/* inicio scripts */ /* fin scripts */
Loading

Balance Hidrico

El concepto central de la hidrología es el ciclo hidrológico, que es la circulación del agua desde los océanos a la atmósfera, de ésta a los continentes, para volver de nuevo a los océanos en forma de agua superficial o subterránea.

            Definición de Balance Hídrico: Toda unidad hidrológica, sea una cuenca superficial o subterránea, recibe aportaciones de agua y descarga un volumen de agua, además de que contiene otra cantidad de agua variable. Estos tres elementos deben equilibrarse a lo largo de una determinada unidad de tiempo. La expresión cuantitativa de este equilibrio constituye el balance hídrico.

            El balance hídrico se refiere siempre a una unidad hidrológica – cuenca- y a un intervalo de tiempo. El intervalo de tiempo puede ser cualquiera, pero lo normal son año hidrológico medio, un año o un número determinado de años, un mes, un número de días, un día e incluso el tiempo  de duración de una tormenta.


Los elementos principales en un balance hídrico son:

                                                Precipitación: P
                                                 Infiltración: I
                                                 Evapotranspiración potencial y real: EVP - EVR
                                                 Aportaciones o caudal de salida: A, Q
                                                 Déficit de escurrimiento: D
                                                 Variación de reservas: DR
                                                 Almacenamiento en depresiones: S


La aportación o caudal se mide en las estaciones de aforo a la salida de la cuenca. El déficit de escurrimiento se calcula hallando la diferencia P - Q. Las variaciones de las reservas pueden calcularse directamente por los métodos conocidos, considerando tres niveles de reservas: superficiales, de humedad del suelo, y en las napas freáticas. El almacenamiento en depresiones S se calcula conociendo la superficie y los tirantes a través de la interpretación de fotografías aéreas y por reconocimiento de campo.

            En general la precipitación y el caudal se miden, la evapotranspiración real y potencial se calculan con las fórmulas, y las variaciones de las reservas y la infiltración se calculan por la diferencia entre otros elementos del  balance.

            Balance hídrico de una cuenca: El término A tiene un interés mayor pues permite conocer la disponibilidad de agua en una zona, en un período determinado. La evaporación puede medirse al igual que la lluvia, llegando a una ecuación simplificada: P = A + E.



Los balances hídricos normales son los del año hidrológico, largo período de años y para una tormenta.

            Balance para año hidrológico: Se empieza en un mes con las reservas de agua prácticamente nulas. El balance queda P = Q + E +/- Variación de las reservas.

            Balance para un largo período de años: La ecuación es aplicable es P = E + A, ya que las variaciones de las reservas a lo largo de muchos años se compensan y tienden a una media, por lo que no participan en un balance.

            Balance para una tormenta: Para el caso de períodos cortos como una tormenta o un día la ecuación de balance se transforma en P = F + I + S + A, donde F es la intercepción de la vegetación que posteriormente llega al suelo por goteo.

III.4.1. Déficit de escurrimiento, exceso y aportaciones.

            El déficit de escorrentía medio anual D, es por definición la diferencia D = P – A, con la variación de las reservas nulas. Representa muy sensiblemente la evaporación total de la cuenca.

            Los factores que afectan el déficit de escurrimiento anual son meteorológicos, geográficos, hidrogeológicos y biológicos. Los factores meteorológicos son las precipitaciones y la temperatura. Los factores geográficos son la localización geográfica de la cuenca y su morfología. En la localización geográfica interesa la latitud, la longitud y la altitud. Los factores hidrogeológicos son la permeabilidad de los terrenos y la profundidad de las aguas subterráneas. Los factores biológicos comprenden la cubierta vegetal y la acción del hombre.

            Cálculo de déficit de escurrimiento: El déficit de escurrimiento o evaporación, puede calcularse mediante fórmulas teniendo en cuenta dos variables: la temperatura media y la precipitación total. Por lo tanto E depende de P y de T.

            Fórmula de Coutagne: Desprecia el efecto de la temperatura y considera sólo la precipitación: Entre las latitudes norte 60° y 30°, propone:
            D = 210 + 30 * T (para P = 800 mm. ± 20%)

            La relación fundamental de estos conceptos son las dos leyes básicas de la evaporación hidrológica: 1) La evaporación hidrológica aumenta hasta cierto límite, con la lluvia caída. 2) La evaporación hidrológica, a partir de este límite disminuye con la precipitación.

            Cuando las precipitaciones son bajas, se tiene poca agua disponible para evaporar: la evaporación aumenta con la precipitación; una vez alcanzado cierto límite, ocurre lo contrario: cuanto más llueve, la atmósfera está en peores condiciones para evaporar y, a partir de este límite, la evaporación disminuye con la precipitación.





