035 1035 1063

3150101.46 8378058.92 7473256.41 4219817.38 5127061.73 2694087.38

10.1 27.0 24.1 13.6 16.5 8.7

1035/1063

Frecuencia

1010/1035

985/1010

960/985

935/960

910/935

0%

3%

6%

9%

12% 15% Cotas [m]

18%

21%

24%

27%

Frecuencias

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4-30

Calcular los valores de cada lado del rectángulo equivalente a la cuenca en estudio. Graficar a escala el rectángulo y la ubicación de las curvas de nivel. El cálculo del lado mayor (Lr) y lado menor (lr) del rectángulo equivalente se hace partiendo de los valores de área (A) y perímetro (P) de la cuenca, resolviendo la siguiente ecuación de segundo grado:

Lr lr

=

Lr = lr =

P ± P2 − 16 * A 4

P + P2 − 16 * A = 9324.7m 4

P − P2 − 16 * A = 3329.1m 4

Las curvas de nivel se grafican de acuerdo a la tabla de áreas parciales utilizadas anteriormente, calculando las distancias parciales entre curvas como la relación del área al lado menor del rectángulo equivalente, o sea:

Lri =

Ai lr

910

935

3150101.46

946.2

935

960

8378058.92

2 516.7

960

985

7473256.41

2 244.9

985

1010

4219817.38

1 267.6

1010

1035

5127061.73

1 540.1

1035

1063

2694087.38

809.3

0

Demarcar y resaltar las distintas cuencas hidrográficas principales de la Provincia de Mendoza presentadas en el siguiente plano.

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4-31

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4-32

Para una cuenca que presenta los siguientes datos de cauces y áreas:

Lu 1 2 3 4 5 6

58 15 4 1

0.25 0.42 0.89 1.60 2.63 5.25

Au 0.10 0.40 1.57 6.30 23.50 92.00

Determinar analítica y gráficamente: X Relación de Bifurcación y cauces de orden 1 y 2 X Relación de Longitud y longitud total de cauces X Relación de Áreas

Si se denomina Nu a la cantidad de tramos de cauces de orden “u” se observa que N1, N2,...,NU se ajustan a una progresión geométrica de la forma:

Nu = Rb ← 1 < u < U − 1 Nu +1 Siendo U=6 el orden del cauce principal. Rb se denomina Relación de Bifurcación y presenta un valor sensiblemente constante para una cuenca, generalmente entre 3 y 4. Para nuestra cuenca:

R1b =

N5 4 = =4 N6 1

Rb2 =

N4 15 = = 3.75 N5 4

Rb3 =

N3 58 = = 3.87 N4 15

Rb = 3 Rb3 * Rb2 * R1b = 3.87 Podemos calcular el número de cauces de orden 1 y 2 de tres formas distintas:

Aplicando la expresión anterior:

Nu N = Rb = 2 Nu +1 N3

⇒

N2 = N3 * Rb = 58 * 3.87 = 225

⇒ N1 = N2 * Rb = 225 * 3.87 = 869

Por otro lado se demuestra que si U es el orden del cauce principal, se puede expresar:

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4-33

Nu = (Rb )

U−u

Nu (Rb ) U − u − U +1 1− u = = (Rb ) = (Rb ) U −1 N1 (Rb ) U−u

Nu = N1 * (Rb )

1− u

que aplicado a nuestra cuenca, se verifican los valores obtenidos anteriormente:

Nu = (Rb )

U−u

⇒ N2 = (Rb ) = (3.87 ) = 225 6 −1 5 ⇒ N1 = (Rb ) = (3.87 ) = 869 6−2

4

El valor de Rb también se puede obtener en forma gráfica, como la pendiente de la recta trazada en el gráfico log(Nu) vs u, donde la ecuación de la recta es:

log(Nu ) = a + b * u

b = log(Rb )

Rb = anti log(b ) Para nuestro caso: 3 4 5 6

58 15 4 1

1.763 1.176 0.602 0.000

y realizando el cálculo estadístico, o de acuerdo al gráfico: 4.00

3.00

log(Nu), log(Au), log(Lu)

2.00

1.00

0.00

-1.00

-2.00 0

1

2

3

4

5

6

u Log(Nu)

Universidad Nacional de Cuyo

log(Au)

Facultad de Ingeniería

log(Lu)

Hidrología I/Hidrología II

Unidad 4

4-34

log(Nu ) = 3.524 − 0.586 * u

b = log(Rb )

Rb = anti log(0.586 ) = 3.86

log(N2 ) = 3.524 − 0.586 * 2 ⇒ N2 = 225

log(N1 ) = 3.524 − 0.586 * 1 ⇒ N1 = 867

Si se denomina a Nu a la cantidad de cauces de orden “u” y Lu,i a la longitud del cauce i-esimo, para 1