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Módulo N° 3
Hidrología Superficial
1. Introducción
Platón y Aristóteles probablemente fueron los primeros filósofos que imaginaron la existencia del ciclo del agua, sin embargo, incurrieron en errores tales como afirmar que el volumen de agua que fluye sobre la superficie de la tierra era mayor que el volumen de agua que se precipitaba en forma de lluvia. Fue hasta los años de 1500 en que Leonardo da Vinci y Bernard Palissy lograron una correcta compresión del ciclo hidrológico, especialmente en relación con la infiltración de la lluvia y retorno del agua a través de manantiales.
Entre los años 1600 y 1700 nació la moderna ciencia de la hidrología; en ese periodo el científico Pierre Perreault llegó a medir el flujo de agua en un rio y estableció por primera vez una relación entre la precipitación y el caudal presentes en la cuenca del rio Sena. Posteriormente, entre los años 1700 y 1800 se inició un gran número de estudios experimentales hidráulicos que dieron origen a diversos principios hidráulicos cuya validez aun es vigente. El siglo XIX significó una gran época para la hidrología experimental, pues se desarrolló la Hidrometría, particularmente enfocada al aforo de aguas superficiales, estableciéndose fórmulas para determinar el flujo y se inventaron instrumentos de medida, lo que permitió la medición sistemática de cursos de agua.
Entre 1900 y 1930 se desarrollaron diversos trabajos de hidrología, pero con una base empírica. El periodo ulterior, comprendido entre 1950 y 1950, se conoce como un periodo de racionalización; surgieron grandes hidrólogos que utilizaron el análisis racional y se apoyaron en otras ciencias para explicar problemas hidrológicos.
Por los años cincuenta, las aproximaciones teóricas presentaron un uso extensivo en los problemas hidrológicos, pues diversos principios racionales establecidos en la época precedente pueden ser sujetos a un verdadero análisis matemático. Desde 1950 y hasta la fecha los desarrollos tecnológicos no cesaron de aparecer y ahora permiten la solución de ecuaciones complejas y una aplicación de teorías sofisticadas a casos reales; lo que permite acercarse a una representación más fidedigna de la naturaleza.
Los desarrollos científicos logrados en hidrología permiten hoy la estimación de la ocurrencia, en el espacio y en el tiempo, de los diferentes componentes del ciclo hidrológico con fines de planeación, mitigación de daños y mayor aprovechamiento. Por otro lado, la hidrología superficial es una rama de la hidrología que concierne a todo aquel profesional que se ve involucrado en las tareas de planeación, construcción y operación de estructuras hidráulicas con fines de abastecimiento para consumo humano, irrigación de tierras para la producción de alimentos, generación de energía hidroeléctrica y producción industrial.
En efecto, la hidrología superficial se ha convertido en una herramienta indispensable para identificar, cuantificar, preservar y gestionar los recursos hídricos de una cuenca o región hidrológica. Por ejemplo, si se desea incrementar el suministro de agua para una ciudad, es necesario identificar fuentes de abastecimiento potencial y evaluar su
capacidad para proveer del vital líquido a la región que así lo demanda, pero también es necesario evaluar la capacidad de preservación del ecosistema que cederá parte de su recurso agua.
Complementariamente, la hidrología superficial es de gran utilidad es de gran utilidad para el establecimiento de la magnitud probable de eventos extremos hidrológicos, tales como sequias e inundaciones, con lo cual es posible estimar su caudal (en exceso o deficitario), su duración y probabilidad de ocurrencia. Cabe mencionar que la cuantificación de variables hidrológicas constituye la información imprescindible para iniciar cualquier diseño de infraestructura hidráulica.
2. Cuenca Hidrológica.
La cuenca es aquella superficie en la cual el agua precipitada se transfiere a las partes topográficas bajas por medio del sistema de drenaje, concentrándose generalmente en un colector que descarga a otras cuencas aledañas, o finalmente al océano. La cuenca hidrológica, junto con los acuíferos, son las unidades fundamentales de la hidrología.
Desde el punto de vista de su salida existen dos tipos de cuencas: endorreicas (cerradas) y exorreicas (abiertas).
a) En el primer tipo, el punto de salida se ubica dentro de los límites de la cuenca y generalmente es un lago. b) En el segundo tipo, el punto de salida se localiza en los límites de la cuenca y a su vez la descarga se vierte en una corriente o en el mar.
3. Características fisiográficas de una cuenca
El análisis de gran parte de los fenómenos hidrológicos que ocurren sobre un
determinado espacio geográfico suele tener como referencia a la unidad
fisiográfica conocida como cuenca, que e un espacio geográfico cuyos aportes
hídricos naturales son alimentados exclusivamente por la precipitación y donde
los excedentes de agua convergen en un punto espacial único; la exutoria.
La exutoria posee un flujo anual que es determinado por las condiciones
climáticas locales y regionales, así como por el uso del suelo prevaleciente. Las
características físicas de la cuecna desempeñan un papel escencial en el estudio
y comportamiento de algunos de los componentes del ciclo hidrológico, tales
como la evaporación, infiltración, flujo superficial, entre otros. Las principales
características físicas que se consideran en estudios hidrológicos son las
concernientes a la cuenca, a la red de drenaje y al cauce o rio principal.
En general, para estudiar una cuenca hidrológica se requieren métodos cuantitativos y cualitativos. En el primer caso, es fundamental definir parámetros que representen algunas características particulares importantes, que pueden ofrecer una información relevante acerca de las variables y los procesos hidrológicos.
Algunos de los parámetros característicos de mayor interés se presentan a continuación:
La distribución espacial de la altitud en la cuenca es fundamental para caracterizar su condición morfológica, es decir, saber que porcentaje de la cuenca corresponde a zonas de montaña, lomeríos, planicies, etc. Primero se requiere obtener un diagrama de frecuencias que asocie área-altitud; es decir, determinar el valor de área correspondiente a un intervalo de altitud, abarcando el rango comprendido entre las elevaciones del terreno mínima y máxima. La marca de clase, o intervalo de la altitud, se define a partir de las condiciones topográficas de cada cuenca.
Una vez obtenida la relación área-altitud se puede obtener la curva hipsométrica de la cuenca, que no es otra cosa que una curva acumulada que parte de la elevación mínima del terreno localizada en la descarga o salida de la cuenca hidrológica de análisis.
3.2. Red de drenaje y aspectos geomorfológicos
3.2.1. Aspectos generales
La red de drenaje de una cuenca es el sistema interconectado de cauces, a través del cual, el agua captada en las partes altas se recolecta y es conducida a las partes bajas.
En algunos tramos de los cauces, los bordos o riberas estarán asociados a grandes extensiones planas adyacentes que serán inundadas en la época de avenidas que se le conoce con el nombre de planicies de inundación.
Si la planicie de inundación se ha creado a través de la erosión lateral y retroceso gradual de las paredes del valle, formando una delgada capa de sedimentos, entonces recibe el nombre de erosional.
Si el espesor de la capa de sedimentos ha alcanzado valores de una centena de metros (o más) en el transcurso del tiempo, entonces se dice que la planicie es de agradación.
Es conveniente indicar que el sistema o red de cauces que drena una cuenca se clasifican en: dendrítico, rectangular, radial, enrejado y multicuenca.
3.2.2. Clasificación de los ríos
3.2.2.1. A partir de su posición topográfica o edad geológica
Corriente joven. Son aquellas corrientes que erosionan rápidamente las riberas, creando secciones en forma de “v”; no cuentan con planicie de inundación, o ésta es muy poco extensa. Las pendientes del cauce son pronunciadas y es común encontrar en su desarrollo cascadas, rápidos y pocos tributarios de longitudes pequeñas.
Corriente madura. El potencial erosivo disminuye, suavizando la pendiente del cauce y eliminando las cascadas y rápidos; las extensiones de las planicies de inundación son mucho mayores y se inicia la formación de meandros, alcanzando así sus profundidades máximas.
Corriente senil. El proceso de ensanchamiento de la planicie de inundación es más importante que el de la profundización.
3.2.2.2. A partir de la duración de su descarga
Corriente perenne. Son las que conducen agua durante todo el año.
Corrientes intermitentes. Conducen agua durante algunas semanas o meses.
Corrientes efímeras. Conducen agua después de algún evento hidrológico, es decir por un intervalo de horas o días.
3.2.3. Parámetros para caracterizar el sistema de drenaje de una cuenca
Orden de la corriente. Expresa la relación de jerarquía entre los diferentes tramos de las corrientes (Summerfield, 1991).
Relación de bifurcación. Es la relación entre el número de segmentos de corriente de un orden dado, entre el número de tramos del orden mayor siguiente.
De acuerdo con Summerfield (1991), si la litología en una cuenca es homogénea, entonces la relación de bifurcación rara vez es mayor de 5 o menor de 3; si la cuenca es muy elongada, con una alternancia de afloramientos contrastantes en sus características litológicas, pueden obtenerse valores mayores a 10.
Cuenca homogénea; 3 ≤Rb ≤ 5 Cuenca muy elongada; Rb >
donde Rb es la relación de bifurcación.
Magnitud de la corriente. Este parámetro se relaciona estrechamente con las proporciones del área total de la cuenca que contribuyen al escurrimiento superficial (Summerfield, 1991). En la figura 2.6 se muestra un ejemplo para definir los valores de magnitud de la corriente.
Densidad de corriente. Es la suma de las longitudes de los tributarios (Ns) dividida por el valor de área (A) de la cuenca y se define a través de la expresión:
donde Ds es la densidad de corriente, en km/km2; Ns es la suma de las longitudes de los tributarios, en km; y A es el área de la cuenca, en km2.
Este parámetro da información valiosa sobre las condiciones climáticas y litológicas de la región: valores altos, mayores a 500 km/km2, se pueden deber a la combinación de un régimen pluvial elevado con una litología fácilmente erosionable; valores menores a los 5 km/km2 pueden ser indicativos de un régimen pluvial de poca cuantía, o que la resistencia del material litológico sea mucho mayor, es decir no se producen erosiones relevantes.
Ds > 500 km/km^2 , combinación de un régimen pluvial alto con una litología fácilmente erosionable. Ds < 5 km/km^2 , régimen pluvial de poco valor o resistencia del material litológico de gran magnitud.
cuenca en la dirección x, adimensional; por último Sy es la pendiente de la cuenca en la dirección y, adimensional.
La pendiente media de la cuenca se determina con la expresión:
donde: L = Lx + Ly, en m; N = Nx + Ny; θ e el ángulo entre las líneas de la malla y las curvas de nivel; en tanto que D es el desnivel constante entre curvas de nivel, en m.
En aplicaciones prácticas se recomienda que θ = 1.57 (valor promedio sugerido por Horton).
3.2.4.3. Elevación media de la Cuenca
Este parámetro fisiográfico mide la variación en elevación de una cuenca. Aplicando el método de las intersecciones se obtiene la elevación media deuna cuenca con el apoyo de la expresión:
donde Em es la elevación media de la cuenca, en msnm; Ei es la elevación i asociada a la intersección i, en msnm; y N es el número total de intersecciones.
3.2.5. Forma de la cuenca
La forma de la cuenca interviene de manera importante en las características de descarga de un río, en especial en los eventos de avenidas máximas.
Para caracterizar este parámetro se utilizan el coeficiente de compacidad (Kc), la relación de circularidad (Rci) y la relación de elongación (Re) que son definidos a continuación.
Coeficiente de compacidad (Kc). Es la relación entre el perímetro de la cuenca y la circunferencia del círculo que tenga la misma superficie de la cuenca. Su magnitud se obtiene con la expresión:
donde Kc es el coeficiente de compacidad, adimensional; P es el perímetro dela cuenca, en m; y A es la superficie de la cuenca, en m2.De acuerdo con aplicaciones realizadas en un gran número de cuencas, si:
K 1.128 c = , se trata de una cuenca cuadrada, K 3.0 c = , las cuencas son muy alargadas,
K 1.481 c = , la cuenca tiende a un cuadrado (largo y ancho son valores cercanos)
Relación de circularidad (Rci). Es el cociente entre el área de la cuenca y la del círculo cuya circunferencia es equivalente al perímetro de la cuenca y la expresión mediante la cual se calcula es:
donde Rci es la relación de circularidad, adimensional; P es el perímetro de la cuenca, en m; y A es la superficie de la cuenca, en m2.
De acuerdo con análisis realizados (Summerfield, 1991) en diversas cuencas han determinado que si:
R 1.0 ci = , la cuenca es circular R 0.785 ci = , la cuenca es cuadrada
Relación de elongación (Re). Es la relación entre el diámetro (D) de un círculo que tenga la misma superficie de la cuenca y la longitud máxima (Lm) de la cuenca. La variable Lm se define como la más grande dimensión de la cuenca a lo largo de una línea recta trazada desde la desembocadura del cauce principal, hasta el límite extremo del parteaguas y de manera paralela al río principal.
Para estimar su magnitud se aplica la expresión:
donde Re es la relación de elongación, adimensional; D es el diámetro de un círculo que tenga la misma superficie de la cuenca, en m; y Lm es la longitud máxima de la cuenca, en m.
A partir de estudios realizados (Summerfield, 1991) en un gran número decuencas si:
Re ≈1.0, la cuenca es plana 0.6 ≤R e≤0.8, la cuenca es de relieve pronunciado
3.2.6. Perfil y pendiente del cuace.
3.2.6.1. Perfil del cauce
Es la representación gráfica en un plano vertical de la curva de elevaciones a lo largo del desarrollo del cauce principal de una cuenca hidrológica.
3.2.6.2. Pendiente media del cauce
de la temperatura con la altitud. La región que va de la superficie hasta una altitud que oscila de 6 a 11 km se le denomina troposfera y su característica principal es la disminución de la temperatura con la altura. En la parte superior de esta región la temperatura permanece constante hasta una altitud de 26 km. A esta zona se le designa con el nombre de tropopausa.
Por encima de la tropopausa, la temperatura aumenta hasta llegar a una altitud aproximada de 48 km; a esta región se le conoce como la estratosfera y al igual que la región anterior, en su porción superior, la temperatura se conserva constante. La región con esta característica se le denomina estratopausa.
Una diferencia importante entre la troposfera y la estratosfera, es el sentido del movimiento de las masas de aire: en la primera predominan los movimientos verticales y en la segunda los horizontales.
Continuando con el análisis del perfil de la atmósfera terrestre, se observa una abrupta disminución de la temperatura, conforme aumenta la altitud más allá de 50 km. A esta región se le denomina la mesosfera y a la porción superior donde la temperatura se mantiene constante se le designa con el nombre de mesopausa.
Posteriormente, al sobrepasar los 90 km, la temperatura aumenta nuevamente, preservando esta condición hasta los 500 km. A esta región se le denomina con el nombre de termosfera.
Finalmente, a la región exterior se le conoce como exosfera; en esta regiónla densidad de la atmósfera es muy baja, de modo que la colisión entremoléculas es un evento con una probabilidad muy baja, perdiendo así elsentido que comúnmente se le asigna a la temperatura (Britannica, 1992).
Por su parte, se sabe que el 90% del peso de la atmósfera se concentra enlos primeros 16 km (McIlveen, 1992), y desde el punto de vista de lameteorología e hidrología, el interés se enfoca en la región cercana a lasuperficie, es decir, a la troposfera.
Fig. 4. Perfil de la Atmósfera Terrestre.
En la troposfera no sólo existen movimientos verticales o convectivos de lasmasas de aire; también los hay horizontales o de advección. El movimientose puede deber a cambios espaciales y temporales de los elementosmeteorológicos temperatura y presión atmosférica en las proximidades de lasuperficie terrestre. La extensión que abarcan estos cambios, así como suintensidad, da como resultado fenómenos con diferentes escalas, tal como acontinuación se indica.
Sistemas meteorológicos de pequeña escala
Si la extensión de los cambios está comprendida entre algunas decenas demetros hasta alrededor de 100 km, se dice que el sistema es de pequeñaescala. Uno de los fenómenos principales en esta escala es el de la formaciónde nubes del tipo cúmulus; dentro de éstas, destaca la denominadacumulonimbus, que se asocia con las tormentas que ocurren comúnmente encasi todo el territorio nacional, y que dependiendo de las condiciones físicas en su formación, se pueden presentar diferentes fenómenos meteorológicos tales como la lluvia, el granizo, la nieve, las trombas, los tornados, los rayos y los truenos.
El esquema evolutivo de un cumulonimbo se puede dividir en tres etapas: cúmulo, madurez y disipación. En la etapa cúmulo, que es la primera, se desarrolla una celda donde el aire se desplaza en forma vertical, debido a un intenso calentamiento de la superficie o a la presencia de una barrera orográfica. La altura que puede alcanzar el aire desplazado esaproximadamente 7 500 m, a velocidades de hasta 6 km/h (Viessman et al,1989). Al mismo tiempo se forman corrientes horizontales que son las que
Los centros de las masas de aire son áreas de alta presión o anticiclónicas, con una circulación en el sentido de las manecillas del reloj, en el hemisferio norte. En el hemisferio sur la circulación es opuesta a las manecillas del reloj.
Por otro lado, los ciclones presentan una circulación en el sentido opuesto a las manecillas del reloj en el hemisferio norte y en sentido horario en el sur. La formación de frentes lleva consigo la generación de nubosidad, la cual es responsable de la mayor parte de la precipitación que tiene lugar en las latitudes medias y altas.
Sistemas meteorológicos de gran escala en latitudes bajas
En las latitudes bajas se presenta una zona denominada de convergencia intertropical, que rodea a la Tierra, abarcando una franja que se mueve estacionalmente de un hemisferio al otro alrededor del Ecuador. La precipitación en esta zona es intensa en la mayor parte del año.
Además de esta zona de convergencia, existen otros puntos en los océanos Pacífico y Atlántico, entre los 5° y los 20° de latitud, menos extensos pero muy importantes, ya que es ahí donde se forman los ciclones, las tormentas y las depresiones tropicales. Este tipo de ciclones no se forma por la creación de frentes, sino por los movimientos horizontales y verticales que se generan en las zonas de convergencia.
Aunque los ciclones tropicales se forman en latitudes bajas, estos se desplazan en dirección de los polos, de modo que su influencia alcanza las latitudes medias. Otros fenómenos que tiene una estrecha relación con las latitudes bajas y que sus efectos abarcan prácticamente la totalidad de la Tierra son El Niño y la oscilación del sur, ENOS (ENSO por sus siglas en inglés). Se trata de una anomalía climática que es consecuencia de otra anomalía distante; a esta característica también se le conoce como teleconexión.
El Niño se refiere a la ocurrencia de temperaturas anormalmente altas en la superficie del océano, cerca de las costas peruanas. La oscilación del sur se refiere a la presencia de bajas presiones en el Pacífico oriental y las simultáneas altas presiones en su parte occidental. Algunos investigadores asocian las sequías severas y los años extremadamente lluviosos con estos fenómenos.
4.2. Elementos Climatológicos
Para caracterizar a la atmósfera, sobre todo en la parte cercana a la superficie del terreno, se utilizan elementos tales como la temperatura del aire, el contenido de humedad, el viento, la presión, la precipitación, la nubosidad, la insolación, la radiación y la evaporación, por mencionar solo algunos de los más utilizados por ingenieros y científicos. Los elementos atmosféricos pueden ser analizados en su variación diaria que es la materia sobre la cual versa la meteorología, o como valores representativos de una región particular asociados a periodos de tiempo que abarquen de 20 años o más, que es la materia de la cual se encarga la climatología.
Temperatura. Como se sabe, la temperatura es una medida del movimiento de traslación medio de las moléculas de un sistema, que en nuestro caso se trata del aire. Para evitar perturbaciones por la incidencia directa de los rayos solares sobre los
termómetros, se colocan dentro de un abrigo meteorológico, que permite el paso del aire a través de unas rendijas que forman parte de las paredes. Los valores máximos suelen ocurrir después del mediodía y los mínimos en la madrugada.
Humedad relativa. El contenido de humedad en la atmósfera se caracteriza a través del parámetro humedad relativa, el cual se define como la relación de la densidad del vapor de agua en un volumen de aire dividido por la densidad de vapor de agua en condiciones de saturación (Byers, 1974).
Generalmente se expresa en porcentaje y si la atmósfera presenta un alto contenido de humedad, la humedad relativa se aproximará al valor de 100%. Este elemento climatológico también muestra un comportamiento temporal como la temperatura.
Viento. Se genera cuando existen diferencias de temperatura en puntos geográficos cercanos o por cambios en la presión atmosférica. Así, se presentan variaciones fuertes en intervalos de tiempo cortos en un lugar particular. Las montañas se enfrían más rápidamente que las partes bajas que las rodean, de modo que en la noche los vientos mostrarán una dirección descendente; en la mañana, la situación cambiará, de modo que al recibir primero los rayos solares las partes altas, se provocarán vientos con dirección ascendente.
En zonas cercanas a los mares ocurre que, durante el día, el viento se mueve del continente al cuerpo de agua, y conforme avanza la noche, la dirección se invierte.
Presión barométrica o atmosférica. Es uno de los elementos más importantes de la meteorología y en el pronóstico del tiempo atmosférico se utilizan cartas donde se configuran los isovalores de presión, definiendo así los lugares donde se forman las zonas de ciclón y anticiclón, así como los frentes.
Precipitación. En la mayor parte del territorio nacional la precipitación corresponde a la pluvial; sin embargo, en el altiplano las heladas, y en el norte la caíd de nieve (caso especial son las montañas más altas, que permanentemente están cubiertas de nieve), son formas de precipitación relevantes desde el punto de vista regional.
Heladas. Se denomina helada al proceso de enfriamiento intenso que llega a producirse a causa de la pérdida nocturna del calor de irradiación terrestre, situación que se presenta generalmente coincidiendo con la salida del Sol o pocos minutos después de ella. Tiene mucha importancia sobre la vegetación, especialmente sobre los cultivos, porque ese descenso de la temperatura a veces es tan fuerte que provoca la congelación de la savia de las plantas o de parte de ellas que no tienen eficaz defensa, causándoles grandes daños e, incluso, la muerte.
Evaporación. Este fenómeno aparece como consecuencia del calentamiento que los rayos solares producen sobre la superficie líquida de mares, lagos y ríos, así como en los suelos húmedos, convirtiendo el agua en vapor, mientras la atmósfera no esté saturada de vapor a la temperatura ambiente.
Es conveniente subrayar que los volúmenes evaporados son función de las superficies de agua capaces de producir vapor, de manera que en las zonas áridas o semiáridas carentes de depósitos o de suelos húmedos la evaporación no se realiza.
se formen las gotas que eventualmente se transformaran en lluvia, granizo o nieve, se deben de cumplir las siguientes condiciones mínimas.
Presencia de núcleos de condensación. Temperaturas cercanas a la del punto de rocio. Abasto continuo de vapor de agua. Incremento del tamaño de las gotas a través de colisisones.
Como se mencionó al inicio del capítulo, en la atmósfera existen diminutas partículas sólidas en suspensión, de las cuales, algunas muestran gran afinidad con el vapor de agua; a estos corpúsculos se les conoce como núcleos de condensación higroscópicos. El tamaño de estas partículas va de μm hasta 10 μm. Otros núcleos que interaccionan con el agua son:
Las gotas de ácido nítrico, que están relacionadas con los productos que se generan en los incendios forestales, tormentas eléctricas y emanaciones industriales. Los tamaños más comunes no pasan de 0.1μm. Partículas de polen y polvo, transportados por el viento. Ceniza volcánica, procedente de las erupciones.
La temperatura del punto de rocío de una masa de aire es el valor en el que la humedad en forma de vapor de agua se condensa, convirtiéndose en líquido, y si las condiciones son adecuadas, en cristales de hielo.
El contenido de humedad de la atmósfera es la cantidad de vapor de agua que puede contener una masa de aire y depende principalmente de la temperatura: a mayor temperatura, mayor es la cantidad de vapor de agua que se puede retener.
Ahora bien, cuando la masa de aire llega al valor máximo admisible de retención de vapor a una temperatura dada, se dice que está saturado. Si las gotas de agua no se forman en una condición de saturación, entonces tienden a evaporarse.
La única oportunidad de sobrevivir que tienen las gotas es por la colisión con otras, situación que favorece al incremento de su volumen; esto prosigue hasta que el peso es mayor a la influencia de las corrientes ascendentes o a la evaporación, teniendo lugar la caída como lluvia, granizo o nieve. En su viaje descendente, el tamaño de las gotas puede aumentar más por coalescencia, es decir, por la incorporación de gotas más pequeñas que arrastra a su paso. El tamaño más común de las gotas de lluvia es de aproximadamente 2.5 mm.
4.5. Aparatos de medición de la Lluvia
Como se mencionó anteriormente, la precipitación pluvial se mide por medio de pluviómetros y de fluviógrafos y para llevar a cabo su adecuada operación, se deben de considerar algunas características:
El diámetro del orificio del dispositivo de captación no debe de ser menor a 30 mm; el límite superior parece no ser relevante.
Los pluviómetros pueden estar enterrados o colocados a 1 m de altura desde la superficie del terreno. El uso de protectores contra viento no mejora la calidad de la medición. Los instrumentos deben colocarse en espacios abiertos y no deben existir objetos dentro de la sección cónica imaginaria que se forma al colocar el vértice en el instrumento y las proyecciones de las generatrices con un ángulo de 45° respecto a la superficie del terreno.
4.6. Técnicas de análisis de los registros de lluvias.
La información de precipitación pluvial se genera en forma discreta, utilizando el pluviómetro y realizando las lecturas totales acumuladas en intervalos de 6, 12 o 24 horas. Si se utiliza el fluviógrafo se obtiene un registro continuo de la precipitación, siendo posible analizar la variación temporal de la lluvia en intervalos de minutos. La medición más común en las estaciones climatológicas son los valores discretos de los pluviómetros.
Dependiendo del objetivo del estudio que se pretenda llevar a cabo, se hará uso de la información del registro discreto o del continuo. En ambos casos, y de hecho para cualquier variable hidrológica, se pueden aplicar técnicas para análisis de valores máximos, mínimos y ordinarios.
Las técnicas mencionadas hacen uso de herramientas probabilísticas, estadísticas, empíricas y determinísticas.
A continuación, se presentan las técnicas para analizar en forma puntual los registros continuos y discretos.
Registros continuos puntuales
Los registros del pluviógrafo se representan en una curva de valores acumulados denominada curva masa; ésta se obtiene de la gráfica generada por el pluviógrafo, seleccionando un intervalo de tiempo para el cual se determina la lámina o altura de lluvia precipitada y sumando los valores obtenidos.
Fig. 6. Hietogramas
4.6.3. Curvas intensidad-duración-periodo de retorno
Las curvas intensidad-duración-periodo de retorno se pueden obtener por métodos probabilísticos o de regresión lineal múltiple. Es necesario con anticipación determinar el periodo de retorno de los datos, el cual se define como el intervalo promedio de tiempo dentro del cual un evento de magnitud dada x puede ser igualado o excedido por lo menos una vez en promedio (Springall, 1986).
La expresión más común para estimar el periodo de retorno, a partir de valores de datos, es la desarrollada por Weibull (1939), dada por:
donde Tr es el periodo de retorno en años; n el número total de datos de la muestra a analizar; y m el valor de rango de cada valor.
Fig. 7. Hietogramas de alturas de lluvia e intensidaddes.
El valor de rango se obtiene de los datos de altura de lluvia o de intensidad que han sido acomodados de mayor a menor, si es análisis de máximos, o de menor a mayor, si es de mínimos. En el caso de análisis de eventos ordinarios, se procede a seleccionar valores representativos para cada intervalo de tiempo, a través de algún estimador estadístico de tendencia central.
Si lo que interesa es analizar los máximos de lluvia, entonces se seleccionan las tormentas más intensas y/o cuantiosas de cada año, y de sus respectivas curvas masa se procede a obtener el máximo valor de la altura de lluvia o de intensidad para cada intervalo.
Una vez obtenidos los valores máximos por cada duración y por año, entonces se acomodan de mayor a menor, asignando al valor más grande el rango 1, y al menor el rango n. Una vez asignado el rango de cada evento, se procede a estimar el periodo de retorno con el apoyo de la expresión para determinar la (Tr). Al concluir el proceso de asignación del periodo de retorno de los datos de lluvia o de intensidades, se aplica alguno de los métodos de mayor uso, el criterio de Chow o bien el método de la correlación lineal múltiple.
Método de Chow.
El objetivo del método de Chow (1964) es efectuar un análisis independiente para cada duración de lluvia, es decir definir una función que relacione la altura de lluvia y el periodo de retorno. Para tal efecto, se supone un valor de duración o un intervalo de tiempo y se aplica la expresión matemática siguiente:
𝐻𝑝 = 𝑎 + 𝑏 log(𝑇𝑟)
donde hp es la altura de lluvia; a, b son constantes; y Tr es el periodo de retorno.
Para encontrar los valores de las constantes a y b, se lleva a cabo una regresión de cualquier tipo (lineal, exponencial, etc.).
Método de Regresión Lineal Múltiple
El objetivo de este método es calcular el valor de la intensidad máxima de lluvia (i) en función de su duración (d) y del periodo de retorno (Tr), realizando un ajuste simultáneo de las tres variables (i-d-Tr) por medio de una regresión múltiple.
El método más común que permite realizar este proceso está representado por la función matemática del tipo siguiente:
periodo de retorno, en años; d es la duración de la lluvia, en min; y k, m y n son los parámetros que se determinan al ajustar la ecuación (3.3) a los datos registrados en una estación pluviográfica.