Se dice que una región es seca cuando la pluviometría se corresponde con la rama donde un aumento de precipitación, se corresponde a un aumento de la evaporación. Una región es húmeda cuando todos los años la precipitación está en la rama decreciente de la curva.

            Esta curva se puede representar en otros ejes tomando P y A.

En esta representación de la Ley de Coutagne, con A como función de P, se puede asimilar el tramo inicial de la curva a una parábola, con una ecuación: A = a Pn.
            Según Becerril el exponente es 3/2, Q = a P3/2.

            Los valores para a son: En regiones muy secas 0,003 a 0,010, en regiones pobres en lluvias 0,010 a 0,012, en regiones medias 0,012 a 0,014, con lluvias abundantes 0,014 a 0,018 y en regiones de lluvias muy abundantes 0,018 a 0,025.

            Turc adapta a la familia de las curvas D = f (P, T), establecida a partir de las observaciones hechas en cuencas situadas en todos los climas del globo, con la expresión:

            D = P / √(0,9 + P² / L²), con L = 300 + 25 T + 0,05 T3, T la temperatura media anual.

            Coeficiente de escorrentía: Se define como coeficiente de escorrentía al cociente entre el derrame o aportaciones y la precipitación:          C = A/P

            Es válido para una tormenta, un año hidrológico o un año hidrológico promedio. Es variable para cada tormenta, dependiendo del estado de humedad del suelo y el almacenamiento superficial.

            En la región los valores del coeficiente alcanzan valores entre 0,01 y 0,25, para distintas cuencas.

            * Balance hídrico de Thornthwaite.

            El balance hídrico de Thornthwaite para una cuenca trabaja con años hidrológicos típicos: húmedo, medio y seco; con un paso de tiempo mensual. Tiene como datos a la precipitación y a la evapotranspiración potencial, y trabaja con un solo nivel de reservorio, ubicado como almacenamiento de agua en el perfil del suelo.



El funcionamiento del balance analiza la relación entre P y E, siendo E la evapotranspiración potencial. En el cotejo entre ambas pueden presentarse dos situaciones: P > EVP ó P < EVP. Si la precipitación satisfizo a la evapotranspiración potencial aparece un sobrante de agua que se dirige hacia el almacenamiento del suelo, apareciendo una variación de almacenamiento positiva.

            La otra alternativa es cuando la P no satisface a la EVP, entonces el modelo funciona suministrando agua del reservorio hacia la evapotranspiración. Este reservorio tiene dos valores límites, 0 y almacenamiento máximo. La cantidad de agua almacenada en el suelo hasta su saturación depende de la profundidad radicular; con valores entre 50 y 300 mm.

            En el almacenamiento del suelo surgen dos alternativas: a) Cuando el reservorio llega a su capacidad máxima, el sobrante aparece en la superficie como exceso. Si la precipitación mensual es inferior a la evapotranspiración potencial mensual, el déficit de la precipitación es satisfecho por esa reserva y EVP = EVR. Si la reserva del suelo es insuficiente la evapotranspiración real queda ligada a las precipitaciones, la reserva del suelo se agota y aparece el déficit, EVR = EVP - déficit.

            Thornthwaite considera el balance hídrico anual como un ciclo cerrado y continuo a partir del mes elegido para el inicio del mismo, siendo cerrado porque está contenido exclusivamente dentro del año típico analizado, y continuo porque calcula el balance mes a mes, sucesivamente. La elección del mes de comienzo, que puede ser cualquiera, se basa en dos criterios, uno general y otro particular. El primero indica que se comienza en el mes siguiente al del período continuo con mayor valor negativo de la relación (P - EVP), en cuyo caso la reserva de agua útil al principio de ese mes de inicio es 0. El criterio particular toma como mes de inicio al siguiente al del período continuo con mayor valor positivo de la expresión (P - EVP), si y solo si se tiene la certeza que esos valores acumulados son mayores que el almacenamiento máximo del suelo y en tal caso la reserva  comienza con dicho valor.




Todos los valores son en milímetros. Las aportaciones son calculadas en base a los excesos, considerando Thornthwaite un coeficiente de escorrentía igual a 0.5, o sea el 50% del exceso escurre o aporta a la salida de la cuenca en ese mes, y el 50% restante queda como exceso para ser transportado en la misma proporción en los meses siguientes.


Es un método que sirve para evaluaciones preliminares, no pudiéndose ser usado como herramienta de diseño.




Imprimir

Compartir:


Votar:

0 comentarios: