Aguas continentales fomas y procesos

AGUAS CONTINENTALESFormas y Procesos

Alberto Ismael Juan VICH

Profesor TitularCátedra Hidrografía

Departamento de GeografíaFacultad de Filosofía y LetrasUniversidad Nacional de Cuyo

(UNC)

Miembro de la Carrera del Investigador Científico y TecnológicoConsejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas

(CONICET)

Mendoza, 1996

Cubierta, diseño, dibujos ydiagramación: Rafael Bottero.

Impreso en los talleres gráficos del Centro de Economía, Legislación yAdministración del Agua y el Ambiente.

Prohibida la reproducción total oparcial de la presente obra sinpermiso expreso del autor.

ISBN en trámite.RNPI en trámite.

A mis padres por su esfuerzo,

a mis hijos por la necesidad deconstruir un futuro mejor,

a mi compañera y esposa, por sufortaleza y empeño puestos en mi

superación personal y estímulo.

AGRADECIMIENTOS

A la Sra. Juana Susana Barroso por la revisión del manuscrito y colaboración en lainvestigación bibliográfica empleada en el presente texto.

Al Sr. Rafael Bottero por el diseño, diagramación, dibujo de figuras y compaginacióndel texto.

Al Lic. Daniel Roberto Cobos por su colaboración permanente.

Al Dr. Juan Carlos Leiva por sugerencias, asesoramiento y ayuda desinteresada en laredacción del Capítulo X.

Al personal del Centro de Documentación (SECEDOC) del Centro Regional deInvestigaciones Científicas y Tecnológicas (CRICYT) por su colaboración en la búsquedade información.

Al Dr. Armando Llop por haber facilitado la impresión del presente texto.

Prólogo

El hombre en cuanto ser espiritual ha actuado como geógrafo. La geografía lo enfoca en surelación con la naturaleza y como ciencia busca la razón y el sentido de ella. Esa relación se configuradesde la espiritualidad misma, de modo tal que no se trata de una relación de dos cosas entre si o deuna interdependencia externa. El carácter espiritual hace que el hombre sea un ser único, y a la vez unser-en-el-mundo.

La geografía ha de rescatar ese concepto si quiere también afianzarse como ciencia humana.Así, debe enfocar la relación hombre-naturaleza como el modo de ser del ser-en-el-mundo, esto es, la“relación” en tanto el modo propio de ser del hombre que existe en un medio ambiente en y desde elcual también vive.

La geografía, por lo tanto, no tiene una simple tarea descriptiva del mundo, ni una óptica utilitariadel mismo, sino ser la disciplina que abre el horizonte del hombre en su sentido. Por ello, si bien comociencia la geografía dialoga con la sociología, la matemática, la estadística, etc., siempre debe conducirel diálogo al nivel en que el hombre encuentre su sentido; ver las cosas en conjunto es un arte, que nopuede adquirirse sin el ejercicio reflexivo. El esfuerzo debe ser dirigido a la cultura de ese todo en suentera unidad. La necesidad de integración en los múltiples y diferentes campos del conocimientohumano es exigida con meridiana urgencia. La geografía puede coadyuvar a tal integración por sucarácter de ciencia de síntesis, vinculadora de diversas disciplinas naturales y sociales.

El hombre está empezando a darse cuenta, ojalá no tardíamente, de la obra que ha realizadoen el limitado medio ambiente en que vive. El planeta Tierra es un territorio finito, con recursos natu-rales también finitos. La Tierra desvastada no opone resistencia, pero presenta su faz vulnerada a unacivilización que está empezando a cobrar conciencia de los límites de sus posibilidades.

El rescate de la dignidad del hombre se dará en una Universidad donde todas las disciplinas,desde su ángulo específico, descubran al hombre en su esencia. Una Universidad nueva será tal,cuando todas las disciplinas sepan entrar en crisis y desde ella resurgir reflexivamente, esto es desdeuna vivencia filosófica. La geografía particularmente puede hacerlo desde la “relación” hombre-mundo.

Conocer el ambiente, su comportamiento, su reacción frente a perturbaciones, solo es posible,basándose en la investigación científica, que le ha de otorgar la profundidad adecuada en la comprensiónde los procesos naturales y las creaciones realizadas por el hombre.

Por todo lo expresado anteriormente, es que tengo el agrado de presentar la obra de referenciaAguas continentales. Formas y procesos del profesor Ing. Alberto I. J. Vich, quien hace un justo einvalorable aporte, en lo científico y didáctico, al integrar horizontal y verticalmente los conceptoscualicuantitativos de la hidrología con otras disciplinas del quehacer geográfico.

Se trata de una obra de sentida necesidad en el medio local y nacional, para la formación derecursos humanos capacitados en el campo de la geografía. La formación de profesionales docentes ytécnicos, ante la aplicación de la Ley Federal de Educación, hoy en vigencia, cuenta a partir de la fechacon una herramienta accesible, de fácil comprensión y maleable transferencia.

Por último, la gran satisfacción de contar con un docente de alta idoneidad, que está demostrandocon esta obra respeto y dedicación por los alumnos, para sostener un nivel de excelencia en la UniversidadNacional de Cuyo, que me formó y en la cual me enorgullece pertenecer.

Lic. Prof. Daniel R. CobosUniversidad Nacional de Cuyo

Mendoza, Octubre de 1996

AGUAS CONTINENTALES. Formas y Procesos

CONTENIDO

AGRADECIMIENTOS

PROLOGO

CONTENIDO

INDICE DE CUADROS Y FIGURAS

CAPITULO I: EL AGUA

INTRODUCCION .............................................................................................................. I-1HIDROGRAFIA E HIDROLOGIA ....................................................................................... I-2COMPOSICION Y FUENTES NATURALES DE AGUA ........................................................ I-3ORIGEN DEL AGUA TERRESTRE .................................................................................... I-4CICLO DEL AGUA ........................................................................................................... I-4CICLO HIDROLOGICO A NIVEL DE CUENCAS ................................................................ I-7PROCESOS HIDROLOGICOS Y DEGRADACION DE LAS TIERRAS .................................. I-8CONTAMINACION DEL AGUA.......................................................................................... I-10

CAPITULO II: CARACTER SISTEMICO DE LA CUENCA HIDRICA

LA CUENCA. DEFINICION ............................................................................................... II-1CARACTER SISTEMICO DE LAS UNIDADES HIDROGRAFICAS ....................................... II-2INTERACCIONES EN EL SISTEMA CUENCA.................................................................... II-4

CAPITULO III: MORFOLOGIA, GEOLOGIA Y VEGETACION DE LA CUENCA

CARACTERISTICAS TOPOGRAFICAS ............................................................................... III-1Generalidades ................................................................................................................. III-1Forma de la cuenca ......................................................................................................... III-1Parámetros del relieve de una cuenca .............................................................................. III-1Aspectos lineares del sistema de canales ......................................................................... III-2Densidad de Drenaje ....................................................................................................... III-6Geometría hidráulica ....................................................................................................... III-7Trazado de los cauces naturales ...................................................................................... III-9FACTOR GEOLOGICO ..................................................................................................... III-11LA CUBIERTA VEGETAL ................................................................................................. III-14

CAPITULO IV: LAS PRECIPITACIONES

GENERALIDADES ........................................................................................................... IV-1FORMACION Y TIPOS DE PRECIPITACION ...................................................................... IV-1FORMAS DE PRECIPITACION.......................................................................................... IV-2TIPOS DE PRECIPITACION .............................................................................................. IV-3INTERPRETACION DE LOS DATOS DE PRECIPITACION RELATIVOS A UNA ESTACIONIV-4Métodos de análisis de una serie de observaciones pluviométricas ................................... IV-4Análisis y presentación de observaciones anuales ............................................................ IV-5Análisis y presentación de las observaciones mensuales y diarias .................................... IV-9LEYES DE LA PLUVIOSIDAD MEDIA ............................................................................... IV-9ANALISIS DE AGUACEROS EN UNA ESTACION .............................................................. IV-10Valores extremos de pluviosidad ...................................................................................... IV-14


ANALISIS DE LOS AGUACEROS EN UNA CUENCA.......................................................... IV-14Precipitación promedio sobre un área .............................................................................. IV-14Curvas lamina-superficie-duración .................................................................................. IV-16

CAPITULO V: EVAPOTRANSPIRACION Y DEFICIT DE CIRCULACION

GENERALIDADES ........................................................................................................... V-1EVAPORACION ................................................................................................................ V-1Evaporación desde la superficie del agua ......................................................................... V-2Evaporación desde la superficie del suelo ........................................................................ V-5TRANSPIRACION ............................................................................................................. V-6EVAPOTRANSPIRACION .................................................................................................. V-6DEFICIT DE CIRCULACION ............................................................................................. V-9

CAPITULO VI: BALANCE HIDRICO

GENERALIDADES ........................................................................................................... VI-1METODO DEL BALANCE HIDRICO DE THORNTHWAITE................................................. VI-4EL BALANCE HIDRICO DE LOS CONTINENTES .............................................................. VI-7Balance hídrico de Europa............................................................................................... VI-8Balance hídrico de Asia continental e insular................................................................... VI-9Balance hídrico de Africa continental e insular ................................................................ VI-13Balance hídrico de América del Norte y Central ................................................................ VI-15Balance hídrico de América del Sur ................................................................................. VI-18Balance hídrico de Australia y Oceanía ............................................................................ VI-20Balance hídrico del continente antártico .......................................................................... VI-22Balance hídrico de los continentes. Síntesis ..................................................................... VI-24BALANCE HIDRICO DE LA REPUBLICA ARGENTINA ...................................................... VI-27

CAPITULO VII: MOVIMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO

EL SUELO ....................................................................................................................... VII-1TIPOS DE AGUA EN EL SUELO ....................................................................................... VII-2REPARTICION DEL AGUA EN EL SUELO ........................................................................ VII-3Agua subterránea ............................................................................................................ VII-5FORMAS EN QUE SE MUEVE EL AGUA EN EL SUELO ................................................... VII-5Infiltración ...................................................................................................................... VII-6Modelos de infiltración .................................................................................................... VII-7PROBLEMAS PARTICULARES: REVENICION Y SALINIZACION ........................................ VII-8ALGUNAS FORMAS FISIOGRAFICAS CON PROBLEMAS DE DRENAJE ........................... VII-10Abanicos aluviales ........................................................................................................... VII-10Llanuras aluviales ........................................................................................................... VII-11Terrazas fluviales ............................................................................................................ VII-11Glacis .............................................................................................................................. VII-12

CAPITULO VIII: EL PROCESO LLUVIA - ESCORRENTIA

EL FENOMENO DE ESCORRENTIA ................................................................................. VIII-1El HIDROGRAMA DE CRECIENTES. FORMA Y COMPONENTES...................................... VIII-2Que es una creciente o avenida? ...................................................................................... VIII-2Características del hidrograma ........................................................................................ VIII-3Análisis de hidrogramas .................................................................................................. VIII-5EL HIDROGRAMA UNITARIO. CONCEPTO....................................................................... VIII-6HIDROGRAMA UNITARIO SINTETICO ............................................................................. VIII-8Hidrograma Unitario Sintético de Snyder ......................................................................... VIII-9Hidrograma Sintético del Servicio de Conservación de Suelos .......................................... VIII-10METODOS EMPIRICOS PARA LA DETERMINACION DEL CAUDAL MAXIMO ................... VIII-11


CAPITULO IX: ESTUDIO DEL REGIMEN DE CAUDALES

RIOS Y LAGOS ................................................................................................................ IX-1ANALISIS Y PRESENTACION DE DATOS DE CAUDALES ................................................. IX-4MEDICIONES HIDROMETRICAS ..................................................................................... IX-6Estaciones hidrométricas ................................................................................................ IX-6Limnimetría..................................................................................................................... IX-6Aforos.............................................................................................................................. IX-7REGIMENES FLUVIALES ................................................................................................ IX-9Definición ........................................................................................................................ IX-9Sistemas de clasificación ................................................................................................. IX-9CLASIFICACION DE REGIMENES FLUVIALES DE PARDE ............................................... IX-11REGIMENES FLUVIALES SIMPLES ................................................................................. IX-11Régimen simple de alimentación sólida ............................................................................ IX-11Régimen simple de alimentación pluvial .......................................................................... IX-13REGIMENES FLUVIALES COMPLEJOS ORIGINALES ...................................................... IX-15REGIMENES FLUVIALES COMPLEJOS CAMBIANTES ..................................................... IX-17

CAPITULO X: NIEVE Y GLACIARES

Definiciones .................................................................................................................... X-1NIEVE Y HIELO ............................................................................................................... X-1Características de la nieve depositada.............................................................................. X-3METAMORFISMO DE LA NIEVE ...................................................................................... X-4Transformación de la nieve con temperaturas por debajo de 0 °C .................................... X-4Transformación de la nieve con fusión parcial ................................................................. X-4Algunas formas de ablación ............................................................................................. X-5LOS GLACIARES ............................................................................................................. X-6Definición y morfología .................................................................................................... X-6Movimiento de los glaciares ............................................................................................. X-7Balance de masa de glaciares .......................................................................................... X-9CLASIFICACION DE GLACIARES ..................................................................................... X-10Clasificación morfológica ................................................................................................. X-12Clasificación climática ..................................................................................................... X-13

BIBLIOGRAFIA


INDICE DE CUADROS Y FIGURAS

CUADRO I-1:

CUADRO I-2:

CUADRO I-3:

CUADRO I-4:

CUADRO III-1:

CUADRO III-2:

CUADRO III-3:

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CUADRO III-5:

CUADRO III-6:

CUADRO III-7:

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CUADRO IV-1:

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CUADRO IV-3:

CUADRO IV-4:

CUADRO IV-5:

CUADRO IV-6:

CUADRO IV-7:

CUADRO IV-8:

CUADRO IV-9:

Sujeto de estudio de las Ciencias Hídricas

Cantidades estimadas de agua en el Planeta.

Balance Global Anual de Agua.

Degradación mundial de las tierras secas y tropicales

Percepción de las características topográficas de cuenca.

Algunos métodos para expresar la forma de la cuenca.

Algunos métodos disponibles para expresar las características de lapendiente y el relieve de una cuenca.

Parámetros de la red de drenaje.

Valores medios de los exponentes de las ecuaciones de geometríahidráulica para distintas cuencas.

Valores medios de porosidad y permeabilidad de algunas rocas.

Porcentaje de intercepción de precipitación anual.

Relación entre la tala de un bosque comercial y la erosión (Akamatsu,Japón).

Velocidad extrema de caída.

Desviaciones observadas entre los módulos pluviométricos medios,calculado según la longitud del período de referencia, según Binnie.

Frecuencias experimentales para valores anuales Estación:OBSERVATORIO MENDOZA (SMN) - Serie: 1900-79.

Distribución de frecuencias acumuladas, absolutas y relativasEstación: Observatorio Mendoza (SMN) - Serie: 1900-1979.

Análisis de precipitaciones mensuales Estación: CRICYT (IANIGLA)- Serie: 1983-94.

Cantidad de días con lluvia y media Estación: CRICYT (IANIGLA) -Serie: 1983-94.

Hietograma y lámina acumulada de la tormenta del 28-12-85Estación Papagayos (Mendoza).

Cálculo de las intensidades máximas para distintos intervalos dereferencia de la tormenta del 28-12-85.

Intensidades en mm.h-1 para distintos tiempos de retorno y duraciónpara todas las estaciones de la red telemétrica del INCYTH al oestedel Gran Mendoza.

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Valores extremos de observados en el planeta.

Fórmulas para el cálculo de la lluvia promedio sobre un área,con un punto de máxima precipitación en el centro Pm, dentrode la isohieta circular de radio x.

Cálculo de la evaporación de una superficie de agua libreAplicación fórmula de J. Lugeon Año: 1990 - Estación: CRICYT.

Cálculo de la evaporación media de una superficie de agua libreAplicación de la fórmula de Meyer Serie: 1961-70 - Estación:Observatorio Mendoza.

Cálculo de la evaporación de una superficie de agua libreAplicación fórmula de los servicios hidrológicos de la URSS Año:1990 - Estación: CRICYT.

Indices de transpiración para arboles y cultivos.

Cálculo de la evapotranspiración potencial Aplicación de lasfórmulas de Thornthwaite y Serra Año: 1990 - Estación: CRICYT.

Cálculo de la evapotranspiración potencial Aplicación de lasfórmulas de Thornthwaite y Serra Año: 1990 - Estación: CRICYT.

Balance zona Norte de Mendoza (período 1967-71).

Balance hídrico. Método de Thornhwaite. Localidad: Castelar INTA- Serie: 1971-80. Capacidad máxima de retención del suelo: 100mm (todos los valores se encuentran en mm, excepto T en °C).

Balance hídrico. Método de Thornhwaite. Localidad: VillaMercedes INTA - Serie: 1971-80. Capacidad máxima de retencióndel suelo: 100 mm (todos los valores se encuentran en mm,excepto T en °C).

Balance hídrico de las vertientes oceánicas (incluye islasadyacentes) y de la zona de escorrentía interna de Europa.

Balance hídrico de Asia.

Balance hídrico de las vertientes oceánicas de Africa (con lasislas adyacentes) y de las zonas de escorrentía interna.

Balance hídrico de las vertientes oceánicas de América del Norte(con las islas adyacentes).

Balance hídrico de las vertientes oceánicas y de las zonas deescorrentía interna en América del Sur.

Balance hídrico de las vertientes oceánicas de Australia (con lasislas adyacentes), de la zona de escorrentía interna y delcontinente Oceanía.

Balance hídrico de las grandes islas de Oceanía.

Balance hídrico de la Antártida.

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CUADRO X-1:

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Balance hídrico de las zonas de escorrentía externa de los continentes(incluyendo las islas).

Influencia de las vertientes oceánicas continentales en el balancehídrico de las zonas de escorrentía externa.

Balance hídrico de las zonas de escorrentía interna de los continentes.

Parámetros óptimos de los distintos modelo para distintasformaciones geológicas del piedemonte mendocino.

Hidrograma adimensional del SCS.

Fórmulas para la estimación del caudal máximo.

Mayores rios del mundo en función de su descarga.

Mayores ríos del mundo en función de su longitud.

Mayores lagos del mundo, ordenados por superficie y volumen.

Relación entre la velocidad media y máxima superficial.

Valores típicos de algunas propiedades.

Superficie englazada del Planeta.

Ciclo del agua y balance hídrico a escala planetaria (incluyealmacenamientos y transferencias).

Representación esquemática del ciclo del agua a nivel de cuencahídrica.

Marco de los mecanismos posibles de degradación de las tierrassecas:(1) antropogénico; (2) realimentación atmósfera-superficieterrestre; (3) realimentación hidrológica; (4) cambio climático. (segúnWALLACE, 1994).

Discrepancia entre la divisoria topográfica y divisoria hídrica, debidoa la estructura geológica del subsuelo.

Representación en diagrama de bloques del ciclo hidrológico sobreuna cuenca (VEN TE CHOW, 1994). Las líneas punteadas separanlos subsistemas de agua atmosférica, superficial y subsuperficial.El rectángulo indica un proceso determinado y el círculo pequeñoestablece las conexiones entre dos o más procesos.

Representación esquemática de un sistema hidrológico.

Interacciones entre componentes estructurales y procesos en unsistema hidrológico (según FERRER VELIZ, 1985). Los rectángulosen línea punteada indican procesos, los rectángulos en línea con-tinua, componentes estructurales, las líneas gruesas interaccionesbásicas y las líneas finas interacciones subordinadas.

Influencia de la forma de la cuenca sobre el hidrograma de salida(DE WIEST, 1965; cit. GREGORY y WALLING, 1973).

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Influencia del relieve sobre el hidrograma de salida, para doscuencas de forma y superficie equivalente y perfil longitudinaldiferente (SCHUMM, 1954; cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Distintos criterios de jerarquización de los cauces que componenla red de drenaje.

Definición de la red de drenaje, en un mapa estandar de unacuenca de Nueva Zelanda a escala 1:15840 (A) comparada conla obtenida de fotografías aéreas para la misma cuenca y escala(B) (SELBY, 1963; cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Cuencas hipotéticas con Relación de Bifurcación (Rb) extrema amoderada con sus respectivos hidrogramas de salida.

Ley de Horton de número de cauces para el torrente DivisaderoLargo (Mendoza, Argentina).

Ley de Horton de longitud media de cauces para el torrenteDivisadero Largo (Mendoza, Argentina).

Ley de Horton de áreas para el torrente Divisadero Largo(Mendoza, Argentina).

Clasificación de la densidad de drenaje (Dd).

Relación directa entre la densidad de drenaje (Dd) y el caudalanual medio, para cuencas de Wisconsin (EE.UU.), Gales (GranBretaña) y la región noreste de EE.UU., (según varios autores,cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Influencia de la escala y calidad del mapa en la definición de lared de drenaje en una pequeña cuenca de Gran Bretaña (GRE-GORY y WALLING, 1973).

Relación entre la densidad de drenaje y frecuencia de canales encuatro cuencas hipotéticas. A y B tienen la misma densidad dedrenaje y diferente frecuencia; C y D tienen la misma frecuenciay diferente densidad de drenaje.

Patrón de drenaje paralelo sobre estratos plegados. Los afluen-tes de una margen son más largos que en la otra; los más cortosse desarrollan en una ladera abrupta (cabezales de estratos) ylos más largos corren por pendientes suaves (techo de losestratos).

Patrón de drenaje radial en un domo. Sobre las rocas másantiguas (centro) el drenaje es rectangular, y en los materialesmodernos (periferia) la red es dendrítica.

Patrón de drenaje radial en una vasija. Sobre los depósitossedimentarios modernos (centro), el drenaje es dendrítico y en laperiferia (afloramientos de rocas antiguas) el patrón de drenajees rectangular.

Efecto de la condición de la cuenca en relación con elescurrimiento superficial y erosión.

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Producción de sedimentos en función de la precipitación media anual(LANGBEIN y SCHUMM, 1958; cit. LINSLEY et al, 1977).

Relación entre la escorrentía superficial y la superficie forestal enuna cuenca, según distintos autores.

Mecanismos de precipitación: (a) orográfica, (b) convectiva y (c) fron-tal.

Corte vertical de un frente: (a) frente caliente, (b) frente frío.

Histograma y polígono de frecuencias, para las precipitacionesanuales del período 1900-1979 de la estación Observatorio Mendoza(SMN).

Curva de frecuencias acumuladas ascendente y descendente, paralas precipitaciones anuales del período 1900-1979 de la estaciónObservatorio Mendoza (SMN).

Curva de precipitaciones mensuales medias, máximas, mínimas yclasificadas (10, 25, 50, 75 y 90 % de probabilidad de ser alcanzada),para la serie 1983-1994 de la estación CRICYT (IANIGLA).

Hietograma del aguacero registrado el 28-12-85 en la estaciónPapagayos, perteneciente a la red telemétrica del INCYTH-CRA(Mendoza).

Curva de alturas de lluvia acumulada o curva masa para el aguaceroregistrado el 28-12-85 en la estación Papagayos, perteneciente a lared telemétrica del INCYTH-CRA (Mendoza).

Curvas intensidad-duración-frecuencia para todas las estacionesque integran la red telemétrica (INCYTH-CRA) del área pedemontanaal oeste del Gran Mendoza.

Promedio espacial de la precipitación por distintos métodos: (a) mediaaritmética; (b) método de Thiessen; (c) método de las isohietas.

Distribución espacial de la lluvia (isohietas) para la tormenta del17-01-85 registrada por la red telemétrica perteneciente al INCYTH-CRA, en el área pedemontana al oeste del Gran Mendoza.

Curva lámina-área para la tormenta del 17-01-95 registrada por lared telemétrica perteneciente al INCYTH-CRA, en el áreapedemontana al oeste del Gran Mendoza.

Balance hídrico por el método de Thornhwaite. Localidad: Castelar(INTA), serie: 1971-80. Capacidad máxima de retención del suelo:100 mm.

Balance hídrico por el método de Thornhwaite. Localidad: VillaMercedes (INTA), serie: 1971-80. Capacidad máxima de retencióndel suelo: 100 mm.

Distribución de Europa por vertientes a los océanos.

Distribución de Asia por vertientes a los océanos.

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Distribución de Africa por vertientes a los océanos.

Distribución de América del Norte por vertientes a los océanos.

Distribución de América del Sur por vertientes a los océanos.

Distribución de Australia e islas mayores de Oceanía porvertientes a los océanos.

Distribución de la Antártida por vertientes a los océanos.

Vertientes hidrográficas de la República Argentina (segúnINCYTH).

Precipitación media anual de la República Argentina (segúnINCYTH). Las unidades están expresadas en mm.

Evapotranspiración media anual de la República Argentina (segúnINCYTH). Las unidades están expresadas en mm.

Disponibilidad hídrica media anual de la República Argentina(según INCYTH). Las unidades están expresadas en mm.

Repartición del agua en el suelo. Caso teórico.

Velocidad de infiltración del agua al suelo en función del tiempo.

Perfil de humedecimiento del suelo durante la infiltración. (a)corte de suelo; (b) distribución de la humedad en función de laprofundidad.

Balance hídrico de un macizo de suelo homogéneo e isótropo.

Planta y sección transversal de un abanico aluvial (segúnMARTINEZ BELTRAN, 1984).

Sección transversal: (a) llanura de estuario; (b) llanura deinundación (según MARTINEZ BELTRAN, 1984).

Sección transversal de una terraza fluvial: (a) acuífero que drenaen la corriente; (b) río que recarga el acuífero (según MARTINEZBELTRAN, 1984).

Sección transversal de una formación de piedemonte, que terminaen un valle fluvial (según MARTINEZ BELTRAN, 1984).

Ilustración esquemática de la distribución temporal de lascomponentes del proceso lluvia-escurrimiento sobre una cuenca,generado por una precipitación de intensidad homogénea.

Esquema del hidrograma total de salida en una cuenca hipotética;incluye, el hidrograma de agua subterránea estimado.

Forma general de un hidrograma tipo de creciente y suscaracterísticas sobresalientes.

Hidrograma elemental.

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Distintos métodos de separación de las componentes delescurrimiento en el hidrograma total.

Selección del tiempo base para el hidrograma de escorrentía directa(según LINSLEY et al, 1977).

Sentido del flujo y variación en el almacenamiento subterráneo enla vecindad del cauce, durante una creciente.

Determinación del hidrograma unitario, a partir de un hidrogramade creciente. Ejemplo de cálculo (tomado de LINSLEY et al, 1977).

Cálculo del hidrograma real a partir del hidrograma unitario,correspondiente a una tormenta de intensidad doble de la delaguacero unitario, pero de igual duración.

Cálculo del hidrograma real a partir del hidrograma unitario,correspondiente a una tormenta de duración triple a la duración delaguacero unitario, pero de igual intensidad.

Hidrograma Unitario sintético de Snyder. Representación de suscaracterísticas sobresalientes.

Hidrograma triangular del S.C.S. Representación de suscaracterísticas más sobresalientes.

Aplicación del hidrograma triangular del S.C.S. a una tormentasimple de intensidad constante.

Aplicación del hidrograma triangular del S.C.S. a una tormentacompleja de intensidad variable.

Evolución del mar Aral desde 1960 hasta 1989 (según PIEYNS ySEHMI, 1995).

Fluviograma de caudales diarios y mensuales medios, en el ríoIguazú, estación Salto Osorio (según SOUSA PINTO et al, 1976).

Curva de permanencia de caudales, del río Iguazú en PuertoAmazonas, serie 1941-68 (según SOUSA PINTO et al, 1976).

Escalas hidrométricas.

Esquema de instalación de un limnígrafo.

Esquema de un limnígrafo a boya. Componentes: A, sistemaaccionante (boya); B, sistema reductor; C, sistema graficador.

Distribución de velocidades en una corriente.

Variación vertical de la velocidad de una corriente.

Variación vertical de la velocidad para distintos tipos de fondo decauce: 1, fondo liso y corriente turbulenta; 2, fondo liso y corrientedébil; 3, fondo rocoso rugoso; 4, fondo rocoso muy rugoso o vegetaciónacuática de fondo; 5, elevación de fondo; 6, umbral de fondo; 7,vegetación semisumergida.

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Distintos tipos de flotadores: a, flotador de superficie; b, flotadorcompuesto o lastrado; c, varilla lastrada.

Distintos tipos de molinetes hidrométricos. Compuesto por: A,sistema accionante o hélice; B, sistema de transmisión delmovimiento de la hélice; C, sistema de señal; D, sistema desujeción.

Curva de distribución de caudales relativos (cociente entre cau-dal mensual medio y anual medio). Regímenes simples dealimentación sólida, glaciarios. Río Santa Cruz en Charles Furhn(1956-67), régimen ultraglaciario; Río Tupungato en Puntas deVacas (1948-67), régimen glaciario clásico; Río Atuel en Rincóndel Atuel o Angostura (1906-67), régimen glaciario mitigado.

Curva de distribución de caudales relativos (cociente entre cau-dal mensual medio y anual medio). Regímenes simples dealimentación sólida, nivales. Río Diamante en Los Reyunos (1917-67), régimen nivo-glaciario; Río Los Patos Superior en AlvarezCondarco (1950-67), régimen nival puro; Río Los Patos en LaPlateada (1950-69), régimen nival mitigado.

Curva de distribución de caudales relativos (cociente entre cau-dal mensual medio y anual medio). Regímenes simples dealimentación pluvial. Río Dulce en El Sauce (1926-67), régimenpluvial tropical.

Curva de distribución de caudales relativos (cociente entre cau-dal mensual medio y anual medio). Regímenes complejosoriginales. Río Barrancas en Barrancas (1960-67), régimen nivalmitigado; Río Senguerr en Nacimiento (1956-67), régimen nivo-pluvial mediterráneo; Río Limay en Paso Limay (1903-67), régimenpluvio-nival mediterráneo.

Distintas formas de cristales de nieve: a) plaquetas; b) prismas;c) agujas; d) clavos; e) estrella; f)cúpula; g)escarchilla.

Proceso de formación de un tablón de nieve (según LLIBOUTRY,1956).

Estructura y dinámica de un glaciar de montaña simple (segúnSTRALHER, 1974).

Corte esquemático de un lecho glaciar, con umbral y cubetas yformas de flujo. Cr: grietas de tensión; c, corriente de compresión;e, corriente de tracción; R, rimaya.

Movimiento del hielo en el interior de un inlandsis.

Términos del balance de masa medidos en un punto sobre elglaciar o casquete de hielo (según ØSTREM y BRUGMAN, 1991.

Esquema de un glaciar emisario.

Esquema de una barrera de hielo (ice-shelf).

Clasificación de un glaciar en función del área de alimentación

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(esquema):a) glaciar complejo; b) glaciar compuesto; c) glaciar simple.

Localización de un glaciar sobre la ladera de una montaña (esquema):a) glaciar de circo; b) glaciar de nicho.

Distintos tipos de frente o morro glaciar: a) y b) glaciar de piedemonte;c) glaciar de pie expandido; d) glaciar lobulado; e) glaciar confluente.

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I/1El Agua

INTRODUCCION

La vida del planeta T ierra se halladeterminada esencialmente por la presencia ymovimiento del agua. La distribución ycirculación del agua, sus propiedades físico-químicas y sus interacciones con el medioambiente, constituyen el sujeto de estudio denumerosas ciencias u especialidades; inclusive,debido a la complejidad del problema, otrasnuevas han aparecido recientemente, como lasque relacionan los aspectos biológicos del agua ysu entorno, sus aplicaciones clínicas, etc.

Las ciencias hídricas más comunes y elsujeto de estudio específico se muestran en elCUADRO I-1.

Las ciencias hídricas tratan todos los aspectosdel agua en el Planeta, tema de importancia vitalya que de ella dependen los recursos naturalessobre los que se apoya en gran parte, el desarrollode la humanidad (STRALHER, 1975). Sonfundamentales en el desarrollo, manejo y con-trol de los recursos hídricos; de este modo, soninfluyentes en la agricultura, silvicultura,geografía, manejo de cuencas, ciencias políticas,economía y sociología. Sus aplicaciones prácticasincluyen el diseño de estructuras hidráulicas,abastecimiento de agua, su tratamiento ydisposición final de las mismas, generaciónhidroeléctrica, navegación, irrigación, usosrecreativos y preservación medio ambiental.

Pese a su importancia y condicióngeográfica, dado que se trata de un elementoesencial de la naturaleza e íntimamenterelacionado con la ocupación del espacio, las

ciencias hídricas, en especial las referidas alestudio de las aguas continentales, “... no hanconcitado el mismo interés de los geógrafos denuestro país, que otras especialidades análogas

CAPITULO I

EL AGUA

CUADRO I-1

Ciencias Hídricas Sujeto de Estudio

Hidrología Ciclo del agua

Hidráulica Mecánica de fluidos,especialmente agua

Hidrometeorología Aguas meteóricas

Criología Nieve y hielo

Descripción y mapeo deHidrografía cuerpos superficiales

de agua

Medición del agua; enHidrometría particular, aguas

corrientes

Potamología Corrientes fluviales

Limnología Aguas lacustres

Oceanografía Océanos y mares

Glaciología Cuerpos de hielos,especialmente glaciales

Hidrogeología Agua subterránea

Fuente: New Encyclopaedia Britannica, 1974.

I/2 El Agua

desde el punto de vista metodológico, como laClimatología o la Geomorfología...” (BRUNIARD,1992); más aún, en los textos comúnmenteusados de Geografía Física, aparece como un fac-tor más o menos activo, dentro de los procesosnaturales. Por otra parte, existe una grancantidad de bibliografía referida al estudio deocéanos y mares; no ocurre lo mismo con latemática de aguas continentales, que seencuentra dispersa y analizada en un grannúmero de obras, de las diferentes disciplinasque conforman las ciencias hídricas.

Lo expresado, constituye el porqué de estetexto-guía, referente a las formas y procesos delas aguas continentales.

HIDROGRAFIA E HIDROLOGIA

Los campos de estudio de la Hidrografía eHidrología no están claramente delimitados, yaque las masa de agua son el objeto de análisis deambas ciencias. Además, existe todo un conjuntode ciencias afines, independientemente de lasciencias hídricas, que por su contenido y métodose encuentran en contacto con las aguas, talescomo la Geología, Geomorfología, GeografíaFísica, Biogeografía y Climatología. Inclusive, noexiste una definición de aceptación universal; portal razón, se dan algunas definiciones de autoresdestacados.

Según WHITTOW (1980), la Hidrografía es:

(1) Estudio de las masas de agua de la Tierra.

(2) En el sentido más estricto, este término serefiere a la medida, recopilación yrepresentación de datos relativos al fondodel océano, la costa, las mareas, y lascorrientes marinas, todos los cuales sepueden representar en una cartahidrográfica como ayuda a la navegación.

Según MOORE (1978), Hidrografía es laciencia que trata sobre el agua de la superficieterrestre, particularmente con referencia a suscaracterísticas físicas, posición, volumen, etc. yla preparación de mapas de mares, lagos, ríos,contornos de fondos marinos, corrientes, etc.

SHUH-SHIAW LO (1992) establece queHidrografía es:

(1) La ciencia de la medición y análisis de flujosde agua, precipitación, evaporación y

fenómenos conexos.

(2) La ciencia relacionada con la descripción ymedición de cuerpos de agua abiertos, lagos,reservorios, mares, océanos, etc.

En cuanto a Hidrología, la disparidad enlas definiciones es más acotada, y existe una queprácticamente posee aceptación universal. Alrespecto MOORE (1978) establece que Hidrologíaes la ciencia que trata sobre el agua,especialmente en relación a su ocurrencia encorrientes fluviales, lagos, pozos y nieve,incluyendo también aspectos referentes a su uso,control y conservación.

SHUH-SHIAW LO (1992) presenta cuatrodefiniciones más o menos similares ycomplementarias, que son:

(1) Ciencia que trata el agua en la Tierra, suocurrencia, circulación y distribución, suspropiedades físico-químicas y su relación conel ambiente, incluyendo sus vínculos con losseres vivos. El dominio de la Hidrologíaabarca toda la historia del agua sobre laTierra, desde sus orígenes.

(2) Es una ciencia aplicada que trata del aguaen la Tierra, en todos sus estados,ocurrencia, distribución y circulación através del continuo y cerrado ciclo del aguade precipitación, consecuente escorrentía,flujo, infiltración y almacenamiento, even-tual evaporación y nueva precipitación.Estudia las reacciones físicas, químicas yfisiológicas del agua y el resto de la Tierra, ysu relación con la vida en el Planeta.

(3) Ciencia que se relaciona con los procesosque gobiernan el agotamiento yreaprovisionamiento de las recursoshídricos, en las tierras emergidas del Planeta.Incluye el movimiento del agua a través dela atmósfera, superficie y subsuelo. Es laciencia que trata varias fases del ciclohidrológico. Se vincula con la Geología,Climatología, Meteorología y Oceanografía.

(4) Es la ciencia relacionada principalmente conel movimiento, distribución y alma-cenamiento de agua. Desde una perspectivaa escala planetaria, tres sistemas determinanlas características del agua: sistemaatmosférico, sistema terrestre y sistemasoceánicos. El dominio de la Hidrología estáconfinado al sistema terrestre, pero incluye

I/3El Agua

aquellos aspectos que afectan directamenteel movimiento de agua en los continentes.

El Comité Coordinador del DecenioHidrológico Internacional, iniciado en 1965, bajoel patrocinio de la UNESCO, adoptó la siguientedefinición, y que aún en la actualidad posee granaceptación (cit. CUSTODIO, 1976): La Hidrologíaes la ciencia que trata de las aguas terrestres, desus maneras de aparecer, de su circulación ydistribución en el globo, de sus propiedades físicasy químicas y sus interacciones con el medio físicoy biológico, sin olvidar las reacciones a la accióndel hombre.

COMPOSICION Y FUENTES NATURALES DEAGUA

El agua es uno los cuatro elementos que elfilósofo griego Aristóteles (siglo IV A.C.) habíadefinido como constituyente del Universo; el restoeran el aire, la tierra y el fuego. Esta compuestapor un átomo de oxígeno y dos de hidrogeno, secongela a 0 °C y su punto de ebullición es 100°C; pese a esta aparente simplicidad, es un líquidocomplejo y poco comprendido (EAGLAND, 1990).

El agua se presenta en todos sus estados(líquido, sólido o gaseoso) en un espaciodenominado hidrosfera, que se extiende desdemás de 15 km arriba de la superficie, en laatmósfera, hasta 1 km debajo de la cortezaterrestre, por donde circula continuamente.Océanos, lagos, ríos, precipitaciones, son algunasde sus formas en que se presenta. Ocupa la mayorparte de la superficie del Planeta (alrededor del70 %), determina gran parte de los paisajes y losclimas, y es una componente esencial de laestructura y metabolismo de todos los seres vivos;por ejemplo, el cuerpo humano está compuestopor un 70 % de agua aproximadamente.

Está dotada de excepcionales propiedadesfísico-químicos que constituyen su especificidad,tanto sea a nivel de molécula, como susinteracciones con el ambiente. Debido a su par-ticular estructura atómica, es considerada elsolvente universal; es el mejor solubilizante decompuestos inorgánicos, mecanismo fundamen-tal en todos los procesos naturales. Dentro desus propiedades, se destaca su efecto hidrófobo;ciertos grupos hidrocarbonados tienden a serrepelidos por las moléculas de agua y este efecto,es responsable en gran medida de la estabilidadmolecular de las proteínas ADN y otras, que sinsu presencia serían inestables.

Las aguas naturales nunca sonquímicamente puras, se las encuentran en lanaturaleza acompañadas de gases y salesdisueltas, sustancias en suspensión,microorganismos, etc.; se incorporan en gradovariable en su ininterrumpida circulación en lahidrósfera. Dichas sustancias no sonconsideradas impurezas, sino componentesnaturales de las fuentes de agua, excepto aquellassustancias contaminantes, que pueden alterardrásticamente sus caracteres o invalidarla comotal.

De un modo general, las fuentes naturalesde agua se pueden dividir en (BIELSA, 1972):

a. Aguas atmosféricas o meteóricas:humedad, lluvia, nieve, escarcha, granizo,etc.

b. Aguas superficiales:

b.1. Líquidas:b.1.1. Corrientes: ríos, arroyos, etc.b.1.2. Estancadas: lagos, mares, océanos,

etc.b.2. Sólidas:b.2.1. Corrientes: glaciaresb.2.2. Estancadas: nieve, hielos continen-

tales, etc.

c. Aguas subterráneas:

c.1. Aguas subterráneas de infiltración:humedad del suelo y acuíferos.

c.2. Aguas subterráneas profundas:c.2.1. Aguas fósiles (estancadas o

confinadas)c.2.2. Aguas juveniles (magmáticas, de

síntesis o regeneradas)

Las aguas meteóricas constituyen la fuentebásica o primaria de suministro de agua, sonproducidas por condensación del vapor de aguaen las capas superiores de la atmósfera. Alprecipitar, se ponen en contacto no solo con losgases componentes de la atmósfera, sino quearrastra partículas de polvo, gérmenes, etc.,suspendidas en el aire; si bien, en su origenpodría ser el agua más pura naturalmente, no loes, por los elementos que incorpora en sutrayecto. Su principal característica, es la decontener gases disueltos y una bajaconcentración de minerales disueltos.

En la superficie, en su recorrido, el aguapuede cambiar rápidamente de composición. Elagua de los ríos transporta los productos de

I/4 El Agua

meteorización en forma de soluciones ysuspensiones; la concentración de ellos, dependedel clima, relieve, propiedades y composición delas rocas; por ello, su composición media es difícilde generalizar y predecir. El agua de los océanosy mares constituye la parte más importante dela hidrósfera, de una elevada salinidad total yvariedad de elementos que la integran.

El agua que ha escapado al escurrimiento,penetra en el terreno, adquiere la composiciónquímica de las formaciones que atraviesa, ygeneralmente no presentan sólidos ensuspensión; dan origen a distintas clases de aguasubterránea de origen meteórico.

Existen otras fuentes de agua profundas,como las juveniles, que en algunos casosprovienen de la cristalización del magma quelibera vapor de agua, y al condensarse quedanretenidos en las cavidades del interior de la tierra;presentan una composición químicaindependiente del sitio donde se alojan. Otras,se forman por síntesis del hidrógeno provenientedel interior de la tierra con el oxígeno atmosférico,bajo condiciones de alta presión y temperatura.Los sedimentos, al depositarse en los fondosmarinos están embebidos de agua y, sometidosa fuertes presiones; pueden dar lugar a depósitosde agua, que se denominan aguas fósiles. Es dedestacar, que las fuentes de agua profunda notienen un único origen, sino que generalmentees mixto.

ORIGEN DEL AGUA TERRESTRE

El agua se encuentra en el Universo en unapequeña fracción; aproximadamente entre 1 y 10ppm de la masa del Universo visible estaría enforma de agua. Se presenta como vapor o hieloen la atmósfera de algunas estrellas, en loscometas y en numerosos planetas y satélites delSistema Solar. La Tierra, es actualmente el únicolugar conocido donde el agua se encuentra enestado líquido.

La pregunta que cabe realizar e: ¿cómo llegóel agua a nuestro planeta?, ¿de donde procede?,¿cómo subsiste?. La teoría científica másaceptada, radica en que la nebulosa primigeniade nuestro sistema solar, habría pasado por unafase inicial muy caliente en la que todo el mate-rial original -granos de polvo interestelar- sehabría evaporado. Luego, el enfriamiento poste-rior de este vapor, condujo a la condensación ennuevos granos sólidos, cuya composición sería

función de la distancia del sol. En los granosexistían minerales bien conocidos, como silicatoshidratados, donde la molécula de agua participaen su composición química. Los nuevos granosde polvo, se aglomeran entre sí para formarcuerpos de tamaño planetario; en el proceso deacreción rápida, se liberó agua en forma de va-por en la superficie de ellos. En el caso de laTierra, su superficie se enfrió, hasta unatemperatura por encima de 0°C, punto en que elagua se condensa; este es el origen teórico delagua terrestre en estado líquido (OMONT yBERTAUX, 1990).

El gas carbónico muy abundante en laatmósfera primitiva, se disolvió en el agua y,precipitó en forma de carbonato; de este modo,fue desapareciendo progresivamente de laatmósfera, junto con el importante efectoinvernadero que provocaba. La temperatura dela Tierra disminuyó y se equilibró en un nivelmás fresco, parecido al actual. Luego la vidaapareció en el agua hace por lo menos tres milmillones de años, y no salió de ella para invadirlos continentes, sino hasta dos mil quinientosmillones de año después, cuando había suficienteoxígeno en el aire para que se constituyera lacapa de ozono que impide que la radiaciónultravioleta alcance el suelo.

CICLO DEL AGUA

El clima del Planeta, es el resultado de unequilibrio constantemente reajustado entre elagua, la atmósfera y la energía del Sol. La energíasolar, mantiene las masas de agua en movimientoentre la tierra, el mar y la atmósfera, es el motordel ciclo del agua. No tiene principio ni fin, y susdiversos procesos ocurren en forma continua.

En la Tierra, el agua esta presente en todossus estados (líquido, sólido o gaseoso) y enmovimiento a través de un laberinto de caminosque constituyen el ciclo hidrológico o del agua.Está distribuida en 5 reservas interconectadas,cuyo conjunto constituyen la hidrosfera. El mar,es el más importante de estas reservas, seguidopor los depósitos de hielo y nieve, las aguasterrestres, la atmósfera y por último la biosfera(FIG. I-1). En el CUADRO I-2 se encuentran lascantidades de agua contenida en los distintosalmacenamientos. Estos yacimientos son objetode incesantes transferencias de grandescantidades de agua (PINTO PEIXOTO y OORT,1990).

I/5El Agua

CUADRO I-2Cantidades estimadas de agua en el Planeta

———————————————————————————————————————————ítems área volumen fracción

[106 km2] [km3] [%]———————————————————————————————————————————Océanos y mares 361,3 1.338.000.000 96,5

Depósitos de hielo:Casquetes polares 16,0 24.023.500 1,7Glaciares y nieve 0,3 340.600 0,025

Aguas continentales(en estado líquido):Agua subterránea: Dulce 134,8 10.530.000 0,76

Salada 134,8 12.870.000 0,93Humedad del suelo 82,0 16.500 0,0012Lagos: Dulces 1,2 91.600 0,007

Salinos 0,8 85.400 0,006Pantanos 2,7 11.470 0,0008Ríos 148,8 2.120 0,0002

Agua biológica: 510,0 1.120 0,0001

Agua atmosférica: 510,0 12.900 0,001———————————————————————————————————————————

Fuente: Hidrología Aplicada, VEN TE CHOW et al, 1994.

¿Cómo se realiza el ciclo del agua? Seconsidera la atmósfera como punto de partida.El agua se acumula en ella por la acción deprocesos de evaporación, que tienen lugar en lasuperficie del mar, los continentes y también porobra de la transpiración de plantas y animales.El vapor de agua se transporta y eleva, se enfría

y luego se condensa parcialmente; la atmósfera,contiene agua en forma de vapor, de líquido o decristales de hielo. Debido a la gravedad, el aguaprecipita sobre la superficie del mar o loscontinentes; lo hace en forma de lluvia, nieve,granizo, etc. Parte del agua caída vuelve a sufrirel fenómeno de la evaporación y transpiración.

FIG. I-1: Ciclo del agua y balance hidrico a escala planetaria (incluye almacenamientos y transferencias).

a t m ó s f e r a0.0129 . 106 km3

E = 505000 km3 . año-1

P = 458000 km3 . año-1

c o n t i n e n t e47.9723 . 106 km3

casquetes polares24.0235 . 106 km3

glaciares y nieve0.3406 . 106 km3

agua subterránea23.4 . 106 km3

humedad del suelo0.001147 . 106 km3

lagos, pantanos y ríos0.19059 . 106 km3

biosfera0.00112 . 106 km3

o c é a n o s1338 . 106 km3

Ro = 44700 . 106 km3

Ru = 2309 . 106 km

3EP

PE

aguas subterráneas

I/6 El Agua

Otra parte, penetra en el suelo o corre sobre lasuperficie para formar ulteriormente cursos deagua; estos, por último devuelven el agua al mar.

El ciclo hidrológico, por lo tanto, es unsistema complejo de circulación ininterrumpida,que asegura el transporte de agua en todas susformas. Constituye un ejemplo típico de la ley deconservación de la materia. Se debe destacar, queno toda el agua participa constantemente delciclo; determinadas cantidades se acumulan enlos reservorios por tiempos variables. El tiempode permanencia o residencia del agua en cadatipo de reserva, es el tiempo promedio quenecesita una molécula de agua para pasar através de un reservorio; se calcula dividiendo elvolumen de agua del almacenamiento por la tasade flujo. En la atmósfera, el tiempo depermanencia es de unos 11 días, en los hielospolares y en el mar, en cambio es de varios milesde años.

El ciclo comprende dos partes principales:la atmosférica y la terrestre. La interfaseatmósfera-superficie (incluido el mar), constituyela bisagra entre ambas partes; de ellas, se ocupandisciplinas como la Meteorología e Hidrología. Seconsidera al ciclo como un todo, donde una“pérdida” de agua para la superficie del globo,representa un “aporte” de agua para la ramaatmosférica del ciclo.

La transferencia anual de agua entre lasdistintas reservas de la hidrosfera, ha sido temade investigación científica desde la segunda mitad

del siglo XIX; sin embargo, la informacióncuantitativa es escasa, lo que significa que lascantidades de agua de algunos componentes delciclo global no son precisas (VEN TE CHOW etal, 1994). A pesar que el contenido de aguaalmacenado en las tierras emergidas y atmósferaes pequeño, inmensas cantidades de agua pasananualmente a través de ellas (FIG. I-1). En elCUADRO I-3 se muestra el balance a escala glo-bal.

Las cantidades de agua en circulación, sepueden expresar en términos de lámina,dividiendo el volumen de pérdida o ganancia deun almacenamiento por su superficie. Es así,como el mar pierde 1400 mm.año-1 porevaporación y gana 1270 mm.año-1 porprecipitación, el resto proviene de escurrimientosde los continentes, para compensar la pérdidade evaporación y mantener constante el volumendel reservorio.

El concepto del ciclo hidrológico es simple,pero el proceso es enormemente complejo eintrincado, ya que está compuesto de numerososciclos de extensión continental, regional y local.El volumen total de agua contenida en losdistintos reservorios, permanece esencialmenteconstante, y tiende a renovarse continuamente.Los principales aspectos que lo caracterizan son:se desarrolla en medios diferentes (el mar, laatmósfera, la superficie del suelo y el subsuelo);es un proceso de intercambio a gran escala, tantoespacial como temporal y no significa continuidady constancia de movimientos; la irregularidad,

CUADRO I-3Balance Global Anual de Agua

——————————————————————————————————————————————océano continente

——————————————————————————————————————————————Area [km2] 361.300.000 148.800.000

Precipitación [km3.año-1] 480.000 119.000[mm.año-1] 1.270 800

Evaporación [km3.año-1] 505.000 72.000[mm.año-1] 1.400 484

Escorrentía hacia los océanos:Ríos [km3.año-1] - 44.700Agua subterránea [mm.año-1] - 2.300

————Total [km3.año-1] - 47.000

[mm.año-1] - 316——————————————————————————————————————————————

Fuente: Hidrología Aplicada, VEN TE CHOW et al, 1994.

I/7El Agua

es la norma en áreas reducidas, mientras que lacontinuidad es norma del esquema a nivelplanetario y largos períodos de tiempo.

CICLO HIDROLOGICO A NIVEL DE CUENCAS

En la descripción del ciclo del agua a escalaglobal, se destacan distintas fases de interéshidrológico como son: evaporación, precipitación,y escurrimiento total integrado por el superficial,subsuperficial y subterráneo. Las fases poseenvariaciones espaciales y temporales; usualmente,se presenta un proceso de transporte de agua,un almacenamiento temporal y un cambio deestado. Tales variaciones y su ámbito de acciónconstituyen un problema geográfico porexcelencia.

Para facilitar la compresión de lasvariaciones de las distintas fases a nivel de cuencase puede recurrir a una fórmula general simple,en el cual intervienen elementos positivos(entradas) y negativos (salidas), que conformanel balance hídrico. Su estudio se basa en laaplicación del principio de conservación demasas, también conocido como ecuación decontinuidad (GRAY, 1973). Establece que paracualquier volumen arbitrario y durante ciertoperíodo de tiempo, la diferencia entre las entradasy las salidas estará condicionada por la variación

del volumen de agua almacenada.

I - O = ∆S

Donde: I, flujo de agua entrante a un área dadadurante un período de tiempo; O, flujo de aguasaliente del área en un período de tiemposeleccionado; ∆S, cambio en el almacenamientodel volumen de agua en el área dada, durante elperíodo de tiempo considerado.

En general, cuando ocurre una precipitación(P), como resultado del enfriamiento ycondensación del vapor de agua presente en laatmósfera, una porción de ella es retenida por lavegetación y se denomina intercepción (I), el restoalcanza la superficie. La diferencia entre laprecipitación y el volumen de intercepción, es laprecipitación efectiva (PE) y es la fracción de aguaque llega a la superficie.

El agua, puede penetrar en el suelo por unproceso denominado infiltración (i); alimenta elreservorio del suelo llenando los intersticios(humedad del suelo), y luego cuando estos seencuentran parcialmente completos, elmovimiento continúa en profundidad y el procesose denomina percolación (Pe); alimenta alreservorio subterráneo o acuífero. En función desus características geométricas, el movimiento

FIG. I-2: Representación esquemática del ciclo del agua a nivel de cuenca hídrica.

intercepción (I)

transpiraciónprecipitación (P)

evaporación

infiltración (i)

almacenamientoen depresiones (A)

evapotranspiración (EVT)

detención superficial (D)

escurrimiento superficial (E)

flujo total(superficial

+subterráneo)

escurrimientosubsuperficial (EH)

escurrimientosubterráneo (ES)

nivel freático

almacenamiento como humedad de suelo

percolación

I/8 El Agua

de agua cambia de dirección y se transforma enescurrimiento subterráneo (ES). A veces, el aguade infiltración se desplaza horizontalmente enuna capa cercana a la superficie, para luegoaflorar en superficie en un punto de cotatopográfica inferior a la cota del punto deinfiltración, y se integra al escurrimiento superfi-cial (E); dicho proceso se denomina escurrimientosubsuperficial o hipodérmico (EH).

La fracción resultante de la diferencia dela precipitación efectiva y la infiltración sedenomina precipitación neta (PN). Ella se desplazahorizontalmente sobre la superficie en forma deescurrimiento superficial (E). Previamente, debengenerarse algunas condiciones para la iniciacióndel movimiento; para ello debe formarse unapequeña lámina sobre la superficie que permitesu lubricación, ayuda a vencer las fuerzas defricción y permite la iniciación del movimiento. Aesta lámina o almacenamiento superficial, se ladenomina detención superficial (D). Elescurrimiento superficial, que alcanza el puntode salida de la cuenca, que puede ser en otro ríoo el mar y se encuentra con el escurrimientosubterráneo, resulta de la diferencia entre laprecipitación neta y la detención superficial,previo de haber satisfecho el almacenamiento enlas depresiones del terreno (A) (FIG. I-2).

Como se puede deducir, existen distintosalmacenamientos de agua, como la vegetación,el suelo, la superficie y depresiones del terreno,de volumen variable y muy disímiles entre si. Ellosse calientan como resultado de la radiación so-lar y gradualmente se elevan a la atmósfera enforma de vapor de agua, fenómeno que se conocecomo evaporación, y constituye una pérdida deagua de la cuenca. También, la actividad biológicade los seres vivos generan una pérdida al sistemay se denomina transpiración; en conjunto con laevaporación, se los conoce como evapo-transpiración (EVT). La ecuación de balance es:

P - I - i - D - A - EVT = E + ES + ∆W

Donde: P, precipitación; I, intercepción; i,infiltración; D, detención superficial; A,almacenamiento en las depresiones del terreno;EVT, evapotranspiración; E, escurrimiento su-perficial; ES, escurrimiento subterráneo; ∆W,variaciones en los almacenamientos. Elescurrimiento subsuperficial, EH, se encuentraintegrado en el esurrimiento superficial.

En síntesis, las principales característicasdel ciclo hidrológico son las siguientes (UNESCO-

ROSTLAC, 1986):

a - El agua cumple un ciclo en la naturaleza, seencuentra en permanente movimiento,desplazándose de uno a otroalmacenamiento y cambiando de estadofísico.

b - El ciclo es una sucesión de transferencias yacumulaciones en distintos medios. Un ríotransporta o transfiere agua de un lugar aotro; el mar es una acumulación de agua; laevaporación del agua de mar hacia laatmósfera es una transferencia; etc.

c - Los flujos entre almacenamientos no sonregulares, ni constantes, tanto a través deltiempo, como en su distribución espacial.

d - El agua constituye un vehículo fundamen-tal de transporte e intercambio para los seresvivos. En el agua del suelo van disueltosnutrientes que pueden ser transportadoshasta las plantas mediante la absorción quede ella hacen las raíces; las plantas sonconsumidas por organismos superioresdando lugar a la cadena trófica.

e - El tránsito del flujo de agua (en estado líquidoo sólido) sobre la superficie, genera unacierta energía, por lo que se traduce en untrabajo que modifica el paisaje, modelandola superficie.

PROCESOS HIDROLOGICOS Y DEGRADACIONDE LAS TIERRAS

La precipitación es la fuente principal deabastecimiento de agua de una cuenca. Suausencia, escasez o mala distribución espacial ytemporal, tienen un gran impacto sobre losprocesos hidrológicos, las actividades humanasy ser desencadenantes de graves procesos dedeterioro ambiental. En la degradación de lastierras se reconocen factores climáticos yantrópicos; sin embargo, cada uno de ellos poseendiferentes mecanismos, lo que aumenta lacomplejidad del problema.

Las actuales estimaciones de la degradaciónmundial de las tierras, varían ampliamente,principalmente en las tierras secas. El CUADROI-4 muestra una estimación en la degradaciónde tierras secas y tropicales, tomado denumerosos autores (cit. WALLACE, 1994).

I/9El Agua

Por ejemplo, la falta de lluvias producensequías, que inducen a la degradación de lavegetación, deterioro de los pastizales, pérdidade biomasa y de productividad biológica. Lasuperficie sin protección se encuentra sujeta ala acción erosiva del agua y viento, que provocael empobrecimiento del suelo, la contaminacióndel aire y del agua, el aumento de la reflectividadde la superficie (albedo), y el surgimiento ocrecimiento de dunas y zonas de arena. Al mismotiempo, se genera un aumento de la escorrentía,inundaciones y la obstrucción por cieno de losacuíferos. Todo ello acarrea el aumento de lamigración de la población y de los refugiadosambientales, la reducción de los ingresosfamiliares, la salud, los recursos hídricos yalimentarios, la alcalinización, la salinización, lacompactación del suelo, y la reducción drásticade los recursos naturales (OGALLO, 1994).

CUADRO I-4Degradación mundial de las tierras

secas y tropicales———————————————————————

millones de ha———————————————————————Superficie de suelo en el Planeta 13.077———————————————————————Zona árida 4.480Tierras secas degradas 1.040 - 3.760(porciento de la zona árida) 23 - 84Ritmo anual de degradación 26———————————————————————Zona tropical 4.815Bosques tropicales 1.400Bosques tropicales degradados 622(porciento de los bosques) 44Ritmo anual de degradación 14———————————————————————FUENTE: PNUMA/GEMS/GRID, 1991. Technical.Expert Consultation on Global Data on the Extentof Arid Lands and Desertification. (cit. WALLACE,1994).

Algunas sequías son de naturalezalocalizada y sólo duran períodos cortos. Otras,como la sequía del Sahel (Africa) que comenzó afinales de la década del 60, están extendidas azonas muy grandes y persistentes durante lar-gos lapsos. La sequía, es una componente nor-mal de la variabilidad climática y se da en todaspartes del globo; no obstante, aparece con mayorfrecuencia en las tierras secas. La degradaciónde las tierras secas y el decrecimiento de laprecipitación se encuentran asociadas y seretroalimentan entre sí, reconociendo factoresclimáticos y antrópicos.

En la FIG. I-3, se ilustra un posible marcopara explicar los procesos de la degradación delas tierras secas (WALLACE, 1994), donde unareducción en la vegetación puede ser causadapor uno o combinación de cuatro mecanismos.Las presiones antropogénicas directa tales como,el exceso de pastoreo, el sobrecultivo y ladesforestación pueden causar una reducción dela vegetación (mecanismo 1). La pérdida decobertura vegetal puede activar otrosmecanismos, que propagan una degradación delsuelo vía la interfase atmósfera-superficieterrestre (mecanismo 2). Este mecanismo, tienelugar cuando se produce una reducción en laevaporación y un aumento de la radiaciónreflejada hacia la atmósfera (albedo), cuyaconsecuencia inmediata es la reducción en laformación de nubes y la precipitación, causandouna realimentación negativa, que puede reduciraún más la vegetación. Un tercer mecanismoposible, es el hidrológico (mecanismo 3). Tienelugar cuando la reducción de la cobertura delsuelo asociada con la degradación de lavegetación, da lugar a un aumento de escorrentíay a una reducción en el almacenamiento de lahumedad del suelo. En esta situación, no toda la

FIG. I-3: Marco de los mecanismos posibles dedegradación de las tierras secas:(1)antropogénico; (2) realimentación atmósfera-superficie terrestre; (3) realimentaciónhidrológica; (4) cambio climático. (segúnWALLACE, 1994).

CAMBIOCLIMATICO

INCREMENTODE LA PRESION

ANTROPICA

PERDIDA DECOBERTURA

VEGETAL

INCREMENTO DELESCURRIMENTO

SUPERFICIALY EROSION

INCREMENTO DELALBEDO Y

REDUCCION DE LAEVAPORACION

REDUCCION DE LA FORMACION

DE NUBES

PERDIDA DE HUMEDAD DE SUELO

Y NUTRIENTES

REDUCCIONDE

LLUVIAS

(1)

(3) (2)

(4)

I/10 El Agua

lluvia que cae sobre el suelo degradado estádisponible para el crecimiento y supervivencia delas plantas. La realimentación hidrológicatambién puede existir en ausencia de cualquiercambio climático (mecanismo 4). Aquí, lasinfluencias “externas” procedentes de lasanomalías de la temperatura superficial de losocéanos, de la desforestación en la región tropi-cal húmeda, o del cambio climático causado porel CO2, puedene estar asociadas con las sequíasy la degradación de las zonas áridas, tales comoel Sahel de Africa Occidental.

Con el fin de especificar las medidaspaliativas adecuadas, es importante determinaren que grado están conectados los diferentesfactores descriptos con la degradación de tierras.Por ejemplo, si la degradación se debieseenteramente al exceso de pastoreo, entonces elcontrol del forraje almacenado en la zona podríapermitir que la vegetación se regenerase, mientrasque si el cambio climático ha tenido lugar porfactores externos, podría no ser así. Es por lotanto, un desafío científico conocer elfuncionamiento de los ecosistemas de las tierrassecas, que permita reconocer y distinguir entrelos cambios resultantes de la variabilidadclimática natural (p.e., las sequías), de laactividad humana (p.e., sobrecultivo y pastoreoexcesivo) y del cambio climático inducido“internamente” por la degradación del suelo agran escala, o “externamente” por las anomalíasde la temperatura superficial del agua de losocéanos, por la desforestación tropical o por elaumento de la concentración de CO2 en elambiente. Sin embargo, cualquiera sea la causaoriginaria, es evidente que el mecanismo centralde todos los procesos asociados es un cambioradical en el ciclo hidrológico. A medida que estosprocesos sean mejor comprendidos, se podráevaluar en forma más precisa, la amplitud y elritmo de la degradación en las zonas de tierrassecas.

CONTAMINACION DEL AGUA

Como ya se expresara, el agua en lanaturaleza contiene sustancia químicas(orgánicas e inorgánicas) en disolución o ensuspensión en cantidades variable. Algunas deellas, han sido incorporadas al agua medianteprocesos naturales; otras, han sido añadidas porel hombre. La contaminación del agua se refierea sustancias que son indeseables o peligrosaspara el hombre y su medio ambiente. En estesentido, la mayoría de los agentes

contaminadores que se hallan en los ríos, lagosy océanos proceden de las propias actividadeshumanas (OMM, 1971).

La forma más primitiva de contaminación,es la producida por las aguas residuales que elhombre vierte en los cuerpos de agua, desde elcomienzo de su vida urbana. Con el desarrolloindustrial, se inició el desagüe de sustanciasquímicas. En épocas más recientes, llegantambién a los ríos, lagos y océanos muchos delos insecticidas, plaguicidas y fertilizanteempleados en la agricultura. Gran parte de lacontaminación atmosférica queda eliminada porla lluvia ácida; de este modo, los agentescontaminantes llegan a las aguas. Una de lascausas de la contaminación del ambiente marino,la constituye el creceinte uso del petróleo ya quelas refinerías vierten los residuos al mar, losbuques petroleros limpian sus depósitos en elocéano, y por accidentes en la colisión de buqueso perforación de un pozos submarinos. Además,derrames terrestres que afectan las aguassubterráneas.

Existen también otras formas decontaminación, como por ejemplo el agua derefrigeración de los procesos industriales, que alser devueltas a una temperatura superior puedenoriginar cambios ecológicos significativos en uncuerpo de agua; aunque, en el sentido estrictodel término, no se trata de contaminación, peroinduce efectos no deseables en el agua. Otraforma, es el incremento de la turbidez del aguanatural, que sin modificar su calidad desde elpunto de vista químico, afecta la vidasubacuática.

Existen muchas formas de contaminación.Son procesos de gran complejidad y no han sidoplenamente comprendidos. Los principalescontaminantes del agua son: agentes infecciosos,microorganismos que pueden transmitirenfermedades; desechos que consumen eloxígeno disuelto en el agua, afectando la vidaacuática; fertilizantes, que provocan uncrecimiento perjudicial de la vegetación acuática;productos químicos orgánicos, procedentes de laindustria; plaguicidas, que pueden ser tóxicospara la flora, fauna y ser humano; productosquímicos inorgánicos, sustancias que puedenhacer que el agua sea menos apta para usosulteriores o metales pesados, tóxicos para la vidahumana; sedimentos y otros sólidos, materialesque procedentes de la erosión y actividad minera,que aumentan la turbidez del agua e impiden laentrada de luz o formar embanques; materialesradioactivos; calor; etc. (SZEKELY, 1978).

II/1Carácter Sistémico de la Cuenca Hídrica

LA CUENCA. DEFINICION

Las tierras emergidas del Planeta seencuentran sujetas a determinadas condicionesclimáticas tales como radiación solar,temperatura, humedad, precipitación, circulaciónde masas de aire, etc. Ellas interactuán entre síde modo tal que definen un modelo climáticoparticular en cada sitio. A su vez, el territoriodonde el modelo climático actúa, puede presentarvariaciones significativas en cuanto a relieve,topografía, suelos y geología.

Las variables mencionadas, dan lugar auna serie de procesos, cuya síntesis es unconjunto de ríos, quebradas o cualquier flujo deagua lineal, organizados y conectados entre si,que forman una red de escurrimiento natural delas aguas superficiales, denominada red dedrenaje o avenamiento, con un destino específico,que puede ser una unidad mayor o un cuerpo deagua terminal (lago o mar). El territorio donde lared se desarrolla se la conoce como unidadhidrográfica. Las aguas se distribuyen en ella, enproporciones y procesos variables como loexplicado en el ciclo del agua. Se encuentranperfectamente delimitadas, y a su vez, puedenagruparse para formar unidades mayores.

Las unidades constituyen la cuencahidrográfica, que se identifica con el espacio dedrenaje de las aguas superficiales. Dicho de estaforma, no existe en las tierras emergidas unespacio grande o pequeño que no forme parte deuna cuenca. Para definir una unidad específica,es necesario establecer un punto de salida sobrela red de avenamiento; el área de aguas arriba alpunto señalado que drena la red constituye una

CAPITULO II

CARACTER SISTEMICO DE LA CUENCA HIDRICA

cuenca y es un espacio claramente definido.

En el sentido estricto, se puedenidentificar los límites de la cuenca, solocomenzando en un punto elegido de salida y,uniendo todos los puntos de gradiente topográficonulo. El lugar geométrico de estos puntos,establece la superficie de la cuenca. Por lo tanto,el límite de la cuenca es una curva cerrada y fijaque yace sobre la superficie del terreno, y queincluye al punto elegido, de modo que todo elescurrimiento superficial producido por unalluvia (entrada), que precipite dentro de la cuenca,y no en otra, abandone el área en forma de flujoconcentrado (salida) por el punto elegido(EAGLESON, 1974).

Las aguas meteóricas al llegar a lasuperficie se reparten en distintas direccionessegún el relieve, de modo que para delimitar lacuenca es necesario establecer un contorno olínea divisoria. En principio, se pueden distinguirentre divisoria topográfica y divisoria hídrica. Laprimera, es la línea que separa las aguas quesuperficialmente llegan al punto de salida, de lasque pasan a otras cuencas. La divisoria hídricatiene en cuenta, además, el recorrido del aguainfiltrada en el terreno. Cuando se emplea ladivisoria topográfica se denomina cuencahidrográfica, de lo contrario, cuenca hídrica.Normalmente, ambas divisorias coincidensensiblemente; en algunos casos, muestrandiscrepancias importantes, debidas a lainfluencia de las particularidades de la estructurageológica del subsuelo. Las diferencias entre lacuenca hídrica e hidrográfica, se presentanfrecuentemente en terrenos kársticos, basálticoso arenosos. (FIG. II-1).

II/2 Carácter Sistémico de la Cuenca Hídrica

componentes relacionadas entre sí, los cualesconforman una estructura coherente, armónica,discreta, separada de su entorno por una fronterao límite de intercambio de permeabilidad variable,dentro de la cual operan las funciones propias odefinidas del sistema...” (FERRER VELIZ, 1985).

El estudio del ciclo del hidrológico sobreuna cuenca, puede ser tratado como un sistema,cuyas componentes son precipitación,evaporación, escorrentía, u otras fases del ciclo,donde el agua es compartida y circula a travésde toda la cuenca, en forma y mecanismosdiversos. Las componentes pueden agruparse ensubsistemas del ciclo total, en función del mediodonde se desarrollan (atmósfera, superficie,subsuelo). El subsistema de agua atmosférico,contiene los procesos de precipitación,evaporación, intercepción y transpiración; elsubsistema de agua superficial, contiene losprocesos de escorrentía superficial y deafloramientos de agua subterráneas; elsubsistema de agua subterránea, contiene losprocesos de infiltración, percolación, flujosubsuperficial y subterráneo (FIG. II-2). Esteenfoque, facilita el estudio y simulación mediantemodelos, de parte o el ciclo completo. (VEN TECHOW et al, 1994).

Todo sistema hidrológico, de cualquiermagnitud, se encuentra separado de otrasunidades similares por una frontera, que es unasuperficie continua definida en tres direcciones,y encierra la estructura del sistema (FIG. II-3).Cuando se trata del subsistema de agua superfi-cial, la frontera es una línea, conocida comodivisoria de aguas, parte aguas, líneas de divorciode aguas, que separan indiscutiblemente eldestino de las aguas superficiales. De estamanera, se cumple la primera cualidadsistemática, límites definidos.

La estructura de un sistema hidrológicoes una superficie o volumen (para el flujo dehumedad atmosférica) en el espacio, rodeado deuna frontera, que acepta aguas y otras entradas,opera con ellas internamente y las produce comosalida. La estructura para los flujos superficialeses la totalidad de los caminos por la que circulael agua, hasta que abandona el sistema.

Básicamente, se encuentra compuestapor un territorio y red de drenaje. El primero, esdefinido, delimitado por una divisoria y formadopor las vertientes sobre el cual se asienta el tapizvegetal; se denomina vertiente, la superficiedelimitada por la divisoria de aguas y el valle;

FIG. II-1:Discrepancia entre

la divisoriatopográfica y

divisoria hídrica,debido a la

estructura geológicadel subsuelo.

En ámbitos montañosos las divisorias sedefinen perfectamente. En las planicies, es difícilestablecer límites fijos, ya que los mismosresponden más a las características energéticasdel escurrimiento superficial, que a la topografía.Por ejemplo, en la regiones chaqueña y pampeana(bajos submeridionales, cuenca río Salado, lagu-nas encadenadas, etc.), con un relieveprácticamente plano (pendiente menos de0.0001%), en la temporada de lluvias intensas,la pendiente de la lámina de agua es mayor quela del terreno; en consecuencia, se producenfenómenos de trasvasamientos de una cuenca aotra y la unidad hidrográfica pierde su identidad,constituyéndose en una porción de un sistemamayor, cuando en condiciones normales funcionacomo una unidad independiente de las vecinas.

Las reglas prácticas para el trazado de ladivisoria topográfica son (HERAS, 1976):

a - La línea divisoria corta ortogonalmente a lascurvas de nivel.

b - La divisoria corta a la curva de nivel por suparte cóncava.

c - En la divisoria se deben encontrar los puntosde mayor altitud del terreno.

d - Como comprobación, la línea divisoria nuncadebe cortar un cauce, excepto en el punto desalida a partir del cual se quiere obtener sudivisoria.

CARACTER SISTEMICO DE LAS UNIDADESHIDROGRAFICAS

Los rasgos físicos que definen la cuencay los procesos extremadamente complejos queen ella se verifican, pueden representarse enforma simplificada por medio del concepto desistema. Un sistema se define como: “...unaentidad integrada o conjunto holístico de

Divisoria topográfica (D.T.)Divisoria hídrica (D.H.)

D.T.D.H.

N i v e l f r eá t i c o


presenta cualidades propias que definen elpaisaje local. La red de avenamiento o drenajeestá formada por cauces, a través de los cualesdiscurren las aguas del escurrimientoconcentrado; su densidad, obedece a condicionestopográficas y geológicas. La vertiente y red dedrenaje se encuentran apoyadas sobre losestratos subyacentes del subsuelo, cuyacaracterísticas intrínsecas determinan lacapacidad de los estratos para la recepción,almacenamiento y liberación de las aguas delluvia infiltradas.

En toda cuenca, se producencontinuamente una serie de procesos, cuyoconjunto conforman las funciones del sistema.La función central y determinante de todo sistemahidrológico, es la regulación de las aguasprecipitadas sobre su superficie y su movimiento

FIG. II-2: Representación en diagrama de bloques del ciclo hidrológico sobre una cuenca (VEN TECHOW, 1994). Las líneas punteadas separan los subsistemas de agua atmosférica, superficial ysubsuperficial. El rectángulo indica un proceso determinado y el círculo pequeño establece lasconexiones entre dos o más procesos.

FIG. II-3: Representación esquemática de unsistema hidrológico.

Precipitación Evaporación

Intercepción

Transpiración

∑

+

+

++

∑

+

+

+

Escorrentíahacia ríosy océanos

Escorrentíasuperficial

Flujosubsuperficial

Flujosuperficial

Infiltración

Recarga de aguasubterránea

Flujo de aguasubterránea

Agua

subs

uper

ficia

lAg

uasu

perfi

cial

Agua

atm

osfé

rica

Superficie de la cuenca

Precipitación I (t)

Divisoria de

aguas

Frontera del

sistema

Caudal Q (t)


a través de los distinto medios que la integran(atmósfera, superficie y subsuelo), lo cual generainteracciones entre ellos.

Los sistemas hidrológicos son, de hecho,ecosistemas naturales, puesto que en suestructura y funciones participan e interactúancon los factores inorgánicos del paisaje y de laatmósfera, un conjunto de componentes de origenorgánico y comunidades biológicas queconforman la parte viviente del sistema.

Para simplificar la interpretación de lossistemas hidrológicos y facilitar su compresión,el conjunto de interacciones, pueden serenfocadas genéricamente bajo los principios deacción y reacción, de acuerdo al siguienteesquema. Acción, se refiere a cualquierintervención, modificación, alteración operturbación significativa ejercida sobre uno ovarios de los componentes estructurales ofuncionales del sistema, cuya presencia introduceun cambio en el conjunto. Reacción, cada acciónda lugar, genera o propicia una respuesta -mediata o inmediata- proporcional al cambiointroducido; es decir, una acción nueva reflejauna reacción, que puede ser tanto o más intensaque aquella que la provocó, la cual va a influir nosólo en el componente perturbadoexclusivamente, sino en todos aquellos otrosconectados a aquél, dado el carácter sistemáticode la cuenca.

INTERACCIONES EN EL SISTEMA CUENCA

Las interacciones entre los componentesestructurales y funcionales de un sistemahidrológico son generales, permanentes eindivisibles. En la FIG. II-4, se muestranesquemáticamente los vínculos entre todos ellos.Sin embargo, para mejor comprensión ysimplificación, se han elaborado bloques deinteracción entre componentes y procesos,tomando únicamente a aquellos que seencuentran íntimamente relacionados en unsistema ideal, y destacar su rol en el conjunto.

Lluvia-Cobertura-Suelo: La lluvia realiza suprimer contacto con la parte aérea o follaje de lacobertura vegetal; ésta recibe el impacto de lasgotas disipando su energía cinética, que de otramanera impactaría directamente en la superficie,produciendo la disgregación y transporte de loselementos terrosos del suelo. Por lo tanto, lacobertura interactúa con la lluvia para protegeral suelo de la erosión.

Cobertura-Suelo-Escurrimiento: la coberturavegetal retiene parte de las aguas, permitiendoque una proporción de tal volumen desciendasuavemente a la superficie del suelo, donde lamisma “esponjosidad” de los detritus vegetales,acumulados en superficie, pueden favorecer suretención temporal “in situ”, y propicia lainfiltración. Así mismo, en los terrenos inclinadosregula la velocidad del escurrimiento, e impide eldesarrollo de su poder de excavación y acarreo,y evita la formación de surcos erosivosincipientes. De hecho, es la cobertura lo que pro-tege al suelo de erosión, al regular la velocidaddel escurrimiento.

Escurrimiento-Suelo-Infiltración: cuando lasaguas alcanzan la superficie del suelo, tienen dosdestinos: escurrirse ladera abajo y/o infiltrarsehacia los estratos subyacentes del suelo. Lainteracción entre ellos consiste en que unafracción de la lluvia penetra en el suelo porinfiltración a través de los intersticios de losmateriales que conforman los estratossubyacentes a la superficie, y no toda el agua delluvia se encuentra disponible para elescurrimiento. Previo a su desplazamiento, elagua de escurrimiento forma una delgada lámina(detención superficial) y llena las depresiones delterreno (almacenamiento en depresiones), sitiosdonde también el agua se infiltra.

Infiltración-Subsuelo-Almacenamiento: elvolumen de agua infiltrado es condicionado porlas características físicas del subsuelo, ydeterminan que fracción queda retenida comohumedad de suelo y cual es la almacenada enlos acuíferos. El proceso de infiltración ocurresiempre, y para que se inicie el escurrimiento, lavelocidad de absorción de agua del estrato supe-rior del suelo debe ser menor que la velocidad deabastecimiento por parte de la lluvia. Durante ydespués de ella, el movimiento del agua infiltradacontinúa hacia las capas más profundas, hastaalcanzar el almacenamiento subterráneo oacuífero; también el agua de infiltración seredistribuye lateralmente.

Almacenamiento-Escurrimiento-Cobertura: enlos sistemas hidrológicas, existen tres formas deretención de aguas: una proporción que quedatemporalmente suspendida en el follaje, la cuales efímera, al mantenerse sólo durante pocashoras después de cada aguacero; otra, quehumedece las capas superficiales del suelo,moviéndose lentamente en forma vertical y lat-eral; y la parte que perdura durante semanas,meses o años posteriores a la estación lluviosa.


FIG. II-4: Interacciones entre componentes estructurales y procesos en un sistema hidrológico (segúnFERRER VELIZ, 1985). Los rectángulos en línea punteada indican procesos, los rectángulos en líneacontinua, componentes estructurales, las líneas gruesas interacciones básicas y las líneas finasinteracciones subordinadas.

Esta última, es la que por causa del movimientovertical del agua de infiltración quedaalmacenada en los acuíferos para abastecer alos manantiales y ríos cuando sobreviene laestación seca, así como también a la vegetaciónde cobertura, directamente o por acenso capilar.El agua en los acuíferos se mueven muylentamente, es por ello, que durante la estaciónseca, constituyen prácticamente la única fuentede agua disponible en el sistema, para luegovolver a rellenarse al llegar una nueva estaciónde lluvia.

Cobertura-Evaporación-Suelo: la vegetaciónjuega un papel múltiple al proteger al suelo, alregular el escurrimiento y propiciar la infiltración.Además de ello, la cobertura es el componentebiológico del ecosistema “cuenca”, al constituirel elemento “productor” por excelencia, capaz degenerar materia viva por síntesis de materialesinertes. Esta función implica un consumo deagua, por absorción del agua presente en el suelo,que son empleados en su proceso metabólico yque luego liberan parcialmente a la atmósfera enforma de transpiración. El área foliar de una

PRECIPITACION

EVAPORACION

ACU

IFERO

S

INFI

LTRA

CION

SUB-SUELOESCURRIMIENTO

SUELOS

COBERTURAIN

TER

CEP

CIO

N


masa vegetal puede representar varias veces laextensión del territorio que ocupa, lo cual, envirtud a que cada hoja transpira cierta cantidadpor unidad de tiempo, las pérdidas de humedadpor esta causa pueden ser cuantiosas. Por otraparte, la radiación solar calienta el aguaalmacenada en las plantas, superficie o subsueloy por evaporación las transforma en vapor, queascienden a la atmósfera. Luego, en todo elsistema hidrológico, existe una permanenteinteracción entre la cobertura, el suelo y laspérdidas de humedad por evaporación ytranspiración.

Lluvia-Escurrimiento-Infiltración: las lluviasconstituyen el factor determinante en los sistemas

hidrológicos; sin precipitación no hay sistema.Más aún, la lluvia, junto con otros factores -climay suelo- caracterizan al sistema: de tipo pluvial,pluvionival o glacial. El período de lluvias encualquier región es gradual. Las lluviasprecipitadas sobre una cuenca se reparten enproporciones variables entre escurrimiento,infiltración y evaporación. Tal proporción, varíaen función del contenido de humedad delsubsuelo; si este se encuentra saturado, en sumayor parte el agua de lluvia se incorpora alescurrimiento, lo cual se refleja en las crecidasde los ríos durante el período lluvioso. Laevaporación se mantiene dentro de ciertosrangos gobernados por la radiación solar y losmovimientos de las masas de aire.

III/1Morfología, Geología y Vegetación de la Cuenca

CAPITULO III

MORFOLOGIA, GEOLOGIA Y VEGETACION DE LA CUENCA

CARACTERISTICAS TOPOGRAFICAS

Generalidades

Numerosas pueden ser las característicasdel relieve que identifican a la cuenca. Estasdeben ser visualizadas en el contexto de suinfluencia en los procesos de drenaje (cantidad yvelocidad del agua de escurrimiento), y lasmúltiples relaciones que entre ellas se establecen.Como consecuencia del drenaje, extrae y arrastramateriales de la superficie y los deposita en otrositio modelando la misma.

Pese a la interrelación existentes entre lascaracterísticas topográficas de una cuenca, esconveniente tratar cada una de ellas en formaseparada (GREGORY y WALLING, 1973).ElCUADRO III-1; muestra los aspectos mássobresalientes del relieve señalados por algunosautores. En A y B, se identifican índices paracaracterizar la cuenca, desde un punto de vistamorfológico; G, describe el cauce y su valle; C yE, son índices de base para la interpretación delos procesos de drenaje; D y F, índices de basepara el estudio del drenaje y forma de la cuenca.

Los índices señalados en el cuadro, sonde carácter cuantitativo, para facilitar lacomprensión de las interrelaciones entre losrasgos distintivos de la estructura cuenca, y losprocesos que en ella ocurren. Se debe evitar elempleo de un solo índice, cualquiera sea, porquetiende a simplificar demasiado la complejarealidad de la cuenca.

Forma de la cuenca

La forma de la cuenca hidrográfica afecta

los hidrogramas de escorrentía y las tasas de flujomáximo. La mayoría de las cuencas tienden atener forma de pera; sin embargo, los controlesgeológicos estructurales y tipos de rocas,conducen a numerosas desviaciones de estaforma. En la FIG. III-1, se puede apreciar lainfluencia sobre el hidrograma de tres formastípicas de cuencas de superficie equivalente (DEWIEST, 1965; cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Se han hecho numerosos esfuerzos paraestablecer por medio de un solo valor numérico,la forma de la cuenca. En el CUADRO III-2 sepueden observar los distintos métodos para talfin.

Parámetros del relieve de una cuenca

La topografía o relieve de una cuencapuede tener más influencia sobre la respuestahidrológica que la forma de la misma. En la FIG.III-2, se muestra el efecto que el relieve posee

FIG. III-1: Influencia de la forma de la cuencasobre el hidrograma de salida (DE WIEST, 1965;cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Q Q Q

t t t

III/2 Morfología, Geología y Vegetación de la Cuenca

sobre la forma del hidrograma para las doscuencas hipotéticas de igual forma y superficiepero de perfil longitudinal diferente (SCHUMM,1954 cit. GREGORY Y WALLINS, 1973).Numerosos autores han desarrollado distintosíndices para describir el relieve de una cuenca,como se observa en el CUADRO III-3.

Aspectos lineares del sistema de canales

La red de drenaje formada a partir de laramificación del cauce principal, constituye lacomponente dinámica de la cuenca. A través deella, discurren las aguas del escurrimientosuperficial en forma concentrada; determina lavelocidad de evacuación de los excesos de agua yla actividad erosiva. La mayor o menorramificación de la red, obedece a las condicioneslocales de topografía, geología y cobertura vegetal,donde el mismo escurrimiento ha excavado suspropios caucesa lo largo del tiempo.

Una forma de jerarquizar u obtener una

CUADRO III-1Percepción de las características topográficas de cuenca

__________________________________________________________________________________________________________

A - Horton (1932) D - Strahler (1964)Factor de forma. Aspectos lineales del sistema de canalesCompacidad. Aspecto areal de la cuenca, gradiente, etc.Elevación media. Aspecto general de la cuenca y red cauces.Pendiente general.Pendiente media. E - Gray (1965)Densidad de drenaje. Area de drenaje, tamaño y forma.Número de cursos. Densidad y distribución de los cursos de agua.Pendiente media del curso. Pendiente del flujo.Dirección y longitud del Tamaño, longitud, pendiente y condición de canalesescurrimiento superficial. Almacenamientos y encharcamiento superficial.

B - Langbein (1947) F - Chorley (1967)Area. Aspectos lineales de la cuenca.Densidad de canales. Aspectos de relieve, superficial y pendientes.Distribución área-distancia. Aspectos areales.Longitud de cuenca.Pendiente del terreno. G - Wolman (1967)Pendiente del canal. Area de la cuenca.Distribución área-altitud. Tamaño del canal.Area del cuerpo de agua. Pendiente del canal.

Caídas, saltos y rápidos.C - Johnstone and Cross (1949) Rugosidad del canal.Area. Patrón de drenaje.Pendiente de escurrimiento. Forma del valle y dimensiones.Pendiente del canal. Forma de la sección transversal.Tamaño del canal. ————————————————————————————Condición del canal. FUENTE: Drainage basins. Form, processes andPatrón de corriente. geomorphological approach. GREGORY, K.J. andPatrón de densidad. P.E. WALLING, 1973.

CUADRO III-2Algunos métodos para expresar

la forma de la cuenca______________________________________________

método autor

______________________________________________

Factor de Forma (F) F = A/L Horton (1932)

Circularidad (C) C = A/Ac Miller (1953)

Elongación (E) E = Dc/L Schumm (1956)

Lemniscata (K) K = L/4A Chorley, Malm yPogorzelski (1957)

______________________________________________

Donde: A, área de la cuenca; L, longitud máximade la cuenca medida desde el punto de salida allímite de la cuenca, cerca de la cabecera del caucemás largo en linea recta; Ac, área del círculo conigual perímetro de la cuenca; Dc, diámetro delcírculo con área equivalente a la cuenca.______________________________________________FUENTE: Drainage basins. Form, processes and geo-morphological approach. GREGORY, K.J. and P.E.WALLING, 1973.


FIG. III-2: Influencia del relieve sobre elhidrograma de salida, para dos cuencas de formay superficie equivalente y perfil longitudinaldiferente (SCHUMM, 1954; cit. GREGORY yWALLING, 1973).

medida de la ramificación del cauce principal esa partir del establecimiento del número de ordende un cauce. Para ello existen varios criterios,como muestra la FIG. III-3, aunque el de mayoruso es el de Stralher (LINSLEY et al, 1977).

El número de orden es extremadamentesensible a la escala del mapa utilizado. Un estudiocuidadoso de fotografías aéreas muestra laexistencia de un buen número de cauces de ordeninferior (en general, cárcavas, zanjas, y otroscanales menores), muy superior a los queaparecen en un mapa estandar. En la FIG. III-4,se compara la red de drenaje en un mapa a escala1:15 840 de Nueva Zelanda y el obtenido a partirde fotografías aéreas (SELBY, 1963; cit.GREGORY y WALLING, 1973), donde se observandiferencias notables.

CUADRO III-3Algunos métodos disponibles para expresar las características

de la pendiente y el relieve de una cuenca________________________________________________________________________________________________

método autor________________________________________________________________________________________________

Pendiente media. Horton (1932)

Potencia del relieve (H), diferencia entre el punto másalto y más bajo de la cuenca Strahler (1952)H medida sobre la línea paralela al cauce principal (L) Schumm (1956)

H medida a lo largo del diámetro de la cuenca (D) Maxwell (1960)

Factor de relieve (Rh) Rh = H/L Schumm (1956)

Relieve relativo (Rhp) Rhp = H/P Melton (1957)

alternativa: Rhp = H/D Maxwell (1960)

Número de rugosidad (HDd), producto entre H y ladensidad de drenaje (Dd) Stralher (1958)Número geométrico: cociente ente el numero derugosidad y pendiente cuenca Stralher (1958)Pendiente del canal en grados o porciento Horton (1932)

Pendiente lateral del valle: máxima pendiente lateral delvalle, obtenida de 50 a 100 medidas en cada cuenca Stralher (1950)________________________________________________________________________________________________

FUENTE: Drainage basins. Form, processes and geomorphological approach. GREGORY, K.J. andP.E. WALLING, 1973.

a

ba

perfil longitudinal

b

ab

Q

t

Q

t


FIG. III-3: Distintos criterios de jerarquización de los cauces que componen la red de drenaje.

Los mapas estandar presentan inclusodiferencias en la propia delineación de los ríos.Cuando se van a utilizar parámetros de la redcon propósitos comparativos, es necesariodefinirlo cuidadosamente, emplear mapas a lamisma escala y en lo posible confeccionados apartir de la misma fuente. En estos, siempre esconveniente realizar ajustes de los estimativosiniciales, mediante comprobaciones de terrenopara los tributarios pequeños.

Horton (VEN TE CHOW, 1964), introdujoel concepto de la relación de bifurcación (Rb) paradefinir la relación entre el número de los ríos decualquier orden de magnitud y el número decauces del orden siguiente, estableciendo unarelación funcional entre el orden de cauce y Rb.Las relaciones de bifurcación dentro de una

cuenca tienden a ser de la misma magnitud;generalmente, se encuentran valores entre 2.0 y4.0 y un valor promedio de 3.5. En la FIG. III-5,se muestran tres cuencas hipotéticas, conrelación de bifurcación extrema a moderada y suinfluencia en los hidrogramas de salidacorrespondientes, donde es posible observar lainfluencia de este parámetro. Las observación dela red de drenaje y su relación con el número decauce, llevó a Horton a formular las siguientesleyes. La ley de número de orden de los ríos es:

Nu = Rbk-u

Donde: Nu, número de cauces de orden u; Rb,relación de bifurcación; k, número de orden delcauce principal. En forma similar, Horton sugirióla ley de longitudes medias de los cauces.

1

4

21

1

1

2

3

1

A B

R.E. Horton A.N. Strahler

A.E. ScheideggerR.L. Shreve

DC

111

2

4

33

2

2 21

1

11

1

1

1

1 1

2

2

4

42

2

8

2

2

10

18

20

8

42

24

22

1

1

2

1

1

2

4

51

1 10

9

4

2

2

1

1

11


FIG. III-4: Definición de la red de drenaje, en un mapa estandar de una cuenca de Nueva Zelanda aescala 1:15840 (A) comparada con la obtenida de fotografías aéreas para la misma cuenca y escala(B) (SELBY, 1963; cit. GREGORY y WALLING, 1973).

Lu = L1 RLu-1

Donde: Lu, longitud media de los cauces de ordenu; L1, longitud media de los cauce de orden 1,calculada como el cociente entre la sumatoria detodos los cauce del mismo orden y el numero decauce de dicho orden; RL, relación de longitudescalculada de manera similar a Ru, como elcociente entre las longitudes medias de los caucesde orden u y de orden u+1. Una ecuaciónequivalente puede aplicarse también al área me-dia de las cuencas de orden u, estableciéndosela ley de áreas:

Au = A1 RAu-1

Donde: Au, área media de los cauces de orden u;A1, área media de los cauces de orden uno; RA,relación de áreas, calculada de manera similaral anterior.

Las leyes de Horton, indican unaprogresión geométrica de número, longitud yárea. Gráficamente, estas relaciones sugieren unarelación lineal entre el número de orden y loslogaritmos del número de cauces, la longitud oel área. Estas relaciones han sido confirmadaspara un amplio rango de condiciones y lasecuaciones pueden ser utilizadas para estimar

los valores de número de cauces, longitud mediay área de drenaje media para los tributariospequeños midiendo solamente los valorescorrespondientes a los cauces de los dos órdenes

FIG. III-5: Cuencas hipotéticas con Relación deBifurcación (Rb) extrema a moderada con susrespectivos hidrogramas de salida.

1 km

MAPA

A

FOTOGRAFIA AEREA

B

A

C

t

Q/A

A B C

Rb = 2.25Rb = 4

Rb = 17


superiores consecutivos. Las FIGS. III-6, III-7 yIII-8 muestran las leyes de Horton aplicadas a lacuenca del torrente Divisadero Largo (Mendoza)(VICH, 1984).

Densidad de Drenaje

La densidad de drenaje (Dd), ha sidoreconocida como una característica fundamental;refleja la presencia de controles topográficos,litológicos y de vegetación sobre la red de drenajede la cuenca. La longitud total de los caucesdentro de la cuenca dividida por el área total dedrenaje, define la densidad de drenaje o longitudde canales por unidad de área. Una densidad altaindica una cuenca muy bien drenada que deberíaresponder relativamente rápido al influjo de laprecipitación; una cuenca con baja densidad

FIG. III-6: Ley de Horton de número de caucespara el torrente Divisadero Largo (Mendoza,Argentina).

FIG. III-7: Ley de Horton de longitud media decauces para el torrente Divisadero Largo(Mendoza, Argentina).

refleja un área pobremente drenada conrespuesta hidrológica lenta.

Smith (1950) y Stralher (1957) (cit. GRE-GORY y WALLING, 1973), establecieron unaclasificación de la densidad de drenaje como:gruesa, Dd < 5.0 km.km-2; media, 5.0 < Dd <13.7 km.km-2; y fina Dd > 13.7 km.km-2. Losvalores de densidad gruesa son frecuentes enáreas de terrenos permeables y baja intensidadde lluvia; los valores medios son propios de zonashúmedas; y fino en regiones con suelos muyerodables, poco permeables y alta intensidad delluvias (FIG. III-9).

La mejor comprensión de la importanciade este índice, se logra estableciendo relacionescon otros factores hidrológicos. En la FIG. III-10, se observa la marcada correlación existenteentre la densidad de drenaje y el caudal anualmedio; conforme aumenta la primera, el caudalmedio se incrementa según estudios realizados

200

100

50

10

5

11 2 3 4 5

Nu

(n°)

orden (u)

log Nu = 2,85408 - 0,59869 u

RA= 3,97

u

12345

Nu

199491021

log Nu

2,298851,690201,000000,301030,00000

Nivel de sign.

(Prueba F)

5% ≤ ∞ ≤ 10%

r2=0,981

10000

5000

1000

500

1001 2 3 4 5

orden (u)

L u (

m)

Nivel de sign.

(Prueba F)

5% ≤ ∞ ≤ 10%

r2=0,951

log

Lu =

-1,6

5898

+ 0

,387

97 u

RL= 2,44

u

12345

∑Lu

143239569

1.0905.830

log ∑Lu

2,155342,378402,655113,037433,76567


FIG. III-8: Ley de Horton de áreas para el torrenteDivisadero Largo (Mendoza, Argentina).

en cuencas de Wisconsin (EE.UU.), NE de EE.UU.y Gales (Gran Bretaña) (OSBORN, 1979;CARLSTON, 1963, 1966; HOWE et al, 1966,respectivamente; cit. GREGORY y WALLING,1973).

La densidad de drenaje es un índice muysensible a la escala del mapa. En el siguienteejemplo, se muestran cuatro redes de drenaje deuna pequeña cuenca en Inglaterra (FIG. III-11).En A, se muestra un mapa a escala 1:25 000donde Dd = 2.43; B, es la misma escala, pero setrata de un mapa provisorio y Dd = 1,32; C es unmapa a escala 1:63 360 y Dd = 1,09; y D es unmapa a escala 1:25 000 y Dd = 0.82 (GREGORY

y WALLING, 1973). Del ejemplo, se deduce la grandisparidad en los valores de Dd debido a lainfluencia de la escala sobre el índice; por lo tanto,a los efectos de comparar cuencas, estas debentener no solo la misma escala, sino que ademásdeben ser de calidad similar.

Existen otros parámetros de la red, no tanusados como el anterior, pero que convieneemplear. Uno de ellos, la frecuencia de canalesde un determinado orden refleja en algunamedida, la actividad erosiva que se verifica enlas cuencas; la frecuencia de canales y densidadde drenaje no son equivalentes, en la FIG. III-12, se muestran cuencas de igual densidad dedrenaje y distinta frecuencia (VEN TE CHOW,1964). Otros dan una idea del grado desinuosidad de los cauces y de la línea divisoriade aguas. En el CUADRO III-4 se muestranalgunos índices que caracterizan cuantitati-vamente a la red de drenaje.

Geometría hidráulica

La geometría hidráulica describe elcarácter de los cauces de una cuenca, en relacióncon las variaciones de la profundidad media,ancho y velocidad en una sección transversal enparticular y entre secciones transversalesdiferentes. Estas relaciones son aplicables acanales aluviales, donde la sección transversalse adapta fácilmente a los cambios de flujo; sonmenos aceptables en los casos donde los estratosrocosos controlan las características de la seccióndel cauce. Las ecuaciones básicas en la geometríahidráulica son (LEOPOLD et al, 1964):

W = a Qb

D = c Qf

V = k Qm

Donde: Q, caudal; W, ancho del canal; D,profundidad media; V, velocidad media; a, b, c,f, k y m, son coeficientes numéricos.

Dado que el caudal es igual al productodel área de la sección transversal (A = W D) y lavelocidad (Q = W D V), es obvio que el productode los parámetros a, c y k debe ser igual a launidad, y la suma de los parámetros b, f y mtambién debe ser uno. Las determinacionesrealizadas para un buen número de ríos indicanun marcado ajuste regional en los valores de losexponentes, y la correspondencia entre regionesdiferentes es lo suficientemente exacta parasugerir la universalidad de los valores (LINSLEY

400

100

50

10

5

11 2 3 4 5

Au

(ha)

Nivel de sign.

(Prueba F)

2,5% ≤ ∞ ≤ 5%

r2=0,994

RA= 4,55

u

12345

Au

1,174,01

29,3486,86

491,05

log Au

0,068180,603141,467431,938822,69112

log

Au =

-0,6

2073

+ 0

,658

16 u

orden (u)


CUADRO III-4Parámetros de la red de drenaje

_____________________________________________________________________________________

método autor_____________________________________________________________________________________

Densidad de drenaje (Dd) Dd = Lc/A Horton (1932)

Frecuencia de canales (Fc) Fc = Nº/A Horton (1945)

Constante de mantenimiento del canal (C) C = 1/Dd Schumm (1956)

Long. med. escurrimiento superficial (Lg). Lg = 0.5*(1/Dd) Horton (1945)_____________________________________________________________________________________

Donde: Lc, longitud total de los cauces de una cuenca; A, área de la cuenca; Nº, númerototal de cauces de distintos ordenes en una cuenca._____________________________________________________________________________________

FUENTE: Drainage basins. Form, processes and geomorphological approach. GRE-GORY, K.J. and P.E. WALLING, 1973.

CUADRO III-5Valores medios de los exponentes de las ecuaciones de

geometría hidráulica para distintas cuencas_____________________________________________________________________________________

río b f m_____________________________________________________________________________________

Roanoke (Stall y Yang, 1970) 0.12 0.47 0.41

Susquehanna (Stall y Yang, 1970) 0.28 0.49 0.23

Sangamon (Stall y Yang, 1970) 0.23 0.37 0.40

Promedio de los estados del Oeste deEE.UU. (Leopold y Maddock, 1953) 0.26 0.40 0.34

Ríos efímeros en los estados semiáridosde EE.UU. (Leopold, Wolman y Miller, 1964) 0.29 0.36 0.34

Promedio de 158 estaciones en losEE.UU. (Leopold, Wolman y Miller, 1964) 0,12 0,45 0,43

14 ríos de montaña (Stall y Yang, 1970) 0.11 0.48 0.42_____________________________________________________________________________________

FUENTE: Drainage basins. Form, processes and geomorphological approach. GREGORY,K.J. and P.E. WALLING, 1973. Hidrología para ingenieros. LINSLEY, R.K.; M KOLHERand J. PAULUS, 1977.

relaciones cuantitativas de la geometríahidráulica más precisas, y para comprender susmecanismos, que en parte, se relacionan con eltransporte de sedimentos del río. A pesar de lasdeficiencias, es posible deducir y utilizar unarelación aceptable para la mayoría de los cauces.

et al, 1977).

El CUADRO III-5 presenta valores mediosde los exponentes b, f y m determinados porestudiosos del tema. Aun se requiere un mayornúmero de investigaciones para poder establecer


FIG. III-9: Clasificación de la densidad de drenaje(Dd).

FIG. III-10: Relación directa entre la densidadde drenaje (Dd) y el caudal anual medio, paracuencas de Wisconsin (EEUU), Gales (GranBretaña) y la región noreste de EEUU, (segúnvarios autores, cit. GREGORY y WALLING, 1973).

La geometría hidráulica adquiere relevancia enel análisis del tránsito de avenidas en un cauce.

Trazado de los cauces naturales

De acuerdo con el trazado, los caucesnaturales pueden clasificarse en rectos, trenzadoso con meandros. Un canal con meandros fluyeformando lazos u ondulaciones más o menosregulares, se aparta de su dirección deescurrimiento sin motivo aparente, para volver aella, después de describir una pronunciada curva;no debe confundirse con las sinuosidades, queel río en estiaje describe en el lecho (DERRUAU,1970).

La longitud media de los canales conmeandros parece ser aproximadamente igual a1,5 veces la longitud del valle; esta medida recibeel nombre de sinuosidad del canal. La longitudde onda de los meandros varía entre 7 y 11 vecesel ancho del cauce, y el radio de curvatura de losmismos varía generalmente entre 2 y 3 veces elancho del canal. La amplitud de las curvas, o el

ancho del cinturón de meandros, varíaconsiderablemente y parece que está controladaprincipalmente por el material de las márgenesde los ríos; generalmente varía entre 10 y 20 vecesel ancho del cauce (LEOPOLD et. al., 1964).

Un cauce trenzado consiste en una seriede canales interconectados (brazos), separadospor islas. Los canales trenzados tienden a ser muyanchos y relativamente poco profundos, conmaterial grueso en el fondo. Aún cuando loscanales de trazado recto no son frecuentes en lanaturaleza, muchos carecen de la sinuosidadsuficiente para ser llamados meándricos. Engeneral, se define un canal de alineamiento rectocomo aquel cuya sinuosidad es inferior a 1.25.

Los canales trenzados, se encuentrangeneralmente en sitios donde las márgenes sonfácilmente erosionables (materiales arenosos conpoco recubrimiento vegetal). El material de fondoen dichos canales es relativamente grueso y biengradado. La longitud total de las ramas en un

gruesa

Dd < 5.0 km . km-2

media

5.0 < Dd < 13.7 km . km-2

fina

Dd > 13.7 km . km-2

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

1

2

3

4

5

6

1 2 3 4 5 10

km . km2

Cau

dal A

nual

Med

io

NO

RE

STE

DE

EE

.UU

.

GA

LES

WIS

CO

NS

IN

m3.s-1


FIG. III-11: Influencia de la escala y calidad delmapa en la definición de la red de drenaje enuna pequeña cuenca de Gran Bretaña (GREGORYy WALLING, 1973).

tramo de cauce trenzado puede ser entre 1.5 y 2veces la de un cauce sin divisiones, y laprofundidad del flujo es, por lo tanto, menor. Deesta manera, el trenzado es una forma de disiparenergía cuando la pendiente del río se hace másfuerte, evitando así aumentos de velocidad quepodrían producir erosión.

FIG. III-12: Relación entre la densidad de drenaje y frecuencia de canales en cuatro cuencashipotéticas. A y B tienen la misma densidad de drenaje y diferente frecuencia; C y D tienen la mismafrecuencia y diferente densidad de drenaje.

Un canal con meandros puede ser entre1.5 y 2 veces más largo que un canal dealineamiento recto; su pendiente es menor, perolas pérdidas de carga son mayores tanto por lalongitud extra del cauce como por la presenciade curvas. Sin estas pérdidas, las velocidadesserían mayores y tratarían de profundizar elcanal; los meandros constituyen una forma dedisipación de energía. Muchos canales estánimposibilitados para profundizar su cauce dadoque descargan en una masa de agua de elevaciónfija (nivel base). Por ello, es necesario que existaalgún mecanismo adicional para disipar laenergía disponible.

El trenzado como los meandros,constituyen mecanismos naturales de disipaciónde energía (LINSLEY et.al., 1977). El trenzadoocurrirá generalmente cuando el material dellecho sea grueso y bien gradado y cuando losmárgenes sean fácilmente erosionables. Losmeandros pueden ocurrir en pendientes suavesdonde el material es más fino y las márgenes algomás cohesivas.

En cualquiera de los casos, el caucesinuoso representa una forma de equilibriorelativo, en cuanto a que su pendiente semantendrá, pero sin que esto implique que no seproduzcan otros cambios en el canal. En el ca-nal trenzado siempre hay desviaciones eintercambios entre brazos individuales, mientrasque en los meandros hay patrones sucesivos deerosión en el lado cóncavo de las curvas ydeposición en el lado convexo.

Cualquier intento del hombre por cambiarel patrón natural de un cauce debe hacerse con

1 km

Mapa Definitivo

1:25.000 Dd: 2.43

Mapa Provisorio

1:25.000 Dd: 1.32

A B

C D

1:63.360 Dd: 1.09 1:250.000 Dd: 0.82

Mapa Definitivo Mapa Definitivo

A B C D


que puede almacenar un depósito. La porosidadde los materiales no consolidados varía entre 25a 65 %; en tanto que los consolidados nopresentan grandes variaciones y se encuentranentre el 5 y 25 porciento.

Permeabilidad, es una medida de lacapacidad que el material presenta de transmitiragua y varía con el tamaño, forma y disposiciónde las partículas; prácticamente, esindependiente del volumen de poros presentes.En el CUADRO III-6, se muestran algunos rangosde porosidad y permeabilidad para distintos tiposde materiales.

planeamiento cuidadoso y generalmentediseñando revestimientos para evitar la erosiónen el lado cóncavo de las curvas y el subsiguienteregreso del cauce al patrón original de flujo.Programar la rectificación o canalización de uncauce empleando tramos rectos no esaconsejable, pues el flujo en el período de estiajereiniciará sus divagaciones entre las márgenesartificiales, erosionándolas y debilitándolas enpuntos totalmente imprevistos. Es aconsejablebuscar un trazado ligeramente sinusoidal. Porotra parte, al reducir la longitud del cauce, seacelera la velocidad de la corriente, lo que sueleconllevar un aumento en su poder erosivo,profundización del lecho, y a veces un descensodel nivel freático (FERTTONANI, 1973).

FACTOR GEOLOGICO

Una completa descripción de lascaracterísticas de la cuenca debe incluirreferencias de las rocas y sedimentos sobre lacual se asienta. Las rocas del subsuelodeterminan la naturaleza y extensión de losacuíferos; el material de superficie, condicionael escurrimiento, la susceptibilidad a la erosióny transporte de los materiales disgregados.

Más relevante desde el punto de vistahidrológico, que la diferenciación de los distintostipos de rocas (sedimentarias, ígneas ometamórficas), es la distinción entre materialesno consolidados y consolidados (LIMA, 1980). Losprimeros, no presentan material de cementaciónen sus poros y usualmente corresponden a losdepósitos recientes; en tanto, que los segundosse encuentran cimentados y poseen menorcantidad de poros o huecos. La naturalezalitológica de la rocas condicionan la circulaciónde las aguas, al actuar sobre la infiltración. Enefecto, el coeficiente de escorrentía, que se definecomo el cociente entre el escurrimiento y laprecipitación para un período dado, es funciónde la cantidad de agua infiltrada; porconsiguiente, varía según sea la litología delterreno. Posee un valor elevado cuando afloranrocas consolidadas o parcialmente cubiertas porsedimentos (CASTANY, 1971).

Las particularidades de los materialespueden ser evaluadas a partir de algunosparámetros físicos entre los que se destacan:porosidad y permeabilidad. Porosidad, se definecomo el cociente entre el volumen de poros y elvolumen total del material; por lo tanto,constituye un indicador de la cantidad de agua

CUADRO III-6Valores medios de porosidad ypermeabilidad de algunas rocas

_______________________________________________

roca porosidad permeabilidad[%] [m.día-1]

_______________________________________________

no consolidados:arcilla 45 - 60 10-6 - 10-4

limo 20 - 50 10-3 - 10arena 30 - 40 10 - 104

grava 25 - 40 102 - 106

consolidados:esquistos 5 - 15 10-7 - 10arenisca 5 - 20 10-2 - 102

limolita 1 - 10 10-2 - 10conglomerado 5 - 25 10-4 - 1granito 10-5 - 10 10-7 - 10-3

basalto 10-4 - 50 10-5 - 10-2

gneiss 10-4 - 1 10-9 - 10-6

toba 10 - 80 10-6 - 10-2

______________________________________________

FUENTE: Drainage basins. Form, processes andgeomorphological approach. GREGORY, K.J. andP.E. WALLING, 1973.

Una cuenca presenta más de un tipo deroca; por ello es siempre útil indicar lasproporciones de cada tipo. Los materialesconsolidados presentan grandes variacionesrespecto a la capacidad de proporcionar unabastecimiento continuo de agua al curso. Lasrocas sedimentarias son más favorables a lapermanencia de un escurrimiento subterráneo(cuando, alcanza la salida de la cuenca, a travésdel cauce, se denomina flujo base) en temporadassecas; inclusive, rocas ígneas intemperizadas y


fracturadas pueden producir flujos duranteperíodos secos. Por otra parte, la geología desuperficie, ejerce una gran influencia sobre elpatrón de drenaje y cuerpos de agua.

La presencia de corrientes anchasdivagantes, con islas a lo largo del recorrido, ycon afluentes permanentes de característicasanálogas y caudal variable, indican en la mayoríade los casos, llanuras sedimentarias con terrenopoco permeable (por ej. arcillo-limoso). Por elcontrario, si el terreno fuera muy permeable (porej. arenoso), y la región seca, el río principal norecibe afluentes y en el caso de haberlas estándistanciadas, no existiendo cursos permanentesde corto recorrido (río Nilo, Egipto).

Cuando se encuentran estratos plegados,generalmente la red de drenaje, presenta unpatrón paralelo. En estos casos, los afluentes deuna margen son más largos que en la otra; losmás cortos, corren por la ladera abrupta de loscabezales de los estratos y los más largos, por lapendiente suave del techo del estrato (FIG. III-13).

Cuando el patrón de drenaje es radial, enla mayoría de los casos se corresponde con undomo o vasija. En el primer caso, la red adoptaun patrón rectangular y en el segundo, unodentrítico, ya que en el primero, los ríos corrensobre rocas más antiguas y en el segundo, sobrerocas más modernas. En ambos casos, los límites

FIG. III-14:Patrón dedrenaje radialen un domo.Sobre las rocasmas antiguas(centro) eldrenaje esrectangular, yen losmaterialesmodernos(periferia) la redes dendrítica.

FIG. III-13: Patrón de drenaje paralelo sobreestratos plegados. Los afluentes de una margenson mas largo que en la otra; los mas cortos sedesarrollan en una ladera abrupta (cabezales deestratos) y los mas largos corren por pendientessuaves (techo de los estratos).

del terreno son concéntricos; en los domos, lasrocas antiguas al centro, e invirtiéndose en lasvasijas (FIG. III-14 y FIG. III-15) (POPOLIZIO,1970).

La forma como se disponen los cauces enla cuenca, está íntimamente asociado al tipo desuelo. El patrón dendrítico u arborecente, de altadensidad de drenaje, uniforme, con gran númerode cursos de poca extensión y confluencias en

límite de terrenos

límite de terrenos


FIG. III-15:Patrón dedrenaje radialen una vasija.Sobre losdepósitossedimentariosmodernos(centro), eldrenaje esdendrítico y enla periferia(afloramientosde rocasantiguas) elpatrón dedrenaje esrectangular.

ángulos agudos, reflejan la falta de controlestructural de la roca subyacente; es propio, desuelos bien desarrollados (por ej. podsoles). Si lared presenta variaciones en la densidad y lostributarios confluyen en ángulos menos agudos,indica la presencia de suelos de escaso desarrolloy poco profundos (por ej. litosoles). Cuando elparalelismo en la red es marcado, se debe a laexistencia de rocas magmáticas (principalmenteeruptivas basálticas); también, puede indicar lapresencia de sedimentos estratificadosinclinados. Si el paralelismo en la red no es tanevidente, refleja el diaclasamiento en profundidadde rocas eruptivas básicas (MARCONI PFEIFER,1991).

Cuando se presentan esteros y lagunasalineados en una dirección, es indicio de un cauceabandonado subyacente bajo sedimentosmodernos. Es un hecho muy común en el país,en especial en la zona del litoral. El proceso fueoriginado por cauces seniles con embancamientosde las aguas y posterior rellenamiento del valleque dejó como testigo esteros y lagunasdispuestos en la dirección de las antiguascorrientes (POPOLIZIO, 1970).

Con relación a los suelos, usualmente sulevantamiento se realiza en términos de lasproporciones de los tipos existentes en la cuenca,basados en su aptitud para las actividadesagrícolas, que no siempre son relevantes para lainterpretación de las propiedades hidrológicas delos suelos.

Las propiedades del suelo másimportantes a tener en cuenta son: textura(tamaño de partículas), estructura (arreglo ydisposición de las partículas), contenido demateria orgánica, porosidad y característicashidráulicas. La escorrentía disminuye en lossuelos arenosos y aumenta en los sueloscompactos; el coeficiente de escorrentía en suelosarcillo-arenosos o arcillo-limosos es de 25 a 30%,y de 10 a 15% en suelos arenosos.

El Servicio de Conservación de Suelos delos EE.UU. (SCS), ha sugerido un método declasificación hidrológica de suelos, de amplio usoen la actualidad. De acuerdo con las tasas deinfiltración o la capacidad de almacenamiento deagua en el perfil, los suelos se clasifican en 4grupos principales: A, con potencial deescurrimiento mínimo; B, medio; C, alto; y D,máximo. El uso (cultivos, pastizales, bosques,etc.) y las prácticas culturales (terrazas, cultivosa nivel, labranza mínima, etc.) del suelo,aumentan la retención del agua y disminuyen laproducción de escorrentía. Debido a lasdificultades para determinar exactamente lascondiciones del suelo, el SCS las ha reducido a 3casos: condición I, suelos secos; condición II,contenido de humedad normal; condición III,cuando precedentemente ha llovido y el suelo seencuentra con muy baja capacidad de infiltración.En síntesis, los materiales que conforman el sueloy subsuelo, determinan las condiciones delescurrimiento superficial y subterráneo.(FERNANDEZ et al, 1978).

límite de terrenos


LA CUBIERTA VEGETAL

La cobertura vegetal juega un rol funda-mental en la naturaleza. Representa la base dela cadena trófica, influye directamente en losciclos biogeoquímicos, ciclo del agua, clima yregulador de los procesos erosivos. Por otra parte,es el único factor de una cuenca que puede sermanipulado por el hombre.

Desde un punto de vista hidrológico, elanálisis de la cubierta vegetal de una cuenca,utilizando sus características fitomorfológicas, sepuede realizar a partir de dos aspectos: a) comofactor primario, es decir, cuando se considera ala vegetación como una característica de lacuenca que afecta los procesos hidrológicos(precipitación, distribución de nieve,evapotranspiración, etc.); b) como factorsecundario, es decir, como indicador de lacantidad y profundidad que alcanza la humedaden los suelos, área y duración de las inundacionespor efecto de crecidas, etc.

La cobertura vegetal inter fieredirectamente o indirectamente en los siguientesprocesos: intercepción, es responsable de laretención parcial de la lluvia y reduce el impactodirecto de las gotas sobre el suelo; infiltración, lacubierta es un obstáculo al escurrimiento super-ficial, haciendo que el agua que alcanza lasuperficie permanezca más tiempo sobre ella ypueda penetrar en el suelo, al mismo tiempo, laactividad mecánica de las raíces colabora en elmejoramiento de la estructura del suelo;evaporación, impide la incidencia directa de losrayos solares sobre el suelo o espejos de agua,reduciendo las pérdidas por evaporación directa;transpiración, es una actividad fisiológica de losvegetales y debido a su gran superficie foliar, esresponsable de las salidas de agua del sistema.

Gran parte de la lluvia que cae durantela primera parte de una tormenta es retenida porla cobertura vegetal como intercepción; puederepresentar una fracción considerable del totalanual. Este proceso de intercepción es controladopor factores relacionados con las característicasmorfológicas de la vegetación (cobertura,densidad, composición florística, tipo ydisposición de las hojas, etc.) y condicionesclimáticas (frecuencia, duración e intensidad dela lluvia, viento, temperatura, etc.). Existennumerosos datos e investigaciones al respecto;el CUADRO III-7, muestra algunos valores deintercepción, medidos por distintos autores.

La desaparición de la vegetación, al incidirsobre los procesos hidrológicos, genera algunasde las siguientes consecuencias (DURIGAN,1991):

a - Calidad del agua: aumento de la turbidez,temperatura y concentración decontaminantes.

b - Cantidad de agua: aumento del caudal enperíodos lluviosos y reducción significativadel escurrimiento base en períodos deestiajes.

c - Obras: disminución de la capacidad dealmacenamiento de los reservorios debidoal azolvamiento por sedimentos y reducciónde la vida útil del equipamientoelectromecánico por abrasión, debido alexceso de sedimentos.

d - Fauna y flora: destrucción del hábitat poralteración de las características físico-químicas del agua, desapareciendo granparte de las formas de vida subacuáticas.Eliminación de fuentes de alimentos paraconsumidores primarios, quebrando lacadena trófica.

e - Suelos y topografía: incremento de laerosión del suelo por agua y viento; pérdidade fertilidad de los suelos; modificación decauces, etc.

f - Clima: aumento de la velocidad del viento,elevando las pérdidas de agua del suelo;disminución de la humedad relativa, etc.

A modo de ejemplo, se citan algunasfunciones de la vegetación. La cobertura vegetal,próxima a los cursos de agua (comunidad riparia)funciona como regulador de los flujos de agua,sedimentos y nutrientes entre las partes másaltas de la cuenca (área agrícola, urbanizaciones,etc.) y el ecosistema acuático. El ecosistemaripario desempeña las siguientes funciones: a)estabilidad de márgenes y riberas debido a laacción mecánica de las raíces; b) filtro entre losterrenos más altos y el ecosistema acuático, yaque participa en el control de los nutrientes ysedimentos provenientes del escurrimiento su-perficial, contribuyendo al mantenimiento de lacalidad del agua; c) proporciona refugio yalimentación a la fauna; d) intercepta y absorbela radiación solar, contribuyendo a la estabilidadtérmica del agua (ARRUDA BERTONI, 1991).


CUADRO III-7Porciento de intercepción de precipitación anual

_________________________________________________________________________________________________

autor año país cobertura intercep._________________________________________________________________________________________________

LIMA 1976 Brasil Bosque eucaliptos 12.2JORDAN y HEUVELDOP 1981 Venezuela Selva amazónica. 5.0FRANKEN et al 1982 Brasil Selva amazónica de tierra firme. 19.8FRANKEN 1982 Brasil ídem anterior. 22.0CASTRO et al 1983 Brasil Bosque natural secundario. 12.4LIMA y NICOLIELO 1983 Brasil Cerrado. 27.3CICO et al 1985 Brasil Bosque natural secundario. 18.2LEOPOLDO y CONTE 1985 Brasil Cerrado 16.6COELHO NETO et al 1985 Brasil Forestación heterogénea. 11.4US Forest Service 1970 EE.UU. Bosque caducifolio. 15.0US Forest Service 1970 EE.UU. Bosque coníferas. 31.0KITTREDGE 1948 EE.UU. Arbustal semiárido. 19.0KITTREDGE 1948 EE.UU. Chaparral. 17.0US Dep. Agriculture 1970 EE.UU. Alfalfa1. 35.8US Dep. Agriculture 1970 EE.UU. Maíz1. 15.5US Dep. Agriculture 1970 EE.UU. Soja1. 14.6US Dep. Agriculture 1970 EE.UU. Avena1. 6.9

_________________________________________________________________________________________________

1: durante el ciclo vegetativo de crecimiento del cultivo.

FUENTE: The Water Encyclopedia, TODD, D.K., 1970; Interceptação, Apuntes del II Curso Internacionalsobre Manejo Florestal em Bacias Hidrograficas, SORIANO ARCOVA S., 1991.

La vegetación brinda una protecciónsignificativa al suelo, absorbiendo la energía delimpacto de las gotas de lluvia y reducen el tamañode las mismas. La vegetación puede darprotección mecánica al suelo contra la erosión ydeslizamientos. El efecto de la cobertura vegetalsobre el escurrimiento se puede observar en laFIG. III-16 (GREGORY y WALLING, 1979). Enmediciones realizadas en parcelas de erosión, enla Cuenca Aluvional Piloto (Mendoza), se observóque la relación entre una parcela con 60 % decobertura, sobre una comunidad arbustivas ypastizal asociado, y otra con suelo desnudo, laspérdidas de suelo fueron 15 veces inferiores(VICH, 1996). Las tasas de erosión anual entreun suelo devastado y un suelo protegido porpasturas o bosques pueden ser hasta 100 vecesmayores. A modo de ejemplo, el CUADRO III-8,muestra las tasas de erosión en un bosquecomercial de pino, de 30 años de antigüedad, enel cual se han realizado distintos tipos detratamientos.

Adicionalmente, la vegetación, mejora lacapacidad de infiltración por el aumento en elcontenido de materia orgánica del suelo y laacción mecánica de las raíces; una mayor

infiltración, significa menor flujo superficial ymenor erosión. La producción de sedimentos enuna cuenca se incrementa con el aumento de laprecipitación, pero puede ser regulada por lavegetación. Langbein y Schumm (cit. LINSLEY etal, 1977) utilizaron datos de numerosas cuencaspara construir la curva (FIG. III-17) que relacionala producción media anual de sedimentos con laprecipitación media anual. La tasa de producciónmáxima ocurre para aproximadamente 305.0mm, dado que en esas condiciones existe pocacobertura vegetal; con precipitación más intensa,la vegetación prolifera y reduce la erosión, y conlluvias bajas también ocurre una reducción, porescasez del factor activo que es la lluvia.

Los bosques de las tierras secas proveende madera y forraje; la sobreexplotación puedealterar los recursos hídricos de una región,influyendo en la escorrentía y en la recarga delos acuíferos. La escorrentía en terrenos forestalespuede representar únicamente el 1 % de laprecipitación total anual, mientras que en lastierras agrícolas puede ser del orden del 30 %.La relación que existe entre el coeficiente deescorrentía y el área con cubierta forestal, semuestra en la FIG. III-18 (LOPES CADENAS DE


CUADRO III-8Relación entre la tala de un bosque comercial y la erosión (Akamatsu, Japón)

_____________________________________________________________________________________

operación erosión relación[ton.ha-1] corte/s.tala

_____________________________________________________________________________________

Todos los árboles han sido talados y extraído sus raíces. 28.53 78

Tala completa. 3.66 10

Tala de 3/4 de la superficie en la parte alta de la pendiente. 2.06 6



Sin corte. 0.35 1_____________________________________________________________________________________

FUENTE: Contenção de encostas. Apuntes del II Curso Internacional sobre ManejoFlorestal em Bacias Hidrograficas. KAWAI, E.,1991.

FIG. III-16: Efecto de la condición de la cuenca en relación con el escurrimiento superficial y erosión.

LLANO y BLANCO CRIADO, 1978). Las curvas,reflejan la importancia de la cobertura vegetalen el mantenimiento de los recursos hídricos deuna cuenca.

Un bosque común en la región del Sahel(Africa), es el de arbusto tigre, llamado así porque

la vegetación crece en bandas densas separadaspor suelo completamente desnudo. Las medidasdel balance hídrico realizado indican que, aunquelos arbustos solo cubren el 33 % de la zona, soncapaces de utilizar más del 70.0 % de laprecipitación en los años secos. Esto proporcionauna prueba clara de la forma que la vegetación

Precipitación en una hora: 62.0 mm

Cobertura vegetalALTA

60-75%

Cobertura vegetalMEDIA

37%

Cobertura vegetalBAJA10%

Escurrimientosuperficial

1.2 mm

Pérdida de suelo12 kg . ha -1

Escurrimientosuperficial

8.7 mm


Escurrimientosuperficial45.3 mm



“cosecha agua”, procedente de las áreas de suelodesnudo. La disposición en bandas de vegetaciónes un indicador, que estos lugares son incapacesde mantener una vegetación densa de arboladosobre toda la superficie. En ausencia de laintervención humana, las bandas de vegetaciónse pueden ajustar a las tendencias de largo plazode la precipitación, alterando la proporción entresuelo desnudo y suelo con cobertura vegetal(WALLACE, 1994).

FIG. III-18: Relación entre la escorrentía super-ficial y la superficie forestal en una cuenca, segúndistintos autores.

FIG. III-17: Producción de sedimentos en funciónde la precipitación media anual (LANGBEIN ySCHUMM, 1958; cit. LINSLEY et al, 1977).

Producción anual de sedimentos, ton . km-2

bosques

pastos

arbustos

0

Pre

cipi

taci

ón m

edia

anu

al, m

m

1500

1250

1000

750

500

250

50 100 150 200 2500

Según A.A. Molchanov en TellermanSegún G.S. Basov en KamennayaSegún M.I. Agapova en Derkui

Coe

ficie

nte

de e

scor

rent

ía

Area forestal en %

0,1

1000 50

0,3

0,5

0,7

IV/1Las Precipitaciones

La condensación del vapor de agua enpequeñas gotitas de agua o cristales de hielo paraformar una nube, es el mecanismo que precedea la precipitación. La condensación se producecomo resultado del enfriamiento por ascenso delas masas de aire húmedo, próximos al punto desaturación. Para la formación de las gotitas, serequiere de la presencia de núcleos decondensación o de congelamiento sobre los cuales,el vapor de agua se condensa. Los núcleos, sonpequeñas partículas de distintas sustancias, engeneral de diámetro inferior a 3 µ, que seencuentran suspendidas en el aire por tiempoindefinido. (BRUCE y CLARK, 1969)

Esquemáticamente, se puede decir queuna nube está formada por gotitas de agua, cuyodiámetro medio esta comprendido entre 0,01 y0,03 mm, separadas unas de otras alrededor de1 mm, inmersos en una masa de aire próxima alestado de saturación. La masa de agua presenteen la nube, es variable según sea su tipo, pero semantiene a menudo entre 0.5 a 1.0 gr.m-3; entanto que la masa de agua en estado gaseoso, esconsiderablemente mayor (REMENIERAS, 1974).El peso de las gotitas es tan pequeño, que serequiere únicamente un mínimo movimientoascendente del aire, para mantenerla ensuspensión.

Para que se produzca una precipitación,las gotitas que constituyen las nubes debenaumentar de tamaño, a fin de que su peso lleguea ser superior al empuje al cual es sometida porlas corrientes de aire turbulenta, y a vecesascendentes. También los elementos acuosos dela nube, deben ser lo suficientemente grande parapenetrar en el aire no saturado que está localizado

GENERALIDADES

La precipitación es la fuente primaria deabastecimiento de agua al sistema cuenca. Seengloban dentro de ella, a todas las aguasmeteóricas que caen en la superficie de la Tierra,tanto bajo la forma líquida como la sólida (nieve,granizo, etc.); en conjunto se denominanhidrometeoros. Los diversos tipos deprecipitación, se miden normalmente, sindiscriminación, por su equivalente en agua,expresados en términos de lámina; la velocidadde la precipitación se denomina intensidad; es lalámina precipitada en un cierto intervalo detiempo.

En ciertas condiciones (noches claras yviento en calma), el vapor de agua contenido enlas capas bajas de la atmósfera, se condensadirectamente sobre la superficie, más fría que elaire, de los vegetales y el suelo, en forma de rocíoo helada, constituido por una delgada películade agua o hielo que se evapora o sublimarápidamente en la atmósfera, con la aparicióndel sol. Se denominan precipitaciones ocultas;aunque de escaso monto, este aporte posee ciertaimportancia relativa para la vegetación de lasregiones áridas y semiáridas e inclusive, comofuente de bebida para algunas especies animales.

FORMACION Y TIPOS DE PRECIPITACION

La evaporación desde la superficie de losocéanos y la transpiración de la vegetación, es laprincipal fuente de abastecimiento de humedad,en forma de vapor de agua, a la atmósfera; estásiempre presente, aún en los días sin nubes.

CAPITULO IV

LAS PRECIPITACIONES

IV/2 Las Precipitaciones

por debajo de la base de la nube, sin evaporarsecompletamente antes de llegar a la superficie.Por ejemplo, una gota de agua que cae desde labase de una nube, que se encuentra a 1.0 km dealtura, en una masa de aire que contiene el 90 %de humedad relativa, y se está elevando a 0.36km.h-1 (10 cm.s-1), requeriría de un diámetro deaproximadamente 0.5 mm para llegar a lasuperficie con un diámetro de 0.2 mm (LINSLEY,et al, 1977).

Existen dos mecanismos para realizar elproceso de acreción de las gotas de aguasuspendidas en las nubes: a) por un procesos decoalescencia, donde una gran cantidad depequeñas gotitas, se aglomeran entre sí paraformar progresivamente gotas más gruesas; b) apartir del engrosamiento de ciertas partículas,por condensación del vapor de agua sobre susuperficie; vapor de agua procedentedirectamente del aire circundante oindirectamente, de gotas vecinas en proceso deevaporación.

Las gotas de lluvia, raramente puedencrecer hasta un diámetro superior de 6 mm,debido a la resistencia que opone el aire en sucaída; son deformadas y luego rotas antes dealcanzar su velocidad terminal. Numerosos

investigadores han medido las características delas gotas de lluvia, cristales de hielo o granizo,manteniéndolas en suspensión en una corrientede aire ascendente. El CUADRO IV-1 muestra lavelocidad necesaria de las masas de aireascendente para mantener en suspensión gotasde agua de distinto diámetro, y las compara conlas velocidades extremas de caída, en airetranquilo.

FORMAS DE PRECIPITACION

Las precipitaciones, líquidas o sólidas, sepresentan de distintas formas (LINSLEY, et al,1977):

La llovizna, consiste en pequeñas gotasde agua, cuyo diámetro varía entre 0.1 y 0.5 mm;poseen velocidades de caída muy bajas, queocasionalmente parecen que estuviesen flotando.Por lo general, la llovizna precipita de los estratosbajos de la atmósfera, y muy rara vez sobrepasael valor de 1.0 mm.h-1 de intensidad.

La lluvia consiste en gotas de agualíquida, en su mayoría con un diámetro mayorde 0.5 mm. HUSCHKE (1980) clasifica la lluviaen función de la intensidad como: muy suave,

CUADRO IV-1Velocidad extrema de caída

________________________________________________________________________________________________

LLUVIA NIEVE(2) o GRANIZO(3)

________________________________________________________________________________________________

Diámetro Veloc. de Velocidad Velocidadde las suspensión del extrema extremagotas aire en calma(1) de caída de caída[mm] [m.s-1] [m.s-1] [m.s-1]

LAW MEINZER________________________________________________________________________________________________

0.5 2.3 Cristales en estrella 0.411.0 4.2 4.4 4.3 Placas hexagonales 0.54 - 0.562.0 6.6 5.9 5.8 - 6.7 Cristales en estrella aglom. 1.03.0 8.0 7.0 7.0 - 7.9 Granizos de diám. medio:4.0 8.9 7.7 7.6 - 8.8 de 10 mm 12.05.0 9.2 7.9 7.9 - 9.1 de 20 mm 16.0

5.5* 9.3 8.0 7.9 - 9.4 de 76 mm 52.0________________________________________________________________________________________________

(1), según LEONARD; (2), según SHAEFFER; (3), según HUMPREY

FUENTE: The Water Encyclopedia, TODD, D.K.,1970; Tratado de Hidrología Aplicada, REMENIERAS,E., 1974.


gotas aisladas que no humedecen completamentela superficie; ligera, para intensidades de lluviamenores de 2.5 mm.h-1 inclusive; moderada, conintensidad de 2.5 hasta 7.6 mm.h-1; fuerte, mayor7.6 mm.h-1. En tanto que REMENIERAS (1974),las clasifica como: lluvia ligera, de 1.0 a 5.0mm.h-1; lluvia fuerte, de 15.0 a 20.0 mm.h-1;tempestad muy violenta, más de 100.0 mm.h-1.

La escarcha es una capa de hielo, por logeneral transparente y suave, que usualmentecontiene bolsas de aire; se forma en superficiesexpuestas, por el congelamiento de aguasuperenfriada que se ha depositado en ella, porlluvia o llovizna. Existe otro tipo de escarcha, esopaca y consiste en depósitos granulares de hieloseparado por aire atrapado. Se forma por elrápido congelamiento de las gotas de aguasobrenfriadas, que caen sobre los objetosexpuestos.

La nieve esta compuesta de cristales dehielo blancos o traslúcidos de forma compleja yaglomerados. Estos conglomerados forman coposde nieve, que pueden llegar a tener varioscentímetros de diámetro. La densidad de la nievefresca varía considerablemente; por lo general,una capa de nieve acumulada de 125.0 a 500.0mm, representan una lámina de agua líquida de25.0 mm. A menudo, se supone que la densidadpromedio es igual a 0.1 gr.cm-3.

Las bolitas de nieve, también llamadasgranizo suave, consisten en partículas de hieloredondeadas, blancas u opacas, con unaestructura similar a la de los copos de nieve y de2.0 a 5.0 mm de diámetro. Las bolitas de nieveson suaves y se rompen fácilmente, al golpearen superficies duras.

El granizo, es precipitación en forma debolas o trozos irregulares de hielo, que se pro-duce por nubes convectivas, la mayoría de ellasde tipo cúmulo-nimbus. El granizo puede seresférico, cónico o de forma irregular y su diámetrovaría entre 5.0 a más de 125.0 mm.

Las bolas de hielo están compuestas dehielo transparente o traslúcido. Pueden seresféricas o irregulares, y algunas veces cónicas;por lo general, tienen menos de 5.0 mm dediámetro. Las bolas de hielo rebotan cuandogolpean en superficies duras y producen granruido en el momento del impacto. Son granossólidos de hielo formados por el congelamientode gotas de agua, o el recongelamiento de cristalesde hielo que se han fundido, o bolitas de nieve

envueltas en una capa muy delgada de hielo.

TIPOS DE PRECIPITACION

Sobre la base de los fenómenosmeteorológicos, las precipitaciones pueden serde tres clases o tipos: a) precipitaciones porconvección; b) precipitaciones orográficas; c)precipitaciones ciclónicas o de frente (frentescalientes o fríos, líneas de oclusión, etc.).

Precipitación convectiva: es causadapor el ascenso de aire caliente saturado o no,más liviano que el aire frío de los alrededores. Elcalentamiento del aire en la vecindad del sueloes debido a la radiación solar directa oindirectamente por intermedio del suelo. En elcurso de su ascenso, las masas de aire se enfríansegún un gradiente de 1.0 °C por 100 m (seco) o0.5 °C por 100 m (saturado); cuando alcanza elpunto de condensación, se produce la formaciónde nubes. Si la corriente de convección verticalinicial es intensa, el sistema nuboso puedealcanzar una zona de temperaturas muy bajas oun grado de turbulencia fuerte, que puedendesatar la lluvia. Además, la condensación delvapor de agua libera calor, que permite a laconvección continuar hasta una mayor altura,entre 8 a 10 km.

La precipitación convectiva es de cortaduración, puntual y su intensidad puede variarentre una llovizna ligera y un aguacero. Soncaracterísticas de las regiones ecuatoriales,donde los movimientos de las masas de aire, sonesencialmente vertical. Las nubes se formandurante la mañana bajo la acción de la insolaciónintensa, y por la tarde o al anochecer, se presentaun violento aguacero acompañado de relámpagosy truenos. Durante la noche, las nubes sedisuelven y en la mañana, el cielo se presentageneralmente claro. En estas regiones producenla mayor parte del total anual. También lasprecipitaciones convectivas tienen lugar en lazona templada, en los períodos calientes casisiempre bajo la forma de aguaceros violentos ypuntuales (FIG. IV-1b).

Precipitaciones orográficas: cuando lasmasas de aire cargadas de humedad, sedesplazan ordinariamente del océano a tierra,encuentran una barrera montañosa, o pasan dela zona de influencia de un mar relativamentecaliente a vastas extensiones de suelo más frío,las masas de aire húmedo tienden a elevarse, yel estado de calma relativa que de ello resulta,


FIG. IV-1: Mecanismos de precipitación: (a) orográfica, (b) convectiva y (c) frontal.

produce un enfriamiento que puede generar unacobertura nubosa y desatar precipitaciones.

Las precipitaciones orográficas sepresentan bajo la forma de lluvia o de nieve enlas vertientes a sotavento de la barreramontañosa; son muy irregulares en importanciay localización. La obstrucción en el trayecto delas masas de aire húmedo, por un macizomontañoso produce sobre la vertiente abarlovento, una zona de pluviosidad débil. El aireal descender sobre esa vertiente, se calienta ydisminuye su humedad relativa; puede generarun régimen de vientos secos y calientes que danacimiento a zonas semiáridas o áridas (FIG. IV-1a).

Precipitaciones frontales: este tipo deprecipitaciones están asociadas a las superficiesde contacto (frente) entre masas de aire detemperatura y humedad diferentes. Laprecipitación frontal resulta del levantamiento deaire cálido sobre una masa de aire más denso yfrío. La velocidad de ascenso de la masa de airecaliente, es relativamente baja puesto que lapendiente promedio de la superficie frontal espor lo general de 0.3 a 1.0 %. La precipitaciónpuede extenderse de 300 a 500 kilómetros pordelante del frente y es por lo general lluvia quevaría entre ligera y moderada; continúa hastaque termina el paso del frente (FIG. IV-2a). Laprecipitación de frentes fríos es de corta duración;se forma cuando el aire cálido es obligado a as-cender por una masa de aire frío en movimiento,cuya cara delantera es un frente frío. Los frentesfríos se mueven más rápidamente que los frentescálidos, y sus superficies frontales tienenpendientes que varían entre 0.6 y 2.0 %; es decir,menos inclinados. En consecuencia, el aire cálidose eleva mucho más rápidamente, y el monto de

precipitación es por lo general mayor. (FIG. IV-2b)

INTERPRETACION DE LOS DATOS DEPRECIPITACION RELATIVOS A UNA ESTACION

Métodos de análisis de una serie deobservaciones pluviométricas.

El conjunto de observaciones registradosen una estación pluviométrica durante largosaños, forma una vasta serie de datos de difícilmanejo. Por ello, es indispensable resumir ycoordinar esta cantidad de cifras en algunos

FIG. IV-2: Corte vertical de un frente: (a) frentecaliente, (b) frente frío.

a

b

caliente

aire frío

c

superficie frontal

90

60

30

húmedo

seco

300

500

700

850

pmb

alturaen milesde m

* * *** *

800 km

800 km

(b) Frente frío

lluvia

Aire caliente

Aire frío

(a ) Frente caliente100 a 300 km

lluvia

Aire caliente Aire frío

6 a 8 km

Superficie frontal


valores representativos y sintéticos, capaces decaracterizar la estación desde un punto de vistaparticular. De manera general, el estudio de laserie estadística, se realiza desde dos puntos devista.

Por medio de un valor central o dominante,que permita representar al conjunto de datos dela serie por un valor típico, es decir un númeroúnico, que indique un orden de magnitud delconjunto de las observaciones, y que además,permita una comparación somera entre dos omás series registradas en distintos sitios. Estevalor tipo, se denomina módulo pluviométrico,medio definido como el promedio aritmético delos valores de precipitación, registrado en unaserie tan larga como sea posible.

Otra forma, es definir la dispersión ofluctuación de las observaciones en torno al valorcentral. Para ello, existen distintosprocedimientos: intervalo o rango de variación,es la diferencia entre el mayor valor deprecipitación, caída en un período determinado,y el más bajo para el mismo período de tiempo.distribución de frecuencias, si la serie es losuficientemente extensa, se puede obtener unadescripción más acabada, racional y sintética,representándola por una ley teórica dedistribución, o al menos, por una distribuciónexperimental.

Para la representación gráfica de unadistribución de frecuencias, se pueden utilizardistintos tipos de dibujos o curvas como:histogramas, polígonos de frecuencia, o curva defrecuencias acumuladas. Para ello, se debenestablecer intervalos de clase en el rango devariación, determinar el número de casosobservados en cada uno de los intervalos de clase,que posteriormente se grafican. Permitevisualizar rápidamente que rango deprecipitación ocurre con más frecuencia.

Los tres índices estadísticos quecaracterizan la dispersión de las observacionesy permiten traducirlo sintéticamente en un solovalor numérico son: desviación absoluta media(ea), desviación estandar o típica (σs), y coeficientede variación (CV); sus expresiones de cálculo son:

ea = 1

nxi − x∑

σs =

xi − x( )2∑n

CV =100

σsx

Donde: n, número de observaciones, xi, valor deprecipitación, de orden i, x, promedio aritméticode las observaciones xi. En la desviaciónestandar, si n < 30, debe emplearse n-1.Generalmente, las medidas estadísticasseñaladas, se aplican a datos anuales, mensualeso estacionales.

Análisis y presentación de observacionesanuales

La precipitación anual media, queequivale a escoger el promedio aritmético comovalor típico de una serie de observaciones,presenta algunos inconvenientes, ya que estevalor, varía en función de la longitud del registro.Binnie (cit. REMENIERAS, 1974), ha estudiadola influencia de la longitud de registro para 53estaciones distribuidas en todo el mundo, y hallegado a las conclusiones que se observan en elCUADRO IV-2. En general, la precipitación anualmedia varía poco si es calculada en base a unperíodo de observaciones mayor de 20 años;aunque la dispersión de los valores extremosalrededor del valor medio, tiende a aumentar conla duración del período de observación.

CUADRO IV-2Desviaciones observadas entre los módulospluviométricos medios, calculado según lalongitud del período de referencia, según

Binnie_______________________________________________

Nº de años dif. en % de la media conutilizados para relación a la media de unel cálculo de “largo periodo”

la mediapor exceso por defecto

_______________________________________________

1 51.00 40.002 35.00 31.003 27.00 25.005 15.00 15.00

10 8.22 8.2220 3.24 3.2430 2.26 2.26

_______________________________________________

La mayor parte de las veces, los valoresmedios tienen menos interés, que los valoresextremos o excepcionales. El cociente entre los


valores extremos puede ser utilizado como unindicador del tipo de clima (REMENIERAS, 1974).Un valor inferior a 3.0, es típico de zonastempladas, como Europa occidental oceánica; unvalor entre 4.0 y 5.0, se corresponde con climascontinentales o mediterráneos, pero puedealcanzar valores mucho más elevados en áreasdesérticas. Para caracterizar la mayor o menorpluviosidad de un año determinado, se calculaotro índice, que resulta de efectuar el cocienteentre la precipitación anual y el módulopluviométrico anual medio. En la zona húmedade EE.UU., este índice varía entre 0.6 a 1.6 y de0.4 a 2.0 en la región semiárida.

La forma más corriente de organizar elcúmulo de información de lluvias anuales,consiste en formular una distribución defrecuencias, que puede ajustarse a una ley teóricade distribución, o a una de carácter experimental.Ello permite la determinación de la probabilidadde ocurrencia, de que un valor de precipitaciónsea alcanzado o rebasado. Los métodos másutilizados para el cálculo de la probabilidad deocurrencia de un valor de lluvia en particularson: de probabilidad simple, de Hanzen y deWeiball; cuyas expresiones de cálculo son:

(simple) p = m

N• 100

(Hanzen) p = 2m −1

2N• 100

(Weiball) p = m

N +1• 100

Donde: p, probabilidad de ocurrencia, enporciento; m, número de orden; N, número totalde casos.

Para el ajuste de la ley de distribución defrecuencias experimentales, se ordenan losvalores de lluvia anual de mayor a menor, y se leasigna a cada uno una probabilidad dada por lafórmula que se prefiera. Usualmente, se usa lafórmula de Hanzen, en tanto que la fórmula deprobabilidad simple no es aconsejable, porquedistorsiona las probabilidades extremas(OSBORN et al 1982). Los valores de precipitacióny probabilidad se grafican en un sistema de ejescartesianos; en absisas se colocan lasprecipitaciones y en ordenadas las probabilidadeso frecuencias. Este tipo de curva, se denominacurva de frecuencias acumuladas ascendentes odescendente, si el ordenamiento es de menor amayor o descendente, a la inversa. En el CUADROIV-3, se muestran los valores de probabilidadpara la serie anual 1900-1979 de la estación

Observatorio Mendoza, perteneciente al ServicioMeteorológico Nacional (SMN) (cit. VICH, 1983).A modo de ejemplo, la precipitacióncorrespondientes a la posición m = 10 es de288.9 mm y su frecuencia (según Hanzen), esde 0.1187; ello significa, que existe unaprobabilidad del 11.87 % de que dicho valor seaigual o rebasado, y un 88.13 % de probabilidad(100 - p) de que sea menor.

Otra forma de representación gráfica dela distribución de frecuencias, es a partir de laclasificación de las precipitaciones anuales enintervalos de clase. Para ello, se deben tomar porlo menos 5 intervalos de clase, donde cadaintervalo se corresponda con años muy secos,secos, normal, húmedo y muy húmedo. Lasdistintas clases de lluvia, se encuentranasociados a intervalos de probabilidad. Losvalores para la determinación de los límites delos intervalos de clase, se obtienen de la curvade frecuencias acumuladas ascendente; p > 85%, años muy secos; entre 65 ≤ p ≤ 85 %, añossecos; entre 35 ≤ p ≤ 65 %, años normales; entre15 ≤ p ≤ 35 %, años húmedos; p < 15 % añosmuy húmedos (HERAS, 1976). Al pie delCUADRO IV-3, se muestran los valores deprecipitación anual, correspondientes a loslímites de los intervalos de clase, según ladistribución de frecuencia de Hazen.

La curva de distribución de frecuencias,permite el cálculo del índice de irregularidadintrínseca anual (I). En algunas regiones delGlobo, las lluvias en el curso de los añossucesivos varían poco, alrededor de su valormedio; la pluviometría es regular, cuando I < 0.2,por el contrario, cuanto más dispersos eirregulares son los valores de lluvia, mayor seríael valor de I. La expresión de cálculo del índice Ies:

I = 1

2P90 − P10( )P

Donde: P90, precipitación anual con probabilidadde ocurrencia del 90 %; P10, precipitación anualcon probabilidad de ocurrencia del 10 %; P,precipitación anual media.

Un resumen de las distintas medidas quecaracterizan la serie de precipitación anual delObservatorio Mendoza se muestra en el CUADROIV-4; la FIG. IV-3 muestra el histograma ypolígono de frecuencias, y en la FIG. IV-4, seobserva la curva de frecuencias acumuladaascendente y descendente, para la estaciónmencionada.


CUADRO IV-3Frecuencias experimentales para valores anuales

Estación: OBSERVATORIO MENDOZA (SMN) - Serie: 1900-79_________________________________________________________________________________________________

Frecuencia Experimental Frecuencia ExperimentalORD. P SIMPLE HAZEN WEIBALL ORD. P SIMPLE HAZEN WEIBALL

[mm] [adimensional] [mm] [adimensional]_________________________________________________________________________________________________

1 391.5 0.0125 2.0063 0.0123 41 202.5 0.5125 0.5063 0.50622 368.5 0.0250 0.0188 0.0247 42 201.0 0.5250 0.5188 0.51853 357.5 0.0375 0.0313 0.0370 43 200.5 0.5375 0.5313 0.53094 346.0 0.0500 0.0437 0.0494 44 194.7 0.5500 0.5437 0.54325 339.3 0.0625 0.0562 0.0617 45 193.4 0.5625 0.5562 0.55566 336.2 0.0750 0.0688 0.0741 46 189.1 0.5750 0.5688 0.56797 314.5 0.0875 0.0812 0.0864 47 183.7 0.5875 0.5813 0.58028 311.4 0.1000 0.0938 0.0988 48 183.2 0.6000 0.5938 0.59269 299.0 0.1125 0.1063 0.1111 49 182.2 0.6125 0.6062 0.6049

10 288.9 0.125 0.1187 0.1235 50 181.3 0.6250 0.6187 0.617311 287.7 0.1375 0.1312 0.1358 51 181.1 0.6375 0.6313 0.629612 283.9 0.1500 0.1437 0.1481 52 178.3 0.6500 0.6438 0.642013 281.7 0.1625 0.1563 0.1605 53 177.3 0.6625 0.6563 0.654314 278.9 0.1750 0.1688 0.1728 54 177.2 0.6750 0.6687 0.666715 274.4 0.1875 0.1813 0.1852 55 171.4 0.6875 0.6812 0.679016 270.4 0.2000 0.1937 0.1975 56 171.3 0.7000 0.6938 0.691417 269.5 0.2125 0.2062 0.2099 57 163.2 0.7125 0.7063 0.703718 269.4 0.2250 0.2188 0.2222 58 161.2 0.7250 0.7188 0.716019 267.8 0.2375 0.2313 0.2346 59 159.7 0.7375 0.7312 0.728420 252.8 0.2500 0.2438 0.2469 60 156.3 0.7500 0.7437 0.740721 250.8 0.2625 0.2562 0.2593 61 155.7 0.7625 0.7563 0.753122 249.9 0.2750 0.2688 0.2716 62 149.5 0.7750 0.7688 0.765423 248.8 0.2875 0.2813 0.2840 63 145.1 0.7875 0.7813 0.777824 244.1 0.3000 0.2937 0.2963 64 139.1 0.8000 0.7937 0.790125 241.3 0.3125 0.3063 0.3086 65 137.8 0.8125 0.8062 0.802526 239.8 0.3250 0.3187 0.3210 66 136.3 0.8250 0.8188 0.814827 235.2 0.3375 0.3313 0.3333 67 135.0 0.8375 0.8313 0.827228 233.5 0.3500 0.3438 0.3457 68 126.9 0.8500 0.8438 0.839529 231.5 0.3625 0.3562 0.3580 69 124.9 0.8625 0.8562 0.851930 229.6 0.3750 0.3688 0.3704 70 116.2 0.8750 0.8687 0.864231 227.3 0.3875 0.3812 0.3827 71 114.2 0.8875 0.8813 0.876532 226.6 0.4000 0.3938 0.3951 72 113.6 0.9000 0.8938 0.888933 225.8 0.4125 0.4063 0.4074 73 104.6 0.9125 0.9063 0.901234 223.6 0.4250 0.4187 0.4198 74 101.1 0.9250 0.9187 0.913635 220.2 0.4375 0.4313 0.4321 75 97.7 0.9375 0.9312 0.925936 217.0 0.4500 0.4437 0.4444 76 91.6 0.9500 0.9438 0.938337 208.0 0.4625 0.4563 0.4568 77 74.0 0.9625 0.9563 0.950638 206.3 0.4750 0.4688 0.4691 78 67.3 0.9750 0.9688 0.963039 206.0 0.4875 0.4812 0.4815 79 47.1 0.9875 0.9812 0.975340 204.2 0.5000 0.4938 0.4938 80 43.3 1.0000 0.9937 0.9877

_________________________________________________________________________________________________

p [P > 125.9] = 0.85 p [P < 125.9] = 1.0 - p [P > 125.9] = 0.15

p [P > 177.8] = 0.65 p [P < 177.8] = 1.0 - p [P > 177.8] = 0.35

p [P > 232.5] = 0.35 p [P < 232.5] = 1.0 - p [P > 232.5] = 0.65

p [P > 282.8] = 0.15 p [P < 282.8] = 1.0 - p [P > 282.8] = 0.85


CUADRO IV-4Distribución de frecuencias acumuladas, absolutas y relativas

Estación: Observatorio Mendoza (SMN) - Serie: 1900-1979_________________________________________________________________________________________

frecuencia acumuladaintervalo punto frec. ascendente descendentede clase medio abs. relativa abs. relativa

[mm] [mm] [%] [%]_________________________________________________________________________________________

43.3 - 125.9 84.6 12 12 15.0 80 100.0125.9 - 177.8 151.8 16 28 35.0 68 85.0177.8 - 232.5 205.1 24 52 65.0 52 65.0232.5 - 282.8 257.6 16 68 85.0 28 35.0282.8 - 391.5 337.1 12 80 100.0 12 15.0

_________________________________________________________________________________________

Módulo pluviométrico Precipitación anual máxima 391.5 mmanual medio 206.1 mm Precipitación anual mínima 43.3 mmDesviación estandar 75.4 mm Intervalo de variación 348.2 mmDesviación absoluta media 60.4 mm Cociente max/min 9.0Coeficiente de variación (CV) 36.6 % Índice irregularidad interanual 1.7

FIG. IV-3: Histograma y polígono de frecuencias,para las precipitaciones anuales del período 1900-1979 de la estación Observatorio Mendoza (SMN).

FIG. IV-4: Curva de frecuencias acumuladasascendente y descendente, para lasprecipitaciones anuales del período 1900-1979de la estación Observatorio Mendoza (SMN).

Mendoza, se debería tener:

a) 50 % de observaciones comprendidas entrex - 0.67 σ y x + 0.67 σ; o sea, el 50 % de lasobservaciones entre 155.8 y 256.4 mm.

b) 68 % de observaciones comprendidas entrex - σ y x + σ; o sea, el 68 % de las lluviasanuales entre 130.7 y 281.5 mm.

c) 95 % de observaciones comprendidas entre

Por otra parte, la distribución defrecuencias de observaciones anuales puede serbien representada por una ley teórica. La ley deGauss se adapta bien a series largas, y escaracterizada por dos parámetros: la media (x) ydesviación estandar (σ). Es sabido, que si lasobservaciones estuviesen distribuidasexactamente según Gauss, con parámetros me-dia y desviación igual a 206.1 mm y 75.4 mm,respectivamente para la serie del Observatorio

Precipitación (mm)

Fre

cuen

cia

rela

tiva

(%)

Polígono de frecuencias

84.6 151.8 205.1 257.6 337.1

25

20

15

10

5

0 Precipitación (mm)

Fre

cuen

cia

rela

tiva

(%)

84.6 151.8 205.1 257.6 337.1

100

80

60

40

20

043.0


x - 2.0 σ y x + 2.0 σ; o sea, el 95 % de losdatos deberían estar comprendidos entre 55.3y 356.9 mm.

d) 99.7 % de observaciones comprendidas entrex - 3.0 σ y x + 3.0 σ; o sea, casi todas laslluvias que ocurriesen en la estación, estaríancomprendida entre 0.0 y 432.4 mm.

De hecho, los intervalos citadosrepresentan respectivamente el 51.2, 67.5, 93.7y 100.0 % de las observaciones hechas. Ladiferencia entre las frecuencias observadas, yteóricas dada por la ley de Gauss es pequeña;para muchos problemas de orden práctico, sepodría sustituir con ventaja a la serie deobservaciones experimentales.

Si se admite que la ley de frecuenciasobservadas en el curso de 80 años, se repite enel futuro, la ley teórica de Gauss ajustada a laserie, permite estimar la probabilidad deocurrencia de una cantidad de lluvia anualcomprendido entre tal o cual valor, o fuera delintervalo correspondiente. Por ejemplo, se puededecir que existe un 68.0 % para que la lluviaanual registrada en el Observatorio Mendoza, estecomprendida entre 130.7 y 356.9 mm; más aún,existe el 32.0 % de probabilidad que la lluvia seamenor de 130.7 mm o mayor de 356,9 mm. Dadoque la curva de Gauss es simétrica, resulta deello que hay un 16.0 % de probabilidad que laprecipitación descienda de 130.7 mm, y el mismoporcentaje que se encuentre por encima de 356.9mm.

Análisis y presentación de las observacionesmensuales y diarias

En una serie de datos, a medida que elperíodo de observación sea más corto (día,semana, mes, etc.), mayor será la dispersión delos datos en torno a la media y la curva dedistribución más irregular. Para caracterizar ladistribución de las lluvias en el curso del año enforma más correcta, se deben elaborar tablas ygráficas para el período de un mes, en la que sedebe considerar la siguiente información:

- Precipitaciones mensuales medias.- Precipitaciones máximas y mínimas de las

medias mensuales.- Intervalo de variación mensual (diferencia

entre máxima y mínima).- Desviación estandar.- Coeficiente de variación.

- Curva de distribución de frecuencias experi-mental para cada mes, con los valores deprecipitaciones mensuales de 10, 25, 50, 75 y90 %, de probabilidad de ser alcanzadas orebasadas. También se podrá intentar laadaptación de una ley teórica de distribuciónde frecuencias. Los valores de precipitaciónse representan en un gráfico conocido comocurva de precipitaciones clasificadas.

- Coeficientes pluviométricos (Ip); se define comoel cociente entre las precipitaciones mediamensual y la precipitación anual media;generalmente se expresa en porcentaje.

- Indice de concentración de la precipitaciónmensual (Ic), que es el cociente entre la mayorsuma de tres meses consecutivos deprecipitaciones mensuales medias y la sumadel resto de los meses.

En el CUADRO IV-5 se muestra el análisisde las precipitaciones mensuales para la estaciónCRICYT, dependiente del Programa Regional deMeteorología, del Instituto Argentino de Nivología,Glaciología y Ciencias Ambientales (IANIGLA),que posee una serie de 1983-94; en la FIG. IV-5se puede observar la marcha de lasprecipitaciones mensuales medias, máximas,mínimas y clasificadas para la estaciónconsiderada.

El análisis de las precipitaciones diariasy de intervalos de tiempos más cortos presentainterés fundamental para el diseño de estructurashidráulicas y se verá con mayor detalle en elestudio de aguaceros. Un aspecto importantes atener en cuenta, es la determinación del númeromedio de días con lluvias en el curso del año(CUADRO IV-6), como así también, laclasificación de las precipitaciones diarias endeterminados rangos y el número de ocurrenciaen los mismos.

LEYES DE LA PLUVIOSIDAD MEDIA

No existen relaciones matemáticas entrela precipitación media en una estación y losfactores geográficos (latitud, alejamiento del mar,etc.) y topográficos (altitud, pendiente,orientación, etc.), que condicionan el sitio de laestación (HERAS, 1976). Las medidas mediasengloban demasiados parámetros diferentes(meteorológicos, geográficos, topográficos,biológicos, etc.), para traducirse en fórmulassimples. Sin embargo, es con frecuencia cómodoy aceptable, para paliar en cierta medida laescasez de observaciones, emplear algunas


CUADRO IV-5Análisis de precipitaciones mensuales

Estación: CRICYT (IANIGLA) - Serie: 1983-94_________________________________________________________________________________________________

año E F M A M J J A S O N D_________________________________________________________________________________________________

1983 78.2 9.2 7.0 2.0 13.6 18.6 14.8 21.2 38.0 10.4 36.8 93.61984 47.8 48.2 113.4 11.2 2.8 13.2 21.0 17.0 30.8 0.2 28.4 47.01985 53.4 16.2 13.0 1.2 0.8 0.04 5.0 5.0 7.8 1.8 53.4 62.81986 9.0 25.4 3.6 6.8 9.0 8.4 10.2 4.4 0.0 0.2 3.2 17.21987 33.2 9.4 80.2 19.2 17.2 0.4 29.2 7.2 1.2 15.8 30.4 21.81988 1.4 76.8 11.8 1.2 0.0 0.0 0.6 0.0 15.2 3.6 9.8 5.61989 48.6 11.6 8.0 0.4 17.2 4.6 0.0 4.0 1.4 27.8 12.4 2.81990 47.6 144.0 21.4 22.8 25.8 0.6 3.0 5.4 8.6 18.2 7.4 3.61991 67.2 49.4 5.4 0.4 8.8 2.2 28.0 4.8 22.0 10.0 26.6 23.61992 59.4 19.6 30.2 22.0 8.8 2.2 8.2 11.4 23.2 6.8 33.8 32.01993 42.2 43.4 65.2 17.2 17.4 17.8 6.2 6.6 4.4 19.0 11.2 0.21994 21.4 32.4 2.4 19.0 0.0 0.0 4.2 8.0 0.2 13.2 5.4 7.6_________________________________________________________________________________________________

MEDIA 42.5 40.5 30.1 10.3 10.1 5.7 14.2 7.9 12.7 10.6 21.6 26.5σs 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4 1.4CV 51.4 91.0 115.3 86.0 78.7 119.9 94.07 1.9 97.7 77.9 69.2 103.2ea 17.5 26.6 28.1 8.3 6.8 5.9 11.2 4.3 10.9 6.8 13.3 21.6MAX. 78.2 144.0 113.4 22.8 25.8 18.6 45.0 21.2 38.0 27.8 53.4 93.6MIN. 1.4 9.2 2.4 0.4 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 3.2 0.2RANGO 76.8 134.8 111.0 22.4 25.8 18.6 45.0 21.2 38.0 27.6 50.2 93.4Ic 18.3 17.4 13.0 4.4 4.3 2.4 6.1 3.4 5.5 4.6 9.3 11.4p>90 6.7 9.3 3.2 0.4 0.0 0.0 0.4 2.8 0.1 0.2 4.7 2.0p>75 27.3 13.9 6.2 1.2 1.8 0.2 3.6 4.6 1.3 2.7 8.6 4.6p>50 47.7 28.9 12.4 9.0 8.9 2.2 9.2 6.0 8.2 10.2 19.5 19.5p>25 56.4 8.8 4.6 19.1 17.2 10.8 24.5 9.7 22.6 17.0 32.1 39.5p>10 70.5 97.0 90.2 22.2 19.9 18.0 34.0 18.3 33.0 21.7 41.8 72.1_________________________________________________________________________________________________

Indice de concentración pluvial: 2.8

consideraciones de carácter empírico, resumende las tendencias generales resultantes delanálisis de numerosas series pluviométricas.

Por regla general, la precipitación es másfuerte en el Ecuador, y decrece al aumentar lalatitud. Por otra parte, la principal fuente deprecipitación, es el vapor de agua provenientede la evaporación de las grandes masas de agua;por consiguiente, la lluvia tiende a ser másimportante en las proximidades de las costa. Lossistemas nubosos se consumen a medida queavanzan hacia el interior de los continentes (porabandono progresivo de su humedad bajo formade lluvia) y las precipitaciones decrecen. Elanálisis de numerosos datos pluviométricosmuestra este decrecimiento en función de ladistancia al mar, que se conoce como ley delalejamiento.

De manera general, las precipitaciones

aumentan con la altitud. Para estacionessometidas a la influencia de vientos húmedos, lalluvia se incrementa con la altura con ungradiente anual del orden de 50.0 a 60.0 mmpor cada 100.0 m de desnivel, pudiendo inclu-sive alcanzar en algunos casos los 100.0 mm. Esde destacar, que un macizo montañoso posee másinfluencia que un pico aislado. Este fenómenoes conocido como ley de variación de laprecipitación con la altura. Ademas, la pendientey orientación de las vertientes montañosas poseegran influencia, es superior en una vertienteexpuesta a los vientos húmedos e inferior en laotra.

ANALISIS DE AGUACEROS EN UNA ESTACION

Se designa como aguacero, al conjuntode lluvias asociadas a una misma perturbación


FIG. IV-5: Curva de precipitaciones mensuales medias, máximas, mínimas y clasificadas (10, 25,50, 75 y 90 % de probabilidad de ser alcanzada), para la serie 1983-1994 de la estación CRICYT(IANIGLA).

meteorológica bien definida, cuya duración varíadesde algunos minutos a decenas de horas, ypuede ocurrir sobre una superficie de pocoskilómetros cuadrados a algunos miles. Desde unpunto de vista práctico, es más claro denominarepisodio lluvioso o evento, a un período de lluviaininterrumpido, y que entre dos eventos existaun período mayor de 6 hs sin precipitaciones,aunque dentro de él se presente algún lapso detiempo sin lluvia . Es decir, una mismaperturbación meteorológica, puede producir másde un evento lluvioso.

El análisis de aguaceros, se realiza parala evaluación de su impacto en un sistemahídrico, con el objeto de determinar las variablesmás importantes del sistema para el uso, con-trol y manejo del agua. El tamaño óptimo de unaestructura hidráulica de control, es aquella queequilibra los criterios de costos y seguridad; espor ello, que no se busca una protección absoluta,sino una protección para un evento deprobabilidad determinada. Es decir, el eventocorrespondiente a un tiempo de recurrencia T otiempo de retorno, definido como el número deaños en promedio, en la cual el evento tipoconsiderado, se producirá una vez. El tiempo T,se define como la inversa de la frecuencia (F) oprobabilidad.

T = 1 / F

La intensidad de las precipitaciones varíaen cada instante, en el curso de un aguacero.Estas variaciones se representan por dosgráficos, que se derivan del registro de unpluviógrafo: el hietograma y curva deprecipitaciones acumuladas o curva de masa.

El hietograma, se representa por mediode un histograma de alturas de lluvia caída, enun intervalo de tiempo pequeño (5, 10, 20 o 30minutos). Cuando más corto sea el evento, menordebe ser el intervalo de tiempo, para unarepresentación correcta de las variacionestemporales de la lluvia. También, en lugar delmonto de lluvia caída, se puede colocar laintensidad de la precipitación, que se asumecomo constante para el intervalo de tiemposeleccionado.

La curva de alturas de lluvias acumuladao curva masa, da en ordenadas para cadainstante de tiempo t, la lluvia caída desde elcomienzo del aguacero. La pendiente de la rectatangente en cada punto de la curva, es igual a laintensidad instantánea del aguacero en elmomento considerado. A veces, es recomendablegraduar el eje de ordenadas en porcentajes del

E F M A M J J A S O N D0

20

40

60

80

100

120

140

160

MEDIA

MAX.

MIN.

p > 75

p > 50

p > 25

p > 10p > 90


CUADRO IV-6Cantidad de días con lluvia

Estación: CRICYT (IANIGLA) - Serie: 1983-94___________________________________________________________________________________

año E F M A M J J A S O N D___________________________________________________________________________________

1983 11 4 4 3 3 7 3 3 6 4 3 61984 5 11 13 7 1 8 5 3 9 1 5 101985 9 9 4 2 1 0 7 4 5 3 9 51986 2 6 3 4 3 3 2 3 0 1 2 51987 4 3 11 4 7 1 7 5 2 4 7 41988 2 5 5 2 0 0 2 0 6 2 4 31989 10 5 3 1 4 4 0 1 1 3 2 31990 6 12 10 2 1 1 3 2 3 8 3 31991 7 9 5 1 4 4 5 3 3 2 9 61992 6 3 3 5 6 2 4 2 4 4 9 91993 8 10 5 5 3 5 2 1 3 5 3 11994 6 3 3 5 0 0 4 1 1 4 2 6

___________________________________________________________________________________

MEDIA 6 7 6 3 3 3 4 2 4 3 5 5___________________________________________________________________________________

total de lluvia precipitada en el curso del evento.Se ha comprobado que la distribución relativaen el tiempo de la cantidad de lluvia, es similarpara las estaciones afectadas por la mismapertubación meteorológica que genera elaguacero, independientemente de su cantidad.Es particularmente útil, porque permite unaaproximación al hietograma en otra estación quedisponga, únicamente de un pluviómetro.

Las lluvias que ocasionan el caudalmáximo, en un punto de la red de drenaje, sonaquellas cuya duración de precipitación es porlo menos igual al tiempo que necesitaría el aguapara escurrir desde el punto más alejado de lacuenca hasta el punto considerado. Este tiempose denomina tiempo de concentración, y puedevariar de algunos minutos a horas, según laextensión y relieve de la cuenca. Por lo tanto,resulta imprescindible para el diseño deestructuras hidráulicas, realizar el análisis de laintensidad de lluvia para distintas duraciones D,denominada intervalo de referencia.

No solo se debe calcular la intensidadcorrespondiente a un intervalo D, igual al tiempode concentración de la cuenca en cuestión, sinoque además, se deben establecer distintos valoresde intensidad de lluvia, que pueden seralcanzados o sobrepasados para distintostiempos de recurrencia T. En síntesis, lo que sebusca es una relación funcional entre la

intensidad de lluvia correspondiente a intervalosde referencia y la probabilidad de ocurrenciaasociada. Estas curvas, se denominan curvas deintensidad-duración-frecuencia, o simplementecurvas i-d-f.

Para la determinación de las curvas i-d-f,se deben identificar los aguaceros ocurridos enuna estación y del conjunto de ellos, seseleccionan algunos eventos según algún criteriopreestablecido. Por ejemplo, se toman en cuentaúnicamente aquellas lluvias que superen ciertomonto de precipitación y que generenescurrimiento. En cada evento, se determinanlas intensidades máximas correspondientes a losintervalos de referencia adoptados. A modo deejemplo, el CUADRO IV-7 muestra el aguaceroregistrado el 28/12/85, en la estación Papagayos,perteneciente a la red telemétrica del INCYTH-CRA (FIG. IV-6a), de 45 mm de precipitación y50 minutos de duración, cuya curva deprecipitación acumulada y hietograma se observaen la FIG. IV-6b. En el CUADRO IV-8, semuestran las intensidades máximas paradistintos intervalos de referencia.

En general, los valores de intensidad sonmás bajos cuanto más largo es el intervalo dereferencia. Para cada uno de los intervalos dereferencia considerados, se clasifican lasintensidades máximas por orden de magnituddecreciente, utilizando todos los valores


en función del intervalo de referencia, a la cual,es factible efectuar un ajuste de curvas del tipo:

i = i = a

b + t( )i = a * ( t - b )-n

i = a + b * ln t

Donde: i, intensidad máxima en mm.h-1; t,duración del intervalo de referencia; a, b y n,

CUADRO IV-7Hietograma y lámina acumulada de la

tormenta del 28-12-85Estación Papagayos (Mendoza)

_______________________________________________

hora minutos parcial acumulada[mm] [mm]

_______________________________________________

15 20 0.0 0.015 25 1.0 1.015 30 7.0 8.015 35 13.0 21.015 40 11.0 32.015 45 8.0 40.015 50 4.0 44.015 55 1.0 45.0

_______________________________________________

CUADRO IV-8Cálculo de las intensidades máximas para

distintos intervalos de referencia de latormenta del 28-12-85

_______________________________________________

máxima lluvia comienzo y intensidadmedida en un fin del intervalo mediaintervalo de: de referencia máx

[mm.h-1]_______________________________________________

5 min - 14 mm 03h 45' - 03h 50' 168.010 min - 25 mm 03h 45' - 03h 55' 150.015 min - 27 mm 03h 40' - 03h 55' 108.020 min - 31 mm 03h 35' - 03h 55' 93.025 min - 34 mm 03h 30' - 03h 55' 81.630 min - 37 mm 03h 25' - 03h 55' 74.040 min - 42 mm 03h 20' - 04h 00' 63.050 min - 45 mm 03h 10' - 04h 00' 54.0

_______________________________________________

resultantes del análisis de los aguacerosseleccionados, sin detenerse a conservar laindividualidad de cada uno de ellos. Se formauna serie estadística a la que es posible ajustaruna distribución de frecuencias, y encontrar losvalores de intensidad que pueden ser alcanzadoso sobrepasados para distintos niveles deprobabilidad. Se obtienen tantas series de valoresde intensidades, como intervalos de referenciase consideren, y de cada serie se calculandistintos valores de intensidad de lluvia, enfunción de los tiempos de recurrenciaseleccionados.

Para cada tiempo de retorno T, se disponede un conjunto de valores de intensidad máxima

FIG. IV-6b: Curva de alturas de lluvia acumuladao curva masa para el aguacero registrado el 28-12-85 en la estación Papagayos, perteneciente ala red telemétrica del INCYTH-CRA (Mendoza).

FIG. IV-6a: Hietograma del aguacero registradoel 28-12-85 en la estación Papagayos,perteneciente a la red telemétrica del INCYTH-CRA (Mendoza).

15.20 15.30 15.40 15.5015.25 15.35 15.45 15.550

5

10

15

20

25

30

35

40

prec

ipita

ción

[mm

]

45

tiempo

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

prec

ipita

ción

[mm

]

15.20 15.30 15.40 15.5015.25 15.35 15.45 15.55

tiempo


CUADRO IV-9Intensidades en mm.h-1 para distintos

tiempos de retorno y duración para todaslas estaciones de la red telemétrica del

INCYTH al oeste del Gran Mendoza______________________________________________

durac. tiempo de retorno [años]

[min] 5 10 25 50 100 200______________________________________________

5 188.9 214.5 249.0 275.7 304.6 333.2

10 153.4 173.4 200.3 221.1 243.4 265.815 132.6 149.3 171.8 189.1 207.7 226.020 117.8 132.3 151.6 166.4 182.3 196.025 106.4 119.0 135.9 148.8 162.6 176.230 97.0 106.2 123.1 134.4 146.5 158.435 89.1 99.1 112.2 122.3 132.9 143.440 82.3 91.1 102.9 111.7 121.1 130.445 76.2 84.2 94.6 102.4 110.7 118.950 70.8 77.9 87.2 94.1 101.5 108.655 66.0 72.2 80.5 86.6 93.0 99.360 61.5 67.1 74.4 79.8 85.4 90.865 57.4 62.3 68.7 73.4 78.3 83.070 53.6 57.9 63.5 67.6 71.8 75.875 50.1 53.8 58.7 62.2 65.7 69.080 46.7 50.0 54.1 57.1 60.0 62.785 43.6 46.4 49.9 52.3 54.6 56.890 38.5 41.4 44.9 47.4 49.8 52.0

parámetros que resultan del ajuste matemáticode las curvas experimentales y dependen deltiempo de retorno escogido. En el CUADRO IV-9, se muestran las intensidades de lluvia paradistintos tiempos de retorno, registradas en todaslas estaciones de la red telemétrica. (FERNANDEZet al, 1996); la FIG. IV-7, muestra las curvas i-d-f, empleando la fórmula lineal.

Valores extremos de pluviosidad

Los valores extremos de precipitación,registrados en diversos puntos del Planeta, paradistintos intervalos de tiempo, se muestran en elCUADRO IV-10.

ANALISIS DE LOS AGUACEROS EN UNACUENCA

Precipitación promedio sobre un área

En muchos tipos de problemashidrológicos es necesario determinar laprecipitación promedio sobre un área específica,para una tormenta específica o para un período

de tiempo dado. El método más simple paraobtener la precipitación media, es realizar unpromedio aritmético de las cantidades medidasen distintos puntos del área. El método, producebuenas estimaciones para áreas planas, siempreque los pluviómetros se encuentren distribuidosuniformemente y el valor captado por cada unode ellos, no se aleje demasiado de la media. Estaslimitaciones, se pueden prever si las influenciastopográficas y la representatividad de lassubáreas que conforman la cuenca, seconsideran en la selección de los sitios deemplazamientos de los pluviómetros. El métodose denomina media aritmética.

El método de Thiessen, tiene en cuenta lano uniformidad en la distribución de lospluviómetros, mediante la asignación de un fac-tor de ponderación para cada uno de ellos. Lasestaciones se colocan en un mapa, y se trazanlíneas que las conecten entre sí. Las mediatriceso perpendiculares bisectrices de estas líneas,entre dos estaciones, forman polígonos alrededorde cada una de ellas. Los lados de cada polígono,constituyen los límites de una fracción del áreatotal de la cuenca, que se asigna a cada estación,donde la precipitación es uniforme y equivalentea la registrada en el puesto pluviométrico (FIG.IV-8).

El área de cada polígono se determinaempleando un planímetro, y se expresa como unporcentaje del área total. El promedio ponderadode lluvias para la cuenca, se calcula como lasuma de los productos de la precipitación en cadaestación y el porcentaje de área asignada. Losresultados, son por lo general más exactos quelos obtenidos por el simple promedio aritmético.La mayor limitación del método de Thiessen, essu poca flexibilidad, puesto que se requiere unnuevo diagrama cada vez que un nuevo puestose incorpore a la red; tampoco tiene en cuentalas influencias orográficas. En realidad, elprocedimiento de Thiessen simplemente suponeuna variación lineal de la precipitación entre lasestaciones, y asigna un segmento de área decuenca a la estación más cercana.

El método más exacto para promediar laprecipitación sobre un área, es el método de lasisohietas. Se ubican las estaciones en un mapaadecuado; sobre éste, se dibujan las líneas deigual precipitación (isohietas) (FIG. IV-8). Laprecipitación promedio para la cuenca, se calculacomo la sumatoria de los productos de laprecipitación promedio de dos isohietasconsecutivas y el área determinadas por ellas,


en zonas de precipitaciones bajas, debendibujarse de 50 en 50 mm. Para las isohietasmensuales, se utilizan intervalos entre 5 y 25mm, aunque en los meses de estiaje se utilizanormalmente un intervalo de la mitad e inclusomenor. En el trazado de isohietas de un eventoparticular, el intervalo es condicionado por losdatos, aunque por lo general, suele utilizarse elmismo intervalo anterior. En cualquier caso, elintervalo entre isohietas dependefundamentalmente de los valores deprecipitación, irregularidad y de los valoresextremos registrados en la cuenca en estudio(HERAS, 1976).

Normalmente, se utilizan planos deescalas 1:25.000, 1:50.000,1:100.000,1:200.000, 1:500.000 para superficies de cuenca:S < 500 km2, 500 < S < 1000 km2, 1000 < S <5000 km2, 5000 < S < 10000 km2, y S > 10000km2, respectivamente. En los planos, se sitúanlas estaciones, con indicación de su altura y valorpluviométrico. Se empieza por las precipitacionesmayores, encerrándolas por anillos que lascomprendan, y dentro de cada una de las zonas

expresada en porciento del área total de lacuenca.

El método de las isohietas permite el usoy la interpretación de toda la informacióndisponible. En la construcción de un mapa deisohietas, el analista puede utilizar todo suconocimiento sobre los posibles efectosorográficos y la morfología de la tormenta; eneste caso el mapa final representa un patrón delluvias mucho más real, que aquel que se puedeobtener utilizando únicamente las cantidadesmedidas en cada estación. La exactitud delmétodo, depende en gran parte de la habilidaddel analista. Si se realiza una interpolación lin-eal entre estaciones, el resultado será similar alque se obtiene utilizando el método de Thiessen.Un análisis inadecuado, puede conducir a erroresconsiderables.

Como orden de magnitud, y dependiendode los valores de la precipitación, las isohietasanuales y la isohieta media se suelen dibujar de100 en 100 mm; en zonas de altasprecipitaciones, puede duplicarse este intervalo;

FIG. IV-7: Curvas intensidad-duración-frecuencia para todas las estaciones que integran la redtelemétrica (INCYTH-CRA) del área pedemontana al oeste del Gran Mendoza.

200 años100 años

50 años

25 años

10 años

5 años

100

inte

nsid

ad [m

m .

h-1 ]

0 20 30 40 50 60 70 80 90

40

80

120

160

200

240

280

320

360

duración [min]


CUADRO IV-10Valores extremos de observados en el planeta

__________________________________________________________________________________________

duración [mm] sitio fecha__________________________________________________________________________________________

1 min 31.2 Unionville (EE.UU.) 4-JUL-19568 min 126.0 Füssen (Alemania) 25-MAY-192020 min 205.7 Curtea-de-Arges (Rumania) 7-JUL-188942 min 304.8 Holt (EE.UU.) 22-JUN-1947130 min 482.6 Rockport (EE.UU.) 18-JUL-1889270 min 782.3 Smethport (EE.UU.) 18-JUL-194212 hs 1340.1 Belouve (islas Reunión) 28-FEB-196424 hs 1869.9 Cilaos (islas Reunión) 15-MAR-19522 dias 2499.9 Cilaos (islas Reunión) 15/17-MAR-19524 dias 3503.9 Cilaos (islas Reunión) 14/18-MAR-19528 dias 4129.8 Cilaos (islas Reunión) 19/19-MAR-195231 dias 9300.0 Cherrapunji (India) JUL-18612 meses 12766.8 Cherrapunji (India) JUN/JUL-18614 meses 18737.6 Cherrapunji (India) ABR/JUL-18616 meses 22454.4 Cherrapunji (India) ABR/SET-18611 año 26461.2 Cherrapunji (India) AGO/1860-JUL/18612 años 40768.3 Cherrapunji (India) 1860-1861__________________________________________________________________________________________

Media anual de días con lluvia: 322 días, Buitenzorg (Java)Mayor precipitación anual media: 11988.8 mm, Kauai (Hawaii)Mayor precipitación anual media (Sudamérica): 8686.8 mm, Buena Vista (Colombia)Media anual de días sin lluvia: 325, Bahía Félix (Chile)Menor precipitación anual media: 0.6 mm, Arica (Chile)Mayor número de años sin lluvia: 19 años, Wadi Halfa (Sudan)__________________________________________________________________________________________

FUENTE: The Water Encyclopedia. TODD, D.K., 1970.

se dibujan los anillos inferiores. Normalmente,se divide la zona en dos partes; una, con valoresinferiores a la media estimada y otra, con valoressuperiores. En cada zona, se trazan las isohietas,a semejanza de curvas de nivel, pero teniendoen cuenta, el relieve y la orientación de lasvertientes; este aspecto, es más importante queel ajuste proporcional de las líneas de igualprecipitación.

El trazado de isohietas, no debeconvertirse en un trazado analítico, condicionadoúnicamente por los datos, como si fueran curvasde nivel. Debe tenerse en cuenta, que los datosllevan implícito un cierto error, por ello no debeforzarse nunca a la isohieta para respetar unvalor, siempre que la diferencia sea pequeña. Porotra parte, no deben considerarse datos aisladosque no encajen en la tónica general del episodiolluvioso. Es conveniente emplear un plano concurvas de nivel, y considerar antes del trazadode las isohietas, la dirección de los vientos enladeras y valles.

Curvas lamina-superficie-duración

Cuando se trata tormentas convectivas,donde el decaimiento espacial de los valores delluvia es muy grande, se requiere un análisisespecífico. Para ello, se determinan las curvaslámina de precipitación - superfice - duración;dichas curvas, proveen la altura de precipitaciónen función de la superficie de la cuenca paraintervalos de referencia determinados. Diferentesproblemas hidrológicos requieren un análisis dela distribución temporal y espacial de laprecipitación en una tormenta. Básicamente, elanálisis de lámina-superficie-duración, se realizapara determinar las cantidades máximas delluvias de una determina duración, queprecipitan sobre áreas de diferentes tamaños.

La determinación de las curvas de lámina-superficie-duración, se puede realizar conprecipitaciones registradas en cualquier períodode tiempo. Es de destacar, que este tipo deanálisis es tedioso y casi imposible de realizar o


muy aproximado, si se hace con redes pocodensas, que sean incapaces de registrar valoresde precipitación en el área de influencia de latormenta, especialmente, si se trata de eventosde carácter convectivo cuya área de influenciaes pequeña. Se requiere una alta densidad deestaciones y por ello, se han realizado en muy

pocas partes del mundo. El CUADRO IV-11,muestra algunas fórmulas para el cálculo de laprecipitación en función del área, a partir de unpunto de precipitación máxima con isohietas deforma circular (GRAY, 1981).

El INCYTH-CRA (FERNANDEZ, 1995), ha

FIG. IV-8: Promedio espacial de la precipitación por distintos métodos: (a) media aritmética; (b)método de Thiessen; (c) método de las isohietas.

146 + 192 + 269 + 450 + 298 + 500= 309.2

6

Media aritmé t ica

192282

269

146

154

298 500

450

195

175

65

65

192282

269

146

154

298 500

450

195

175

65

192282

269

146

154

298 500

450

195

175

precipitaciónobservada

[mm] [km2]

precipitaciónponderada

[mm][%]

65146192269154298500450

712010912020928276

626

11918193

151312

100

6.527.734.651.14.6

44.76554

288.2

área encerrada (+)

Mé todo de Thiessen

(+) área del polígono correspondiente dentro de los límites de la cuenca

isohieta

[mm] [km2] [%]

precipitación ponderada

[mm]

precipitación promedio

[mm]

> 400400 - 300300 - 200200 - 100 < 100

9011619619331

626

141931315

100

45035025015083

76.966.577.546.54.1

271.5

área encerrada (•)

Mé todo Isohieta

(•) dentro de los límites de la cuenca

c

b

a


FIG. IV-10: Curva lámina-área para la tormentadel 17-01-95 registrada por la red telemétricaperteneciente al INCYTH-CRA, en el áreapedemontana al oeste del Gran Mendoza.

FIG. IV-9: Distribución espacial de la lluvia(isohietas) para la tormenta del 17-01-85registrada por la red telemétrica pertenecienteal INCYTH-CRA, en el área pedemontana al oestedel Gran Mendoza.

CUADRO IV-11Fórmulas para el cálculo de la lluvia promedio sobre un área, con un punto demáxima precipitación en el centro Pm dentro de la isohieta circular de radio x

__________________________________________________________________________________________

media Area Autor[in] [mi2]

__________________________________________________________________________________________

P = Pm (1 - 0.14 A1/4) 1.6 Fruhling

P = Pm - 0.14 A3/5 18.5 Woolhiser-Schwalen

P = Pm - b A1/2 5-280 Huff-Stout

P = Pm + a1 A1/2 + a2 A + ... < 300 Chow

P = Pm EXP(-0.01 A1/2) 20 - 20000 Horton

realizado este análisis para numerosas tormentasregistradas en la red telemétrica, instalada en elpiedemonte mendocino. Para cada evento se

trazan las isohietas correspondientes, como elque se muestra en la FIG. IV-9, correspondientea la tormenta registrada el 17/01/85. Se puedeobservar, el decaimiento espacial de las lluvias apartir de un núcleo de mayor precipitación. Dadala complejidad del método, aún no se dispone deun análisis completo para todas las tormentas.La FIG. IV-10, muestra el porcentaje de lluviamáxima en función del área sobre la cual ocurrióel evento lluvioso. En función de la muestradisponible, no se han encontrado diferenciassignificativas para las duraciones de 30, 60 y 90minutos.

3530

25 20

15

10

5

20

1510

5

10

5

5

10

00

10

20

30

40

5 10 15 20 25

dis

tan

cia

en

km

d istancia en km0

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

100 200 300 400 500

porc

enta

je la

min

a m

áxim

a

área [km2]

V/1Evapotranspiración y Déficit de Circulación

GENERALIDADES

La evaporación es una de las fases delciclo hidrológico, constituida por un conjunto defenómenos de naturaleza física, que transformanen vapor, el agua del suelo, ríos, lagos, mares,océanos, hielo, nieve y el agua almacenada sobrela vegetación proveniente del rocío e intercepción(SOUZA PINTO et al, 1976). La transformacióndel agua en estado líquido o sólido al estadogaseoso, se realiza a una temperatura inferior ala del punto de ebullición, y contínuamente sepresenta un intercambio de moléculas de aguahacia y desde la atmósfera. Desde un punto devista práctico, el concepto de evaporación, estárestringido a la emisión de vapor hacia laatmósfera.

Las plantas, toman el agua del suelo através de sus raíces, para sus actividades vitales;una fracción de ella es liberada a la atmósfera enforma de vapor, por la acción fisiológica detranspiración. En muchos casos no interesadistinguir qué parte corresponde a la evaporaciónfísica propiamente dicha, y qué parte es del ciclobiológico de los seres vivos; generalmente,aparecen sumados los dos términos, y los dosefectos se engloban en una variable única, quese denomina evapotranspiración.

EVAPORACION

El proceso de evaporación es muyimportante, puesto que este fenómeno físico seefectúa a expensas de todos los estados físicos yformas en que se encuentra el agua en la Tierra.En todos los casos, la evaporación es función de

CAPITULO V

EVAPOTRANSPIRACION Y DEFICIT DE CIRCULACION

dos grupos de factores, bien distintos, que incidenen el proceso. Ellos son: a) parámetros quecaracterizan el estado de la atmósfera en lascercanías de la superficie evaporante ycondicionan su aptitud para provocar laevaporación; se denomina poder evaporante dela atmósfera; b) naturaleza de la superficieevaporante, que puede ser una superficie de agualibre, nieve, hielo, suelo desnudo.

El poder evaporante de la atmósfera esdeterminado por una serie de variablesmeteorológicas, de difícil evaluación de su efectorelativo, como: radiación solar, déficithigrométrico, temperatura del aire, insolación,velocidad y turbulencia del viento, y presiónbarométrica. A los factores mencionados se ledeben sumar los factores que caracterizan lasuperficie evaporante como: salinidad del agua,temperatura de la super ficie, altitud yobviamente, disponibilidad de agua.

La radiación solar es la principal fuentede suministro de calor; además, existen otrasformas de suministro, como el calor ganado operdido por las paredes del depósito de agua,despreciables en grandes volúmenes, perosignificativas en el caso de una pequeña lagunao en el evaporímetro, instrumento de mediciónde la evaporación.

Principalmente, la tasa de evaporación esproporcional a la diferencia entre la tensión desaturación de vapor a la temperatura del agua yla tensión de vapor real en la atmósfera, llamadodéficit higrométrico. La ley de Dalton (cit.REMENIERAS, 1974), establece que:

E = α (Fe - Fa)

V/2 Evapotranspiración y Déficit de Circulación

Donde: E, evaporación, en un períododeterminado; Fe, tensión de saturación de vaporde agua a la temperatura superficial del agua;Fa, tensión de vapor efectiva o actual a latemperatura media del aire; (Fe - Fa), déficithigrométrico; α , coeficiente empírico quecaracteriza a la estación; las variacionesimportantes de un sitio a otro del coeficiente α,limitan el uso de la fórmula.

En la práctica, el déficit higrométrico ohumedad relativa del aire, es medidoindirectamente por medio del psicrómetro. Esteaparato, se compone de dos termómetros; unollamado termómetro seco, no es otra cosa queun termómetro ordinario, e indica la temperaturadel aire ambiente; el otro, llamado termómetrohúmedo, tiene su bulbo envuelto en una muselinamantenida constantemente humedecida de agua.Merced a la disminución de la temperatura debidaa la evaporación del agua que impregna lamuselina, el termómetro húmedo indica unatemperatura, siempre inferior a la del termómetroseco, salvo cuando el aire está saturado, en cuyocaso son iguales. A partir de la diferencia térmicapsicrométrica, mediante el uso de tablas se puedeencontrar el valor de la tensión de vapor actualFa. La tensión Fe, se encuentra tabulada enfunción de la temperatura.

La variación de la temperatura del aguay del aire, influyen en la evaporación, al variar elalmacenamiento de calor en la superficieevaporante. Este factor influye sobre grandesmasas de agua, haciendo que la variación en laevaporación de lagos profundos, sea más suave,que en un lago de poca profundidad oevaporímetro.

El efecto del viento, es el remover lasmasas de aire húmedo en contacto con lasuperficie evaporante, facilitando la llegada deaire más seco, y consecuentemente con mayordéficit higrométrico. Este efecto, se logra con unabrisa suave, y por sobre una velocidad del vientode 35 a 45 km.h-1 la evaporación no aumenta(OMM-PHCA, 1977).

Otros factores que influyen sobre laevaporación, son las características topográficasde los alrededores de las masas de agua; esteefecto es importante, ya que el tipo de vegetación,sombras y protección del viento, influyenapreciablemente en los factores meteorológicos,que a su vez afectan la evaporación. Laevaporación desde aguas en movimiento, es 7 a8 % mayor que aguas tranquilas; a mayor oleaje,

mayor evaporación. También, la evaporacióndisminuye aproximadamente 1 %, por cada 1 %de aumento en el contenido de salino, impurezasy vegetación (OMM-PHCA, 1977).

Se entiende por evaporación potencial, ala cantidad de vapor de agua que puede seremitida por una superficie de agua pura en lascondiciones atmosféricas existente, y evaporaciónreal, a la que efectivamente se ha producido. Engeneral, la evaporación desde lagos profundoscoincide con la evaporación potencial; en cambio,la evaporación desde el suelo es menor que ella,y puede ser teóricamente igual, si el suelo semantiene continuamente saturado.

Evaporación desde la superficie del agua

La medida directa de la evaporación desuperficies grandes de agua no es posible en laactualidad, como es la medida de un caudal. Parala determinación de la evaporación de lagos oembalses, los métodos disponibles son: a)utilización de evaporímetros; b) balance de agua;c) balance de energía; d) métodos aerodinámicos.Basándose en resultados de los métodosanteriores, se han desarrollado numerosasfórmulas empíricas, como más adelante se veránalgunas, que permiten determinar, con mayor omenor éxito, estimación de la evaporación.

La evaporación procedente de lagos yembalses se estima a partir de datos delevaporímetro, por:

EL = K EP

Donde: EL, evaporación en un lago o embalse, enmm en un período determinado; EP, evaporaciónmedida en el evaporímetro, expresada en mmpara el mismo período considerado; K, constanteempírica del evaporímetro.

Existe gran variación de la constante K,debido a factores climáticos, estacionales,instrumentales y de observación; pero, el métodopuede proporcionar una primera aproximación,muy útil de la evaporación de un cuerpo de agua.La determinación experimental del valor de K,requiere de un estudio complejo, que escapa alalcance de este texto. El valor anual medio de laconstante K, para el tanque tipo A, empleado porel SMN, similar al que se utiliza, en casi todaslas redes del mundo occidental es de 0.68 (SMN,1970).

La evaporación de un espejo de agua, se


puede determinar por medio de un balancehídrico, empleando la siguiente expresión(SOKOLOV y CHAPMAN, 1981):

EL = PL - ∆SL + ∆Qs + ∆Qu

Donde: EL, es la evaporación en el cuerpo de agua;PL, precipitación sobre la superficie de agua; ∆SL,variación en el agua almacenada; ∆Qs, es ladiferencia entre el caudal de entrada y salida;∆Qu, diferencias entre entradas y salidas de aguasubterránea.

La aplicación del método de balancehídrico es limitada, ya que en muchos casos, elflujo de agua subterránea en el lago no se puededeterminar; sin embargo, consideracionesgeológicas y de otra índole, parecen indicar queeste término es despreciable, comparado con losotros componentes del balance. También, lavariación en el agua almacenada es despreciable,porque en general, en los lagos de embalse el nivelde agua tiende a una constante. El valor de EL,dividido por el número de años de registro delbalance, proporciona la evaporación media anual.

El método de balance de energía, se basaen la ecuación de continuidad de la energíacalórica. El método es aplicable no solo a lagos yembalses, sino al océano y suelo. Es un métodode gran complejidad, que requiere unadeterminación cuidadosa de cada componente;es más adecuada para estudios de investigacióncientífica que para uso general. El métodoaerodinámico, emplea la medición de flujosturbulentos verticales del viento y vapor de aguaen la atmósfera. Los procedimientosmencionados, escapan al alcance del texto.

En ausencia de medidas directas deevaporación, se pueden utilizar fórmulasempíricas, que permiten calcular las mediasanuales o mensuales a partir de datosmeteorológicos corrientemente disponibles. Deellas, se obtienen resultados suficientementeprecisos para estudios climatológicos ehidrológicos generales. Existen numerososmodelos empíricos, entre los que se destacan lossiguientes.

La fórmula de J. Lugeon (1928, cit.CASTAGNY, 1974), se expresa:

E = 0.398n Fe − Fa( ) 273 + T( )

273⋅ 760

B − Fe( )

Donde: E, lamina de agua evaporada, en mm.mes-1,

para un mes de n; Fe, tensión de saturación delvapor de agua, en mm Hg, correspondiente a latemperatura máxima media mensual T, dada porlas tablas higrométricas; Fa, tensión real mensualde vapor, en mm Hg, se obtiene multiplicando Fepor el grado higrométrico medio observado(cociente entre la tensión real y saturación delvapor, equivalente a la humedad relativa); B,presión barométrica mensual, en mm hg; T,temperatura media mensual de los máximosdiarios, en °C. En el CUADRO V-1, se muestraun ejemplo de cálculo para el año 1990, con datosregistrados en la estación CRICYT del IANIGLA,y los valores de evaporación registradas en unevaporímetro tipo A.

En 1915, Meyer (cit. OMM-PHCA, 1977)dedujo una fórmula, a menudo empleada por lostécnicos anglosajones, que permite calcular laevaporación mensual media, en función del déficithigrométrico medio y de la velocidad media delviento. Se expresa así:

Em = C Fe − Fa( ) 1 + V

10

Donde: Em, evaporación mensual media, enpulgadas; Fe, tensión de saturación del vapor ala temperatura mensual media del aire, en in Hg;Fa, el valor mensual medio de la tensión efectivadel vapor de agua en el aire, en in Hg; V, velocidadmensual media del viento, en mi.h-1, medida a25 pies sobre la superficie del agua; C, coeficienteempírico igual a 15 para los tanques deevaporación o charcas poco profundas, e igual a11 para los depósitos y lagos profundos; en esteúltimo caso, se debe remplazar en la fórmula Fepor Fn, tensión de saturación del vapor a latemperatura mensual media del agua. En elCUADRO V-2, se muestra un ejemplo de cálculo,para la serie 1961-70 registrada en la estaciónObservatorio Mendoza, dependiente del SMN, yla evaporación registrada en tanque tipo A,promedio de 26 años (QUINTELA, 1977).

La fórmula de W. Leather (cit. CASTAGNY,1971):

E = 2 (ln T - 1.74)+0.33 (ln D - 1)+0.36 (ln V - 0.125)

Donde: E, evaporación de la superficie de agualibre, en mm.dia-1; D, coeficiente de aridez; V,velocidad media del viento en un período de 24hs, en mi.h-1; T, temperatura media diaria, en°F.

Otra fórmula es de los ServiciosHidrológicos de la URSS (cit. SOUZA PINTO et al,


CUADRO V-1Cálculo de la evaporación de una superficie de agua libre

Aplicación fórmula de J. LugeonAño: 1990 - Estación: CRICYT

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MES n T Fe HR Fa B Ecal. Eobs.[días] [°C] [mm Hg] [%] [mm Hg] [mm Hg] [mm.mes-1] [mm.mes-1]

__________________________________________________________________________________________

ENE 31 31.1 33.9 51 17.3 686.8 265.6 308.1FEB 28 26.8 20.4 65 17.2 687.4 129.4 223.4MAR 31 23.7 22.0 67 14.7 688.9 111.5 134.5ABR 30 20.3 17.8 62 11.0 689.4 98.7 115.5MAY 31 16.8 14.3 61 8.7 689.8 82.5 71.4JUN 30 14.9 12.7 65 8.2 689.8 63.6 56.7JUL 31 13.4 11.5 64 7.4 690.4 59.4 54.2AGO 31 19.1 16.6 53 8.8 689.8 116.2 117.2SET 30 18.2 15.7 54 8.5 689.8 103.4 174.3OCT 31 24.6 23.2 54 12.5 688.8 164.3 160.6NOV 30 29.4 30.8 49 15.1 687.6 240.3 224.7DIC 31 30.4 32.5 52 16.9 686.8 248.5 236.5__________________________________________________________________________________________

1976), deducida de observaciones efectuadas entanques de evaporación de una superficiecomprendida entre 20 y 100 m2; su expresiónes:

E = 0.15 n (Fe - Fa) (1 + 0.072 V2)

Donde: E, evaporación mensual, en mm; n,número de días del mes considerado; Fe, presiónde saturación del vapor de agua correspondiente

a la temperatura media del agua en la superficieevaporante, en mb; Fa, valor medio de la tensiónefectiva del vapor de agua en el aire a dos metrossobre la superficie del agua, en mb; V2, lavelocidad del viento a 2 m sobre la superficie delagua, en m.s-1.

El CUADRO V-3, muestra la aplicaciónde la fórmula, asumiendo que la tensión desaturación a la temperatura del agua (Fe), es simi-

CUADRO V-2Cálculo de la evaporación media de una superficie de agua libre

Aplicación de la fórmula de MeyerSerie: 1961-70 - Estación: Observatorio Mendoza

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MES V T Fe HR Fa Em Em Eobs[mi.h-1] [°C] [in Hg] [%] [in Hg] [in] [mm] [mm]

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ENE 4.35 23.6 0.861 50 0.430 9.277 235.6 179.8FEB 3.11 22.7 0.815 53 0.432 7.532 191.3 142.8MAR 3.11 19.5 0.670 59 0.395 5.408 137.4 114.7ABR 3.11 16.4 0.547 62 0.336 4.149 105.4 78MAY 3.73 12.1 0.417 60 0.250 3.439 87.3 68.2JUN 4.35 8.0 0.317 62 0.197 2.583 65.6 48.0JUL 3.73 7.8 0.313 61 0.191 2.513 63.8 58.9AGO 4.35 10.5 0.375 50 0.187 4.047 102.8 77.5SET 4.35 13.0 0.443 47 0.208 5.058 128.5 99.0OCT 4.35 16.8 0.563 49 0.276 6.178 156.9 130.2NOV 4.35 20.3 0.703 48 0.337 7.878 200.1 156.0DIC 4.35 22.5 0.805 51 0.411 8.481 215.4 182.9


lar a la tensión de saturación a la temperaturadel aire; en la realidad, este parámetro presentaun menor valor, pero la temperatura del agua,no se registra en la estación en cuestión. Delmismo modo, la velocidad del viento a 2 m (V2),se la consideró equivalente a la registrada en unanemómetro colocado a 5 m de altura. Unaestación evaporimétrica debe registrar además,la temperatura del agua del tanque deevaporación, temperatura del aire, deltermómetro de bulbo seco y húmedo en el abrigometeorológico y la velocidad del viento ensuperficie y a 2 m de altura.

Existen numerosas fórmulas, desarro-lladas por numerosos investigadores, a menudomás complicadas. Los ejemplos mencionados,bastan para mostrar su principio general y suslímites de empleo. Siempre se debe precisar elvalor de los coeficientes que poseen, calculadosa partir de observaciones locales.

Evaporación desde la superficie del suelo

En la evaporación de la humedadexistente en un suelo desprovisto de vegetación,se distinguen tres fases bien diferenciadas. Enun suelo saturado, sin aportación externa deagua (lluvia o riego), la tasa de evaporación esmáxima y constante, debido a que el aguaevaporada, es reemplazada por otra agua queasciende por capilaridad.

Con el transcurrir del tiempo, el contenidode humedad en las capas superiores tiende adisminuir, porque se reducen los aportes porcapilaridad. La evaporación disminuye, y el suelocomienza a mostrar áreas desecadas de tamañocreciente. La evaporación en las zonas aúnhúmedas, continua con la misma intensidad,pero con una reducción notable en la zonas secas.El proceso de evaporación continua hasta queno exista acceso de humedad a la capa superficialde suelo y esta, se encuentre completamente seca.Posteriormente, la evaporación se produce en elinterior del suelo, a partir del agua localizada enlos niveles inferiores o directamente de la capafreática; el estrato superior seco, aumenta deespesor.

De lo expresado, se deduce que laevaporación en el suelo, es condicionado por laprofundidad del nivel freático y la naturaleza delsuelo. Las pérdidas de agua del suelo, soncompensadas por el agua del acuífero freático,que asciende por capilaridad. Experienciasrealizadas en California, indican que laevaporación prácticamente cesa, cuando el nivelfreático se encuentra por debajo de 1.2 m (LOPESCADENA DE LLANO y BLANCO CRIADO, 1978).

Cuando se calcula la evaporación mediaa largo plazo en cuencas de ríos con grandesllanuras, los resultados más exactos se obtienenpor el método del balance hídrico. Para regionesmontañosas no hay métodos dignos de confianza,

CUADRO V-3Cálculo de la evaporación de una superficie de agua libre

Aplicación fórmula de los servicios hidrológicos de la URSSAño: 1990 - Estación: CRICYT

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MES n T Fe HR Fa V2 Ecal. Eobs.[días] [°C] [mb] [%] [mb] [m.s-1] [mm.mes-1] [mm.mes-1]

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ENE 31 25.5 32.66 51 16.66 2.61 88.4 308.1FEB 28 21.4 25.51 65 16.58 2.19 43.4 223.4MAR 31 19.0 22.00 67 14.74 1.97 38.5 134.5ABR 30 15.3 17.40 62 10.79 2.33 34.7 115.5MAY 31 12.0 14.02 61 8.55 2.22 29.5 71.4JUN 30 9.7 12.04 65 7.83 2.25 22.0 56.7JUL 31 8.3 10.95 64 7.01 2.33 21.4 54.2AGO 31 13.4 15.39 53 8.16 2.64 40.0 117.2SET 30 12.1 14.12 54 7.62 2.39 34.3 174.3OCT 31 18.9 21.86 54 11.80 2.72 55.9 160.6NOV 30 22.7 27.62 49 13.53 2.58 75.2 224.7DIC 31 24.6 30.96 52 16.10 2.61 82.1 236.5


y lo más normal es estimar aproximadamente lasvariaciones de la evaporación, usando métodosdirectos (SOKOLOV y CHAPMAN, 1981)

TRANSPIRACION

La transpiración es el fenómeno fisiológicode la transformación del agua del estado líquidoal vapor, realizada por los seres vivos. Entre ellos,la vegetación constituye el principal agente detransformación, ya que el volumen de agua quecircula por el interior de las plantas, incluyendola necesaria para su metabolismo, es de 100 a300 litros por kilo de materia seca. (LINSLEY, etal, 1974); gran parte de este volumen estranspirado, y una muy pequeña fracción quedafijado químicamente en la producción de materia(RUTTER, 1968, cit. LIMA, 1981). Por otra parte,la profundidad que alcanzan las raíces, variablede acuerdo al tipo de vegetal, le permiten exploraren profundidad un gran volumen de suelo (10 a15 m en la alfalfa, 6 m en la vid, 1 a 2 m en loscereales), extrayendo el agua de lasprofundidades.

Los factores que influyen en latranspiración son, en su mayor parte, los queregulan la evaporación, además de diversosfactores fisiológicos como: especie vegetal, edad,desarrollo del follaje, profundidad de las raíces,etc. y la disponibilidad de agua en el suelo. Losagentes meteorológicos como el calor, la luz (díay noche) y la humedad del aire actúan sobre lavida de las plantas, condicionando la aberturade los estomas y en consecuencia, la mayor omenor pérdida de agua.

La humedad del suelo y del subsuelo enla zona de desarrollo de las raíces, desempeñaun papel esencial, ya que de ella depende laalimentación de agua a la planta y porconsiguiente, sus posibilidades de transpiración.Está condicionada por el abastecimiento de aguaal suelo y la velocidad de circulación interna.Aumenta con el agua disponible en el suelo, y sereduce con la disminución de esta. También, lasbajas temperaturas y la pobre aereación del suelo,reducen la absorción de agua por parte de lasraíces y consecuentemente la transpiración.

La evaporación directa, sobre un suelodesnudo queda limitada a una capa, cuyaprofundidad es variable con la textura del sueloy las condiciones climáticas del sitio. En climashúmedos, varía de 20 a 30 cm, siendo másprofunda en climas áridos (SATTERLUND, 1972;

cit. LIMA, 1981). Las plantas, debido a sus raíces,pueden aspirar el agua de profundidades muchomayores. La transpiración aumenta, porconsiguiente, la pérdida de agua del suelo ysubsuelo.

Desde un punto de vista físico, el procesode transpiración se intensifica al aumentar eldéficit de saturación del aire. La velocidad delviento, interviene de manera trascendente, porla renovación del aire en contacto con la superficiefoliar evaporante. El aire próximo a las hojas, seencuentra cargado de vapor de agua, y el vientolo sustituye por otro más seco, que al ponerse encontacto con los estomas facilita la difusión delvapor de agua. De forma continua, el airesaturado de vapor de agua se renueva por otromás seco, favoreciendo la transpiración.

La luz solar es de suma importancia, yaque la absorción de energía solar para la funciónclorofílica, eleva la temperatura de las hojas einfluye en la abertura de los estomas, facilitandola transpiración. Es por ello, que se presentangrandes diferencias de transpiración entre el díay la noche.

La transpiración es un proceso de difícilmedición, por la complejidad de los factoresinvolucrados. A veces, como unidad de medidase emplea el índice de transpiración, que es larelación en peso del agua transpirada y lacantidad de materia seca producida. Algunosvalores de pérdidas de agua por transpiraciónen distintos tipos de cobertura se muestran en elCUADRO V-4. En climas templados, la perdidamedia anual de transpiración estáncomprendidas entre 400 y 1200 mm según lasespecies y las condiciones de abastecimiento deagua.

EVAPOTRANSPIRACION

En los estudios hidrológicos, loselementos del balance, evaporación ytranspiración, están reunidos en uno solo, laevapotranspiración. La evapotranspiración es lasuma de todas las pérdidas, por la transformacióndel agua en estado líquido o sólido a gaseoso (va-por de agua), sea cual fuere el proceso que haactuado.

Es evidente, que la evapotranspiración esfunción de la disponibilidad de agua, y porconsiguiente del grado de humedad del suelo, elcual limita con frecuencia su magnitud; así pues,


la evapotranspiración real está estrechamentevinculada a las condiciones naturales dehumedad del suelo. Por este motivo, ha sidointroducida la noción de evapotranspiraciónpotencial, que representa la cantidad de agua queresultaría evaporada y transpirada si las reservasen agua fuesen suficientes para compensar laspérdidas máximas. Cuando el contenido en aguadel terreno es suficiente, la evapotranspiraciónreal es igual a la evapotranspiración potencial;en caso contrario, se presenta una diferencia. Lacantidad de agua evapotranspirada, se expresaen altura de agua o lámina.

CUADRO V-4Indices de transpiración para árboles y

cultivos______________________________________________

Cultivo Indice deTranspiración

______________________________________________

fresno (Fraximus excelsior) 981abedul (Betula alba) 849haya (Fagus sylvatica) 1043olmo (Ulmus campestris) 738roble (Quercus pedunculus) 454aliso (Alnus glutinosa) 840tilo (Tilia grandifolia) 1038álamo (Popolus tremula) 873pino alerce europeo (Larix europea) 1165pino abeto (Abies excelsa) 242pino (Pinus silvestris) 110sorgo 863-1804maíz 821-1998trigo 1244-3398avena 1379-1915alfalfa 626-920______________________________________________

FUENTE: The water encyclopedia, TODD, D.K.,1970

Existen numerosos enfoques paradeterminar la evapotranspiración real y potencial,ninguno de ello se pueden aplicar para distintospropósitos, tales como: estudios hidrológicos enuna cuenca, uso de agua por un cultivo particu-lar, cambios de la disponibilidad de aguaresultante de un cambio de vegetación, y otros.

Una forma, es la determinación de laevapotranspiración promedio por medio de unbalance hídrico en una cuenca, suponiendo quelos almacenamientos, entradas y salidas puedanser medidos. La confiabilidad de los cálculos de

balance, dependen del intervalo de tiempoconsiderado; en general, los valores medios seestiman como la diferencia entre los promediosde precipitación y escorrentía.

Otra, es la determinación indirecta pormedio de recipientes de suelo conocido comolisímetros, a partir de la realización de un balancehídrico con componentes perfectamente medidos.Por último, se han desarrollado técnicasempíricas, en base a datos geográficos yclimatológicos fácilmente asequibles.

C.W. Thornthwaite (1948, cit.Thornthwaite y Mather, 1967) estableció unacorrelación entre la temperatura mensual mediay la evapotranspiración potencial mensual . Elautor define la evapotranspiración potencialcomo:

EVTp = 1.6 (10 T/ICA)α

ICM = (T/5)1.514

ICA = ICMK

K =1

12

∑

α = 0.49239 + 1.792 10-2 ICA - 7.71 10-5 ICA2 +6.75 10-7 ICA3

Donde: EVTp, evapotranspiración potencialmensual, en mm; T, temperatura media del mesconsiderado, en °C; ICA, índice calórico anual,se calcula como la suma de los índices calóricosmensuales del año; ICA, índice calórico mensual;α, exponente función del índice calórico anual.

Los valores de EVTp, calculados para cadames, son corregidos por medio de un coeficienteFC (factor de corrección), tabulado en función dela latitud del sitio; tiene en cuenta el número dedías del mes considerado y el número teórico dehoras de sol. Para temperaturas mayores de 26.5°C no hay influencia del índice calórico, por loque la evapotranspiración potencial sin corregir,es función directa de la temperatura; se obtienede tablas.

La fórmula es criticable, por laabundancia de coeficientes numéricos connumerosos decimales, de una precisión a menudoilusoria. Serra (1954, cit. CATAGNY, 1971)propone, sobre las mismas bases, una fórmulamás simple, justificada por los límites de precisiónde las mediciones meteorológicas. Las ecuacionesmodificada son:


ICM = 0.09 T1.5

α = 0.016 ICA + 0.5

El resto de las ecuaciones no se modifican.En el CUADRO V-5 se muestran los valores deEVTp calculados con el método de Thornthwaitey Serra para el año 1990, con informaciónregistrada en la estación CRICYT del IANIGLA;se puede observar que las cantidades no difierensensiblemente, pero el cálculo con el método deSerra es considerablemente más sencillo.

También, L. Serra (1954, cit. CASTAGNY,1971) derivó una ecuación para el cálculo de laevapotranspiración potencial anual y mensual,en base a la fórmula de Dalton y variablesmeteorológicas e hidrológicas comúnmentemedidas en una cuenca. A partir de la correlaciónentre la temperatura media y la diferencia entrela precipitación y escurrimiento, diferenciaequivalente a la evapotranspiración potencial sila alimentación de agua o precipitaciones sonsuficientes, estableció las siguientes ecuaciones:

EVTpa = 270 EXP(0.0644 Ta)

EVTpm = 22.5

1 − εpm

0.25

1 − τm

2

1000

EXP 0.0644Tm( )

Donde: EVTpa, evapotranspiración potencial

anual, en mm; Ta, temperatura anual media, en°C; EVTpm, evapotranspiración potencialmensual, en mm; Tm, temperatura mensualmedia del mes considerado, en °C; τm semiamplitud de variación de las temperaturasmensuales extremas; εm grado higrométricomensual del aire. En el CUADRO V-6, se muestraun ejemplo de cálculo para el año 1990, con datosprovenientes de la estación CRICYT, dependientedel IANIGLA.

Otro método ampliamente utilizado paraestimar la evapotranspiración potencial, es lafórmula de Blaney y Criddle. Desarrollada paralas condiciones del oeste de EE.UU., y muestrauna razonable adaptación a las condiciones dearidez del país (LASSO y HERRERA, 1982). Lafórmula es:

EVTp = (0.457 T + 8.13) p

Donde: EVTp, evapotranspiración potencialmensual, en mm; T, temperatura mensual me-dia, en °C; p, porcentaje mensual real de horasde luz solar en el año. La evapotranspiraciónpotencial anual, se obtiene por la sumatoria delos valores mensuales calculados con la fórmula.El método, permite obtener la evapotranspiraciónreal para un cultivo específico, multiplicando elvalor obtenido por un factor K determinado paracada cultivo, que posee variaciones estacionalesen función de la fenología de dicho cultivo.

CUADRO V-5Cálculo de la evapotranspiración potencial

Aplicación de las fórmulas de Thornthwaite y SerraAño: 1990 - Estación: CRICYT

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THORNTHWAITE SERRAMES T FC ICA EVTp s/c EVTp ICA EVTp s/c EVT

[°C] [mm.mes-1] [mm.mes-1] [mm.mes-1] [mm.mes-1]________________________________________________________________________________________________

ENE 25.5 1.22 11.79 125.8 153.5 11.19 126.8 154.7FEB 21.4 1.04 9.04 92.3 96.0 8.91 93.2 97.0MAR 19.0 1.06 7.55 74.8 79.3 7.45 75.7 80.2ABR 15.3 0.94 5.44 51.1 48.0 5.39 51.8 48.7MAY 12.0 0.90 3.76 33.3 30.0 3.74 33.8 30.5JUN 9.7 0.83 2.73 22.9 19.0 2.72 23.3 19.3JUL 8.3 0.88 2.15 17.4 15.3 2.15 17.7 15.6AGO 13.4 0.95 4.45 40.4 38.4 4.41 41.1 39.0SET 12.1 1.00 3.81 33.8 33.8 3.79 34.3 34.3OCT 18.9 1.13 7.49 74.2 83.8 7.39 75.0 84.7NOV 22.7 1.16 9.88 102.4 118.8 9.73 103.4 119.9DIC 24.6 1.23 11.16 118.0 145.1 10.98 119.0 146.4


CUADRO V-6Cálculo de la evapotranspiración potencial

Aplicación de las fórmulas de Thornthwaite y SerraAño: 1990 - Estación: CRICYT

_____________________________________________________________________________

mes Tm Tmax Tmin τm εm EVTpm[°C] [°C] [°C] [mm.mes-1]

_____________________________________________________________________________

ENE 25.5 31.1 19.9 5.6 0.51 220.7FEB 21.4 26.8 17.1 4.8 0.65 122.1MAR 19.0 23.7 14.2 4.7 0.67 98.7ABR 15.3 20.3 10.2 5.0 0.62 89.3MAY 12.0 16.8 7.2 4.8 0.61 74.3JUN 9.7 14.9 4.4 5.2 0.65 57.2JUL 8.3 13.4 3.1 5.1 0.64 53.9AGO 13.4 19.1 7.7 5.7 0.53 97.0SET 12.1 18.2 6.0 6.1 0.54 86.9OCT 18.9 24.6 13.2 5.7 0.54 135.3NOV 22.7 29.4 16.0 6.7 0.49 189.1DIC 24.6 30.4 18.7 5.8 0.52 203.4_____________________________________________________________________________

Como ya se ha dicho, la tasa deevapotranspiración real es función de la humedaddel suelo. La evapotranspiración potencial haceabstracción de la disponibilidad de agua, y puedeser calculada a partir de factores meteorológicos.La evapotranspiración real debe tener en cuenta,la fuente de abastecimiento de agua, que es lalluvia. Para su estimación (HERAS, 1972) puedeconsiderarse que:

EVTr = EVTp (θr/θmax)

Donde: EVTr, evapotranspiración real; θr,humedad del suelo para el período de análisis;θmax, máxima capacidad de retención de aguadel suelo. También, han sido propuestas diversasfórmulas, basadas en la temperatura media y laaltura de precipitación media anual o mensual.

L. Turc (1954, cit. CATAGNY, 1971),basándose en numerosos datos hidrológicos, haestablecido una fórmula que permite calcular laevapotranspiración real anual en función de latemperatura y la precipitación anual:

EVTr = P

0.9 + P2

L2

L = 300 + 25 T + 0.05 T3

Donde: EVTr, evapotranspiración real anual, enmilímetros; P, altura de precipitación anual, en

milímetros; T, temperatura anual media del aire,en °C, expresa el poder evaporante de laatmósfera. La comparación entre las medicionesreales y los cálculos efectuados con la fórmulade L. Turc, realizada en 254 cuencas, dispuestaspor toda la superficie del globo, han dadoresultados satisfactorios. La ecuación es aplicablea todos los tipos de climas (LOPES CADENA DELLANO y BLANCO CRIADO, 1976).

DEFICIT DE CIRCULACION

El déficit de circulación (D), referido a unacuenca, es la diferencia entre la cantidad de aguaprecipitada (P) y la cantidad de agua (Q) que hacirculado por la estación de aforo del exutorio,durante un período determinado; se expresa enmilímetros de altura de lámina, y su ecuaciónes:

D = P - Q

Generalmente se calcula a partir de losdatos de un período prolongado; es decir, de lacantidad de agua media caída y escurrida,convertida en altura media anual de lámina deagua uniformemente repartida sobre el área dela cuenca. El déficit de circulación anual estádeterminado por cuatro grupos de factores:meteorológicos, geográficos, hidrogeológicos ybiológicos.

Los factores meteorológicos más


importantes son la precipitación y la temperatura.La duración, intensidad, cantidad y superficie dela precipitación, juegan un papel preponderante;la temperatura actúa restando agua alescurrimiento por acción de la evaporación. Losfactores geográficos son la localización geográficade la cuenca y su morfología. La localizacióngeográfica incluye la latitud, la longitud y la alturamedia. La morfología incluye las pendientes delas vertientes, porcentaje de área ocupada porcuerpos de agua libre, el perfil de los cursos deagua, etc.

Los factores hidrogeológicos másimportantes son la permeabilidad de los terrenosy la profundidad de los acuíferos. La cantidad deagua del escurrimiento superficial esinversamente proporcional a la permeabilidad delsuelo; este hecho, es confirmado por laobservación de la red hidrográfica; es más densaen los terrenos impermeables y más laxa en elcaso inverso. Los factores biológicos comprendenla cobertura vegetal y la acción del hombre.

El escurrimiento (Q) es la suma de trescomponentes: superficial, subsuperficial ohipodérmico y subterráneo. Las aguas de laprecipitación que escapan a la circulación soneliminadas por evapotranspiración real (EVTr) einfiltración (I). Por consiguiente, el déficit decirculación es igual a la suma de laevapotranspiración real y de la infiltración:

D = P - Q = EVTr + I

La infiltración abastece de agua al sueloy lo almacena en él; sitio, desde donde se pro-duce evaporación y las raíces de los vegetalestoman el agua para su metabolismo (crecimientoy transpiración). También, mantiene durante eltranscurso del aguacero la circulaciónhipodérmica y alimenta al manto acuífero. Enun período prolongado, mucho mayor que laduración de una tormenta, la circulaciónsubsuperficial y subterránea es evaluada en elescurrimiento global, medido en una estación deaforos; y si las reservas de agua del suelo yacuífero son prácticamente iguales al inicio y findel período de análisis; es decir las variacionesen las reservas son nulas o pequeñas, el déficitde circulación anual medio, representa laevapotranspiración real del año medio:

D = P - Q = EVTr

También, el déficit de circulación, es iguala la evapotranspiración potencial cuando la

alimentación de agua es suficiente; o sea, cuandolas precipitaciones son abundantes. De estemodo, las fórmulas empíricas empleadas para elcálculo de la evapotranspiración real pueden serutilizadas para calcular el déficit de circulación.

El déficit de circulación anual mediopuede calcularse a partir de la temperatura me-dia del aire (T), que condiciona el poderevaporante de la atmósfera, y la altura deprecipitación media (P). Al emplear únicamentedos variables, se realiza una gran simplificaciónde un proceso complejo. Si se utilizan datoscalculados sobre períodos prolongados y seefectúa el control por medio de medicionesdirectas, se pueden obtener resultados aceptablesy compatibles con la precisión de otrasevaluaciones.

Las fórmulas empíricas que calculan eldéficit de circulación en función de la temperaturamedia del aire, únicamente son válidas en el casode cuencas extensas, para valores medios y conprecipitaciones abundantes.

Según A. Coutagne (cit. CASTAGNY, 1971;LOPES CADEDA DE LLANO y BLANCO CRIADO,1976) para latitudes de 60° y 30° Norte, o seadesde Suecia hasta el Sur de Francia (Provenza),el déficit de circulación, en milímetros, puede serevaluado en función de la temperatura anualmedia T, en grados Celsius, aporta la ecuaciónempírica siguiente:

D = 210 + 30 T (para 640.0 < P < 940.0 mm)

El mismo investigador encontró paracuencas de la vertiente atlántica de los EstadosUnidos la siguiente expresión:

D = 255 + 30 T (para P ¸ 1000 mm)

Para el cálculo del déficit de escorrentíaen función de la temperatura y precipitación,Coutagne (cit. REMENIERAS, 1974; LOPESCADENAS DE LLANO y BLANCO C., 1976)deduce la siguiente fórmula:

D = P - λ P2

1λ = ———————

0.8 + 0.14 T

La fórmula es solo aplicable para valor de 1/8λ <P < 1/2λ. Si P < 1/8λ, no existe escorrentía y eldéficit de circulación es equivalente a laprecipitación; si P > 1/2λ , el déficit es


prácticamente independiente de la precipitación,y viene dado por:

D = 0.20 + 0.035 T

La expresión es análoga a las anteriores;

en este caso, los valores de precipitación y déficitse expresan en metros. Cabe acotar para mayorinformación, que Coutagne ha desarrollado otrosprocedimientos que no serán mencionados en lapresente obra.

VI/1Balance hídrico

GENERALIDADES

El balance hídrico, uno de los principalesobjetivos en hidrología, es un medio parasolucionar importantes problemas hidrológicosde carácter teórico o práctico. A partir de unestudio de balance, es posible evaluarcuantitativamente los recursos de agua en unaregión y sus modificaciones por influencia de lasactividades del hombre.

El conocimiento de su estructura esfundamental para alcanzar un uso más racionalde los recursos hídricos en el espacio y en eltiempo, para mejorar el control y redistribuciónde los mismos (por ejemplo, trasvases de cuencas,control de crecidas, etc.). Ayuda en la predicciónde los efectos de cambios artificiales en el régimende ríos, lagos y cuencas subterráneas. Lainformación que proporciona el balance hídricode una cuenca para períodos cortos de tiempo(estaciones, meses, semanas y días) se utiliza parala operación de embalses y prediccioneshidrológicas.

También es muy importante en el estudio del ciclohidrológico. Con los datos del balance, es posiblecomparar recursos específicos de agua en unsistema, y establecer el grado de su influenciaen las variaciones del régimen natural. Además,después de evaluar las componentes del mismoy su ajuste en la ecuación, es posible detectardeficiencias en la distribución de los puestos deobservación y descubrir errores sistemáticos demedición.

Finalmente, permite una evaluaciónindirecta de cualquier componente desconocida,

CAPITULO VI

BALANCE HIDRICO

por diferencia entre las componentes conocidas.Por ejemplo, la evaporación a largo plazo en unacuenca, puede calcularse por diferencia entre laprecipitación y el caudal.

El estudio del balance hídrico enhidrología se basa en la aplicación del principiode conservación de masas, también conocidocomo ecuación de continuidad. Dicha ecuación,establece que para cualquier volumen arbitrarioy durante un período de tiempo, la diferenciaentre las entradas y las salidas estarácondicionada por la variación del volumen deagua almacenada. En general, la técnica delbalance hídrico implica mediciones dealmacenamientos y flujos de agua; sin embargo,algunas mediciones se eliminan en función delvolumen y período de tiempo utilizados para elcálculo del balance.

La ecuación del balance hídrico, paracualquier región, cuenca natural o masa de agua,incluye los valores de entradas y salidas de flujoy la variación del volumen de agua almacenado.Su expresión más simple es:

QA - QE = ∆R

Donde: QA, caudal afluente; QE, caudal efluente;∆R, variaciones en las reservas.

En general, las componentes del balancese calculan a partir de valores medios ponderadossobre el área total de la cuenca. El caudal afluenteestá integrado por: precipitación total (lluvia ynieve), agua de riego, escurrimiento afluente su-perficial y subterráneo (cuando se trata de uncuerpo de agua), y trasvases provenientes de otras

VI/2 Balance hídrico

cuencas. Las componentes del caudal efluenteson: escurrimiento (superficial y subterráneo),evapotranspiración, y derivación de agua paradistintos fines o usos (industrial, riego o munici-pal). Cuando se trata de variaciones en lasreservas, se debe tomar en cuenta: la variaciónen el equivalente agua de la capa de nieve,variación en el almacenamiento de los glaciares,variación en el contenido de humedad del suelo,cambios de almacenamientos en cuerpos de agua,y variación del almacenamiento de aguasubterránea. Cuando se trata de un largo período,las variaciones pueden considerarse nulas.

Como ejemplo, se muestra el balancehídrico realizado en la zona norte de la provinciade Mendoza, por el Centro Regional de AguaSubterránea ( CRAS). Se trata de un áreaaproximada de 1.3.106 ha, de las cuales0.256.106 se encuentran bajo cultivo. El balance,tiene por objeto determinar, anualmente, si elvolumen total de agua ingresada a la cuencasubterránea, es superior, igual o inferior alvolumen total consumido. Si es superior, significaque el sistema posee salidas de agua; de locontrario, las actividades humanas (abaste-cimiento de poblaciones, industrias, riego, etc.)consumen el agua almacenada en los distintosacuíferos, disminuyendo las reservas de aguasubterránea (ORTIZ MALDONADO, 1972).

Las componentes del balance de la ZonaNorte son:

A. Caudal afluente (ingresos):

A.1. Ríos que ingresan al área: a la cuencasubterránea ingresan los ríos Mendoza yTunuyán. El primero, es aforado enCacheuta, distante 8 km aguas arriba dellímite de cuenca. El segundo, es aforadoen la estación Sardina, sobre el límite. Nose consideran las pérdidas de agua porinfiltración en el lecho del Mendoza.

A.2. Precipitación pluvial: la lluvia caída en lacuenca ha sido desglosada en doscomponentes, lluvia precipitada sobre áreacultivada e inculta. Para ello, se haempleado la información meteorológica delas estaciones Chacras de Coria,Observatorio Mendoza, El Plumerillo, La Pazy San Martín.

A.3. Aporte superficial de la cuencas laterales:Tienen especial importancia, aquellosderrames que se producen sobre áreas del

acuífero libre, por constituir a la recargadel mismo. El volumen de escurrimiento,oscila entre el 5 y 30 % de la precipitaciónde los meses de Octubre a Marzo. Losvolúmenes totales de escurrimiento quederraman sobre la zona de acuíferoconfinado han sido estimado en un 5 % dela precipitación registrada. Este derrame,no llegaría al acuífero por impedírselo lacapa confinante, y serían utilizados, juntocon la precipitación, en la evapotrans-piración de la vegetación natural.

B. Caudal efluente (egresos):

B.1. Evapotranspiración: también ha sidodesglosada conforme al lugar donde haocurrido (cultivo o áreas naturales). Secalcula empleando el método de Blaney yCriddle y los coeficientes de ciclo vegetativopara una combinación de vid, chacra yfrutales. En la zona no regada, se la estimacomo equivalente a la precipitación. Si setrata de áreas de acuífero confinado, laevapotranspiración es equivalente a lasuma de la precipitación, infiltración decanales y la descarga de las cuencas queen ella derraman.

B.2. Abastecimiento de poblaciones e industrias:los centros urbanos más importantes queexisten dentro de la cuenca son: Luján,Maipú, Gutiérrez, San Martín y GranMendoza. La provisión de agua se realizadesde tomas ubicadas en el río Mendoza opozos. Lo utilizado en el abastecimiento delGran Mendoza, Maipú y Luján se lo hamultiplicado por un coeficiente de 0.5,vuelve al acuífero libre por infiltración deriego de jardines y pozos de evacuación deaguas residuales. Es de importancia elvolumen de agua utilizada en la recupera-ción secundaria de petróleo, como consumoindustrial.

B.3. Ríos y arroyos que salen de la cuenca: el ríoMendoza, que sale por el límite norte de lacuenca, solo conduce agua cuando el cau-dal instantáneo supera los 150 m3.s-1. Elrío Tunuyán sale por el límite este de lamisma, no conduce agua ya que seencuentra regulado por el dique El Carrizal,ha excepción de la proveniente de algunaslluvias caídas aguas abajo del dique, oalgún excedente de agua de riego.

B.4. Flujo subterráneo que sale de la cuenca:


existe una pequeña cantidad de flujosubterráneo de agua, pero que engrosaríael caudal del río Tunuyán.

Los resultados del balance hídrico parala zona norte de Mendoza para el período 1967-71, se muestran en el CUADRO VI-1. Dichosdatos, debne entenderse como indicadores de unorden de magnitud y no como valores exactos y

definitivos, por cuanto son susceptibles demejoras, en la medida que se aumente elconocimiento de los distintos procesos y seempleen mayores números de controles. Delanálisis del cuadro, surge que los egresos de aguahan sido superiores a los ingresos. La diferencia,habría sido extraída del almacenamientosubterráneo mediante bombeo, para podercompensar el déficit.

__________________________________________________________________________________________

CUADRO VI-1Balance zona Norte de Mendoza (período 1967-71)

—————————————————————————————————————————————AÑO 67/68 68/69 69/70 70/71 promedio—————————————————————————————————————————————I. Ingresos

1. Ríos que ingresan 1740.6 1390.4 2243.7 1373.9 1687.22. Precipitación sobre

el área cultivada 214.3 214.3 231.4 221.1 220.23. Precipitación sobre

el área inculta 1333.6 1318.9 1339.6 1314.2 1326.64. Aporte subcuencas

laterales sobre áreaslibres 44.2 51.3 45.0 26.5 41.7

5. Aporte subcuencaslaterales sobre áreasconfinadas 33.6 32.0 36.1 32.2 33.5

6. Aporte subterráneolateral 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0

—————————————————————————————————————————————Total Ingresos 3366.3 3006.9 3895.8 2967.9 3309.2—————————————————————————————————————————————II. Egresos

1. Evapotranspiraciónárea cultivada 1472.3 1472.7 1400.4 1587.9 1483.3

2. Evapotranspiraciónárea inculta 1902.9 1759.0 1903.7 1696.9 1815.6

3. Abastecimiento aciudades y consumoindustrial 57.5 54.9 54.9 55.5 55.7

4. Ríos y arroyos quesalen de la cuenca 4.3 12.8 15.5 9.9 10.6

5. Flujo subterráneo quesale de la cuenca 21.2 11.7 4.5 20.5 14.5

—————————————————————————————————————————————total egresos 3458.2 3311.1 3379.0 3370.7 3379.0—————————————————————————————————————————————diferencia entreingresos y egresos -91.9 -304.2 +516.8 -402.8 -70.5—————————————————————————————————————————————

(FUENTE: Balances hidrológicos de la zona Norte de la provincia de Mendoza. ORTIZMALDONADO, 1972)


METODO DEL BALANCE HIDRICO DETHORNTHWAITE

El método de Thornthwaite permitedeterminar el balance hídrico para una región;identifica los meses con déficit o exceso hídrico ycalcula el valor correspondiente(THORNTHWAITE y MATHER, 1967). Sefundamenta en una serie de consideraciones ehipótesis, que en síntesis son:

A - La profundidad del suelo donde tienen lugarlas pérdidas de agua por evapotranspi-ración, es definida por la profundidad delsistema radicular de la vegetación. Lamáxima capacidad de retención de agua esdeterminada por la capacidad de campo,que es el agua que se mantiene por la solafuerza de su capilaridad; ésta se encuentraretenida en el suelo a 0.3 atm. Cuandodicha zona, posee un contenido dehumedad superior a su capacidad decampo, lo pierde por gravedad.

B - Si en un mes cualquiera P > EVTp,la EVTr = EVTp, y la diferencia con laprecipitación se emplea para satisfacer elalmacenamiento del suelo hasta sucapacidad de campo, y el sobrante escurrepor gravedad.

C - Por el contrario, si en un mes cualquiera P< EVTp, la EVTr, engloba a la totalidad dela precipitación y a una fracción del aguaalmacenada en el suelo en el mes anterior.Para valorar la cantidad de agua que elsuelo cede, se considera actuando sobre el,una evapotranspiración potencial,equivalente a la diferencia EVTp - P,correspondiente al mes considerado. Paraello, Thornthwaite aporta una serie deábacos para las distintas capacidades dealmacenamiento del suelo.

La evapotranspiración potencial se hallamado también necesidad de agua, o sea lacantidad de agua que se necesitaría para que elsuelo se mantenga permanentemente en el gradoóptimo de humedad, si el abastecimiento de aguafuera contínuo. El conocimiento de laevapotranspiración de un lugar, del que se tienenregistros de precipitación, permite establecer unbalance hídrico anual. En esta forma es posibleconocer la cantidad de agua que realmente seevapora desde el suelo y del que transpiran lasplantas, la cantidad de agua almacenada por elsuelo y la que pierde por derrame superficial y

profundo.

Como la evapotranspiración y laprecipitación son dos elementos que dependende factores climáticos independientes, su marchaanual difícilmente coincida en un mismo puntode la tierra, lo cual trae como consecuencia, enalgunos casos en determinados lugares, queexistan períodos en los cuales la necesidad deagua, esté ampliamente satisfecha por las lluvias,y otros en que se carezca de las cantidades deagua requerida. De esta manera, habrá mesesde agua suficiente y otros en que se registre unexceso o déficit en forma marcada. Tambiénpueden ocurrir los casos extremos en que durantetodo el año, las precipitaciones sobrepasen lasnecesidades de agua o viceversa.

Para realizar el cómputo del balancehídrico de una localidad determinada, serequieren los siguientes datos:

a) Temperatura mensual media.b) Precipitación mensual.c) Tablas de conversión y cómputo del

factor de corrección por latitud.b) Información sobre la capacidad de

retención del suelo y las tablascorrespondientes de retención dehumedad del suelo.

A continuación se muestra el proceso decálculo de cada uno de los elementos queintervienen en el balance. Para una mejorcomprensión de lo que se expone se muestrandos casos, estación Castelar INTA y Villa MercedesINTA, ambas dependientes del SMN. Lainformación meteorológica empleada,corresponde a la serie 1971-80 y se supuso unamáxima capacidad de retención de agua en elsuelo equivalente a 100 mm. En el CUADRO VI-2 y VI-3 se transcribe el balance hídrico para laslocalidades respectivas.

Siguiendo la metodología descripta, elprimer paso es obtener el índice calóricomensual, ICM, correspondientes a lastemperaturas media mensuales T, en °C. La sumade los valores mensuales de ICM, da el índicecalórico anual, ICA. El segundo paso, esdeterminar la evapotranspiración potencial sinajustar, EVTp s/a. El tercer paso, es encontrarla evapotranspiración potencial ajustada,EVTp.

Para determinar los períodos de exceso ydeficiencia de humedad es necesario obtener ladiferencia entre la precipitación y la


CUADRO VI-2Balance hídrico. Método de ThornhwaiteLocalidad: Castelar INTA - Serie: 1971-80

Capacidad máxima de retención del suelo: 100 mm(todos los valores se encuentran en mm, excepto T en °C)

—————————————————————————————————————————————————mes T EVTp P P-EVTp PPaa A VA EVTr D Ex E—————————————————————————————————————————————————ENE 23.7 137 120 -17 -63 52 -10 130 7 - 3FEB 22.2 103 121 18 70 18 103 - - 2MAR 20.4 91 108 17 87 17 91 - - 1ABR 16.6 57 75 18 100 13 57 - 18 9MAY 13.4 37 48 11 100 0 37 - 11 10JUN 10.4 22 68 46 100 0 22 - 46 28JUL 10.6 24 69 45 100 0 24 - 45 37AGO 11.3 29 62 33 100 0 29 - 33 35SET 14.0 45 67 22 100 0 45 - 22 29OCT 16.5 67 93 26 (0) 100 0 67 - 26 27NOV 19.2 90 84 -6 -6 94 -6 90 6 - 13DIC 22.4 126 86 -40 -46 62 -32 118 8 - 7—————————————————————————————————————————————————TOT. 828 1001 173 813 21 201 201—————————————————————————————————————————————————

CUADRO VI-3Balance hídrico. Método de Thornhwaite

Localidad: Villa Mercedes INTA - Serie: 1971-80Capacidad máxima de retención del suelo: 100 mm

(todos los valores se encuentran en mm, excepto T en °C)—————————————————————————————————————————————————mes T EVTp P P-EVTp PPaa A VA EVTr D Ex E—————————————————————————————————————————————————ENE 22.7 130 115 -15 -262 7 -1 116 14 - -FEB 21 97 102 5 12 5 97 - - -MAR 18.9 84 106 22 (-105) 34 22 84 - -ABR 15.2 55 39 -16 -121 29 -5 44 11 - -MAY 11.5 32 19 -13 -134 25 -4 23 9 - -JUN 8.1 17 16 -1 -135 25 0 16 1 - -JUL 8.0 18 14 -4 -139 24 -1 15 3 - -AGO 9.6 25 23 -2 -141 24 0 23 2 - -SET 13.5 46 33 -13 -154 21 -3 36 10 - -OCT 16.5 72 33 -39 -193 14 -7 40 32 - -NOV 19.0 93 73 -20 -213 11 -3 76 17 - -DIC 21.7 123 89 -34 -247 8 -3 92 31 - -—————————————————————————————————————————————————TOT. 792 662 -130 662 130 - -—————————————————————————————————————————————————

evapotranspiración potencial ajustada, P-EVTp.Un valor negativo, indica la cantidad de agua quefalta para satisfacer la necesidad potencial de lavegetación; un valor positivo indica un exceso deagua que pude ser utilizado en ciertos períodosdel año, para el incremento del agua almacenadaen el suelo o el escurrimiento superficial.

En la gran mayoría de las localidades hayuna sola estación del año llamada húmeda y otraseca. Por ello, hay una sola serie consecutiva devalores de diferencias negativas y otra depositivas. En estas localidades solo existen dosposibilidades; que la diferencia durante el añosea positiva (Castelar, 173 mm), o negativa (Villa


Mercedes, -130 mm).

Los valores negativos de P-EVTp,representan una deficiencia potencial de agua yson sumados mes a mes para el cálculo de lapérdida potencial de agua acumulada, PPaa.Si la suma de P-EVTp > 0, el valor de PPaa con elcual se debe comenzar la acumulación de valoresmensuales negativos de P-EVTp es 0, al final dela estación húmeda.

Si el total anual P-EVTp < 0, es necesarioencontrar un valor de PPaa desde el cual se iniciala acumulación de los valores mensualesnegativos de P-EVTp, al final del período húmedo.Ello, se logra mediante una serie deaproximaciones sucesivas comenzando con unvalor estimado, en el primer mes que P-EVTp esnegativa. El procedimiento para la estimacióninicial de PPaa, se describe mediante un ejemplo,empleando los datos de la localidad de VillaMercedes, cuyo valor inicial de PPaa es igual a -105 mm.

Se efectúa la suma de los negativos P-EVTp (-157 mm), y a este valor de deficienciapotencial de agua se lo convierte en un valor deretención de humedad de suelo, empleando lastablas para tal fin, correspondientes a 100 mmde retención máxima. Dichas tablas, dan losvalores del espesor de lámina de agua retenidaen el suelo sometido a diferentes evapotrans-piraciones potenciales. El valor hallado esequivalente a 20 mm. Este valor representa elalmacenaje de agua al final del período seco, sila humedad del suelo al inicio del mismo, hubierasido de 100 mm (máxima capacidad de retención).En realidad, el contenido de humedad es menorde 20 mm, porque el suelo no se encontraba ensu máxima capacidad, ya que las precipitacionesno han sido suficiente para que ello ocurra (lasuma anual de P-EVTp es negativa).

Luego, se añade al valor 20 la suma delos valores positivos P-EVTp (27); se obtiene unnuevo valor estimado de retención de 47 al finaldel período húmedo. Se busca este valor en elcuerpo de la tabla específica y se obtiene sobre elmargen de la misma el valor que da la cantidadde pérdida potencial de agua que correspondepara ese valor de retención (47); en este caso es73.

Luego, sumar a este último valor (73) lostotales negativos de P-EVTp (157), que da 230, yencontrar un nuevo valor de retención dehumedad al final del período seco en el cuerpo

de la tabla; el nuevo valor es 9. Nuevamenteagregar a esta última cantidad (9) los valorespositivos de P-EVTp (27); este valor (36) buscarloen el cuerpo de la tabla y leer en el borde lacorrespondiente deficiencia potencial de agua(99); la cantidad 36, es otro valor de retención alfinal del período húmedo.

Sumar otra vez los valores negativos deP-EVTp (157) y con el valor obtenido (256),encontrar una nueva cifra de retención (7).Sumando esta cantidad a los valores positivosde P-EVTp y convirtiendo en pérdida potencial,se obtiene 105. Agregándole el total negativo P-EVTp, da un valor de 262 y el valor de retencióncorrespondiente es 7. Sumándole los positivosP-EVTp y convirtiéndolo en pérdida potencial, danuevamente 105. Sumando a este valor los totalesnegativos de P-EVTp se logra 262, y se encuentraque la retención para una pérdida potencial de262 es aún de 7; El mismo valor encontrado enla última iteración, cuando los valores negativosde P-EVTp fueron agregados a la pérdidapotencial de agua (-105) al final de la estaciónhúmeda.

De esta forma se da por terminado elproceso de aproximaciones sucesivas, ya quesucesivas adiciones no cambiarán la cifra de 105.De esta forma, se ha determinado el valor de PPaa(-105) para comenzar la acumulación de losvalores negativos de P-EVTp, que está incluidoen el último mes, Marzo, del período húmedo.

Con las mismas tablas empleadasanteriormente, se calcula el valor de humedadretenida por el suelo o humedad almacenada,almacenaje A, después que ha ocurrido unapérdida de determinada cantidad de aguapotencial acumulada, PPaa. Los valores positivosde P-EVTp representan incrementos de lahumedad del suelo, que deben ser sumados mesa mes. Cuando esta acumulación, lleva elalmacenaje a valores superiores de 100 mm, semantendrá este valor (100) hasta que ocurra elprimer mes negativo de P-EVTp.

Como complemento para el cálculo ante-rior, es conveniente obtener la diferencia entre lacantidad de humedad almacenada mes a mes;se denomina: variación de almacenaje, VA.Cuando no hay cambios en el almacenaje delsuelo, se representa por 0; ello no significa quepueda apreciarse un almacenamiento en lasuperficie.

La evapotranspiración real, EVTr, se


relaciona con el volumen de las precipitaciones;por lo tanto, se deben considerar dos casos.Primero, si P > EVTp, el suelo permanecesaturado de agua, EVTr = EVTp. Luego, si P <EVTp, él comienza a secarse y EVTr < EVTp. Enestos meses, la EVTr es igual a la precipitaciónmás la cantidad de agua cedida por la humedadalmacenada en el suelo, que es VA sin considerarsu signo.

La deficiencia de humedad D, es ladiferencia entre la evapotranspiración potencialy real en cualquier mes. Después que elalmacenaje de humedad alcanza los 100 mm(para los ejemplos considerados), es decir lamáxima capacidad de retención, cualquierexcedente de precipitación es considerado excesode humedad Ex. El escurrimiento del agua E,del exceso que puede ocurrir durante un mes esen promedio el 50 % de Ex, el resto se acumulapara el mes siguiente.

Para la estación Castelar-INTA (FIG. VI-1), la curva de precipitaciones está siempre porencima de la curva de evapotranspiraciónpotencial, excepto hacia finales del mes deoctubre y mediados de enero. Fuera de eseperíodo, las precipitaciones son suficientes parasatisfacer las necesidades de agua, por lo tantoEVTp = EVTr, genera un exceso que puedeescurrir por la superficie o infiltrarse enprofundidad.

Para el período restante, las aportacionesson inferiores a las necesidades. Estas sin poderser satisfechas en su totalidad, donde la EVTr <EVTp, pero superior a las precipitaciones. Laevapotranspiración real utiliza no solo el aguade las lluvias, sino también parte del aguaalmacenada en el suelo en el período anterior.Finalizado este intervalo, P > EVTp, y la diferenciaentre ambas, recarga al suelo hasta que alcanzasu capacidad de campo, lo que tiene lugar amediados de enero; a partir de ese punto, EVTr= EVTp.

Para la estación Villa Mercedes-INTA (FIG.VI-2), las necesidades de agua de la vegetaciónson siempre inferiores a la fuente deabastecimiento de las lluvias. La evapotrans-piración real se produce a expensas de la lluvia yla humedad almacenada en el suelo, por elloEVTr > P. Unicamente, en el período comprendidodesde mediados de enero a mediados de marzo,el almacenamiento del suelo se recuperaparcialmente porque existe un exceso deprecipitación. Durante el resto del año, se pro-

duce una utilización de la humedad del suelo ydesde abril a enero se mantiene parcialmentehúmedo.

EL BALANCE HIDRICO DE LOS CONTINENTES

Las aguas superficiales y subterráneas,como componentes principales del medio natural,desempeñan un papel vital en la vida y en laactividad del hombre, cuya importancia irá enaumento con el desarrollo de la sociedad. Es porello, que estudios sobre la determinación delbalance hídrico a escala mundial, no puede serajeno a estudiantes de Geografía y geógrafos. Porlo tanto se ha extractado de una monografía muycompleta, Balance Hídrico Mundial y RecursosHidráulicos de la Tierra, que refleja los resultadosde las investigaciones sobre el balance y los

FIG. VI-1: Balance hídrico por el método de

Thornhwaite. Localidad: Castelar (INTA), serie:

1971-80. Capacidad máxima de retención del

suelo: 100 mm.

FIG. VI-2: Balance hídrico por el método de

Thornhwaite. Localidad: Villa Mercedes (INTA),

serie: 1971-80. Capacidad máxima de retención

del suelo: 100 mm.

exceso de agua

déficit de agua

utilización de la humedad del suelo

recarga de agua en el subsuelo

precipitaciónevapotranspiración realevapotranspiración potencial


20

40

60

80

100

120

140

meses

P o

EV

T

déficit de agua

utilización de la humedad del suelo

recarga de agua en el subsuelo

precipitaciónevapotranspiración realevapotranspiración potencial


20

40

60

80

100

120

140

meses

P o

EV

T


recursos hídricos del Globo, realizado porcientíficos del Comité Ruso del ProgramaHidrológico Internacional (1974), bajo elpatrocinio de UNESCO.

El principio que rige la variación de lasreservas hídricas, se expresa generalmente, porla ecuación del balance hídrico. Para períodoslargos, y simplificada a los fines prácticos, laecuación se puede expresar de la siguiente forma:

P - Q - E - U = 0

Donde: P, precipitación total sobre el continente,que incluye la condensación de la humedad, queen algunas regiones puede ser de considerableimportancia (desiertos y zonas de congelacióncontinua), esta fracción es comparable con loserrores de medición de las precipitaciones; Q,aportación superficial y subterránea; E,evaporación total; U, aguas subterráneas nodrenadas por los ríos, que fluyen directamenteal océano.

En general, las distintas componentes delbalance, se han evaluado en base a mapasanuales elaborados para tal fin. Lo valores mediosde precipitación, evaporación y escorrentía, sehan obtenido de ellos, realizando un estudiodetallado de grado en grado de latitud y longitud,e incluso, cada 30' o menor cuando el gradientees elevado. La diferencia del balance de loscontinentes se incluye, además, en el componenteU no estimado.

Balance hídrico de Europa

Europa ocupa una superficie, incluyendolas islas adyacentes, de 10,5. 106 km2.Habitualmente se la considera como parte delcontinente euroasiático, pero por suscaracterísticas físico-geográficas y condicionesclimáticas, Europa y Asia son muy diferentes.Europa está formada por 34 países, 654 millonesde habitantes aproximadamente, con unadensidad poblacional de 62 hab.km-2; sushabitantes gozan de un gran bienestar económicoy cultural.

La gran penetración de los mares(Mediterráneo, Báltico y Negro), y lo accidentadode sus costas de una longitud de unos 38000km, es una de sus características peculiares.También, la disposición de sus sistemasmontañosos, casi según los paralelos, favorecenel libre paso de las masas húmedas hacia todo el

continente.

Europa se divide en dos vertientes (FIG.VI-3). Una, de escorrentía al Océano GlacialArtico, cuya superficie es de 1,4.106 km2 y otraal Océano Atlántico, con una superficie de6,2.106 km2; además, existe una zona deescorrentía interna o endorreica del Mar Caspio,que es la mayor masa de agua sin desagüe delPlaneta.

Los componentes que intervienen en elbalance, se han determinado por métodosindependientes. Los mapas de precipitación,evaporación y caudal, se han elaborado a escala1:10.000.000. Las aportaciones de aguassubterránea (U), se han calculado de modoaproximado, como término de cierre de laecuación de balance. Al mismo tiempo, dichotérmino es indicativo del error de cierre,producido por la indeterminación en lasprincipales componentes. Los resultados en suconjunto y por vertiente, se muestran en elCUADRO VI-4.

El balance de Europa, es condicionadopor la cantidad de humedad procedente de losocéanos Atlántico y Glacial Artico, y de sutransformación, 50 % aproximadamente, enprecipitación. Sin embargo, la suma del caudal yevaporación, supera a las precipitaciones deorigen oceánico, lo que explica, que un porcentajeimportante de la lluvia, proviene de lacondensación de la humedad, que se evapora enel propio continente.

La mayor parte de las precipitaciones,independientemente de su origen, se producensobre la vertiente del Océano Atlántico, con un71 %, a la vertiente del Océano Glacial Artico lecorresponde un 14 %, y a la zona de escorrentíainterna, 15 %. La misma secuencia se puedeestablecer para las aportaciones, con un 67 %,23 % y 10 %, respectivamente. La mayor partede la evaporación corresponde a la vertienteatlántica (71 %). De este modo, del total deprecipitaciones en Europa e islas, el 62 % seevapora y el 38 % fluye a los océanos y MarCaspio.

La aportación de agua subterránea, nodrenada por los ríos, determinada como términoremanente en la ecuación de balance, representael 2 % de las precipitaciones. Por otra parte, seha determinado que la cantidad de agua quediscurre a los océanos, es de 3.65 106 m3 al añopor kilómetro de costa. Considerando que la


longitud de las costas es de 38000 km, laaportación de agua subterránea del continente,da un resultado análogo al hallado, que confirmala precisión del cálculo. Los valores mayores sedan en la costa atlántica de Noruega, y los valoresmenores en el SE de Europa, en las llanuras delMar Caspio.

Europa es una región bastante húmeda,con una tendencia general, marcada, de variaciónde los componentes de balance, que se manifiestaen la disminución de las precipitaciones de NO-SE, y en el aumento de la evaporación en lamisma dirección. Por otra parte, la existencia demontañas y llanuras, hace variar considerable-mente el carácter general de distribución de loscomponentes; la precipitación y caudal aumentanen función de la altitud y la evaporación

FIG. VI-3: Distribución de Europa por vertientes a los océanos.

disminuye.

Una característica del balance hídrico deEuropa, es que el 11 % del caudal del continente,no produce aportación a los océanos; pasa a lazona sin desagüe del Mar Caspio o discurren porregiones meridionales áridas. Los valores delcoeficiente de escorrentía poseen un rango muyamplio de variación, con una tendencia generala la disminución de NO a SE.

Balance hídrico de Asia continental e insular

Asia es una parte del continenteeuroasiático, separado de Europa por la cadenamontañosa de los Urales. Posee un área,incluyendo el gran grupo de islas que le

400 20 8060

60

15

30

0

50

60

40

OCEANO GLACIAL ARTICO

Mar de Barents

Mar

de

Norue

ga

OC

EA

NO

A

TL

AN

TI

CO

Mar Mediterráneo

10 0 10 20 30

90204050

30

30 40 50

Vertiente al Océano Glacial Artico

Vertiente al Océano Atlántico

Zonas de escorrentía interna


CUADRO VI-4Balance hídrico de las vertientes oceánicas (incluye islas adyacentes) y de la zona de

escorrentía interna de Europa—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————

Vertiente al océano Glacial ArticoParte continental 1400 788 475 475 334 2.7 0.60Islas del Artico 130 590 532 532 58 0.0 0.90Total 1530 771 480 480 311 2.6 0.62

Vertiente al océano AtlánticoParte continental 6200 835 282 274 531 2.6 0.33Islas Atlántico 570 1175 726 726 442 0.6 0.62Total 6770 864 319 312 523 2.5 0.36

Zona de escorrentía interna2200 571 143 0 419 1.6 -

Todo el continente (incluye las islas)Parte continental 9800 769 278 241 478 1.7 0.31Islas 700 1070 691 691 370 0.8 0.65Total 10500 789 306 271 470 1.6 0.34—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E,evaporación, que no incluye las pérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentajecon respecto a la precipitación; CE, coeficiente de escurrimiento, calculado como el cociente entre laaportación al océano y la precipitación.—————————————————————————————————————————————————

pertenecen, de 43,475.106 km2, correspon-diéndole a las islas el 6 % de la superficie. Asiatiene 43 países, con algunos de gran extensión(URSS, India, China). Tiene el 58 % de lapoblación mundial. Las zonas más pobladas sonlas tropicales y ecuatoriales, cuya densidad depoblación supera los 500 hab.km-2.

Se destaca por sus grandes dimensionescon relación a los demás continentes. Dentro desu territorio se encuentran grandes desiertos ylas zonas más húmedas del Planeta. El contrastede las condiciones naturales, está relacionado engran parte con la compleja configuración de suterritorio, ocupado esencialmente por grandeselevaciones montañosas; al mismo tiempo, seencuentra la depresión más profunda del Globo(Mar Muerto, -392 msm). Posee grandes masasde agua (Mar Caspio, lagos Baikal, Aral y otros) ymuchos de sus ríos pertenecen a los mayores delmundo.

Está bañada por las aguas de cuatroocéanos, aunque una gran parte es zona deescorrentía interna, siendo la más extensa, laregión central ( Asia Central, Kazajstan, depresión

de Seitan y áreas adyacentes, meseta de Irán,depresión del mar Caspio) con un 21.8 % de lasuperficie total. La distribución de la superficiepor vertientes a los océanos, incluyendo algunaszonas de escorrentía interna, es la siguiente:Océano Glacial Artico (26.9 %), Océano Pacífico(27.4 %), Océano Indico (incluyendo el desiertode Thar y península arábiga, 22.2 %), y OcéanoAtlántico (Incluyendo cuenca del Mar Muerto yAnatolia interior, 1.7 %) (FIG. VI-4).

El balance hídrico de Asia, dada laestabilidad de sus reservas de agua, estádeterminado por la cantidad de lasprecipitaciones y su relación entre la evaporacióny el caudal aportado al océano; únicamente del40 a 45 % alcanzan el océano y el resto se pierdepor evaporación. Las variaciones observadas enlas reservas de agua (retroceso de los glacialesen los últimos decenios), no se refleja en elrégimen hídrico del territorio; o bien son decarácter local (aumento de las reservas de aguassubterráneas en áreas bajo riego, o disminuciónpor excesivo bombeo).

El rasgo característico del balance de Asia,


FIG. VI-4: Distribución de Asia por vertientes a los océanos.

consiste en la notable diferencia existente entreel caudal que se origina y el caudal que afluye alos océanos. Ello es debido a la presencia deextensas zonas cerradas de escorrentía internay a la pérdida de los ríos que atraviesan zonasáridas. El proceso natural de pérdidas se da porevaporación. Ello se agrava por las extraccionesde agua para el riego, ya que posee, desde laantigüedad, el 80 % de la superficie de las tierrasirrigadas del mundo, lo que resulta difícil separar

la evaporación natural de las pérdidas por riego.

Las componentes del balance hídrico sehan determinado por procedimientos indepen-dientes, en base a mapas de precipitación,aportación y evaporación, a escala 1: 2 500 000y 1:10.000.000. El flujo subterráneo al océano,se estimó aproximadamente como término re-sidual de la ecuación de balance, y es del ordende 1.8 % de las precipitaciones. En su formación,


90

OC

EA

NO

P

AC

IF

IC

O

0 30 180150

OCEANO INDICO

60 75 90 105 120

45

15

30

0

15

30

0

OCEANO INDICO


Vertiente al Océano Pacífico

Vertiente al Océano Indico



4

3

2

9

8

6

5

7

1


medio es 2.5 veces inferior a la media delcontinente; ademas, el escurrimiento se producecasi exclusivamente en las zonas montañosas, yen las llanuras, dicho coeficiente se reduce avalores muy bajos de 0.01 a 0.03.

Las precipitaciones mayores se producenen la vertiente del Pacífico; las menores, en lavertiente del Océano Glacial Artico. En esta últimaregión, la aportación que se origina, vierte casitotalmente al océano, puesto que las pérdidasson muy pequeñas, del orden del 1% de laprecipitación, causadas principalmente porevaporación o, retenida en los numerosos lagosy pantanos existentes. En la vertiente del Indico,la característica más importante, es la decisivainfluencia en el balance de las zonas áridas. Delas pérdidas totales de la aportación fluvial, el75 % corresponde a la evaporación y el resto seinfiltra y produce flujo subterráneo al océano.

El rasgo característico del balance hídricoen la zona central de escorrentía interna, es lafuerte diferenciación entre el grado de humedadde las montañas y las extensas llanuras de susinmediaciones. Por la aridez de la llanura, el cau-dal que se forma en la montaña, se consumen ensu totalidad por evaporación. La mayoría de losríos, desaparecen al abandonar la montaña; losmás grandes, circulan a través de los desiertos,finalizando en masas cerradas de agua. Laaportación específica de toda el área, es 7 vecesmenor, que de la parte periférica del continente.Es de destacar, que esta región no es homogénea,ya que existen áreas de relativamente altaprecipitación (zona del Caspio), y otras de muybaja precipitación (Irán).

además de la infiltración profunda, tienen ciertaimportancia las pérdidas en las llanurasaluviales, constituidas por una potente capa desedimentos permeables. La aportación de aguasfluviales al mar, es menor al escurrimiento totalen un 10 %, aproximadamente. El coeficiente deescorrentía medio de la parte continental,calculado a partir de la aportación al océano esde 0.39.

Las condiciones de humedad de Asia in-sular, son mejores que las del continente. Lamayor precipitación, genera un coeficiente deescurrimiento más alto, de 0.56, con una alturamedia de aportación específica 5 veces superiora la del continente. A pesar de la pequeñasuperficie de las islas, juegan un rol esencial enel balance hídrico de toda Asia.

Los cálculos se han realizado para las 4vertientes oceánicas del continente con sus islasy para la zona de escorrentía interna central,dividida por regiones (CUADRO VI-5). Lo erroresglobales de cálculo, por lo general no sobrepasanel 6 %.

A pesar de la gran variedad de condicionesnaturales, la relación entre las componentes delbalance, de la parte periférica del continente, esbastante estable, con valores medios delcoeficiente de escorrentía de 0.36 a 0.41. En laszonas interiores sin desagüe, se produce unabrusca discrepancia entre las precipitaciones yla evaporación potencial. En la zona central,únicamente un 17 % de las precipitaciones setransforma en flujo superficial y el resto, se pierdepor evaporación; el coeficiente de escorrentía

CUADRO VI-5Balance hídrico de Asia

—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————Parte continental 40775 631 265 244 373 2.2 0.39Parte insular 2700 2410 1340 1340 1020 2.1 0.56Total 43475 742 332 312 414 2.1 0.42

Zona esc. externa 28500 800 362 349 435 2.0 0.44

Zona esc. interna 12275 239 37 0 228 4.6 -—————————————————————————————————————————————————La zona de escorrentía externa no incluye el territorio de las islas. Donde: A, superficie; P, precipitación;QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E, evaporación, que incluye las pérdidas en losríos; U, diferencia del balance, porcentaje con respecto a la precipitación; CE, coeficiente deescurrimiento, calculado como el cociente entre la aportación al océano y la precipitación.


Balance hídrico de Africa continental e insu-lar

El continente africano y sus islas(30.1.106 km2) ocupan una quinta parte de lasuperficie total de las tierras emergidas. Susuperficie en el hemisferio norte es casi dos vecesmayor al del hemisferio sur. En el continente hay48 países, que difieren considerablemente ensuperficie. El número de habitantes es de290.106 (año 1971). La densidad de poblaciónes 10 hab.km-2, aproximadamente dos vecesmenor a la densidad media mundial. El terrenoes poco accidentado, en relación a los demáscontinentes; en su parte central predominanextensas llanuras y mesetas. Gran parte de Af-rica, es ocupada por el desierto más extenso delPlaneta, el Sahara (7.0.106 km2) y el Kalahari(0.9.106 km2), sin ríos permanentes. También,posee grandes sistemas fluviales como el Congo,Nilo y Zambeze; la densidad de drenaje es elevadaen la región central del continente. Los ríos delas zonas de escorrentía interna, permanente otemporales, desembocan en lagos o se pierdenen los arenales. Se encuentran lagos importantescomo el Victoria, Tanganica y Nyasa.

La superficie de Africa se distribuyedesigualmente entre las vertientes de los océanosque la circundan; la vertiente atlántica es 1.5veces mayor que la vertiente del Indico. La zona

de escorrentía externa ocupa 66 % de la superficiede Africa, el resto del continente, casi igual aEuropa, corresponda a zonas de escorrentíainterna (desierto del Sahara con la cuenca delLago Chad, cuenca del lago Rodolfo, cuenca dellago Eyasi, desierto de Kalahari con la cuencadel río Okorongo). La isla de Madagascar y unaserie de islas pequeñas, alejadas del continente,pertenecen geográficamente a Africa (FIG. VI-5).

El balance hídrico de Africa se determinaa partir de las precipitaciones originadas en elcontinente, las pérdidas por evaporación yaportación al océano por vía superficial ysubterránea. Al continente llega desde el océanouna gran cantidad de humedad, de la cual másdel 25 % se desplaza fuera de él; el resto setransforma en precipitación, al que debe sumarseun 42 % aproximadamente, de origen local,precipitaciones originadas por el proceso del ciclointerno. También, una fracción importante de lahumedad producida por la evaporación en elcontinente, se desplaza fuera de sus límites. Porlo tanto, la característica más peculiar delbalance, es la gran cantidad de precipitacionesque se pierden por evaporación; el coeficiente deescorrentía medio es de 0.17.

Los resultados del cálculo del balance hídrico, semuestran en el CUADRO VI-6. La valoración de

CUADRO VI-6Balance hídrico de las vertientes oceánicas de Africa (con las islas adyacentes) y de las

zonas de escorrentía interna—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————

Vertiente al océano AtlánticoZona esc. externa 14930 1020 241 225 690 10.3 0.24Zona esc. interna 8180 196 11 0 167 14.8 -Total 23110 728 160 145 505 10.7 0.20

Vertiente al océano IndicoZona esc. externa 5020 730 84 72 600 7.9 0.10Zona esc. interna 1400 648 46 0 593 8.3 -Isla Madagascar 590 1600 652 652 881 4.2 0.41Total 7010 787 124 107 622 7.4 0.14

Continente + islas 30120 742 151 136 533 9.8 0.18—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E,evaporación, que incluye las pérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentaje conrespecto a la precipitación; CE, coeficiente de escurrimiento, calculado como el cociente entre laaportación al océano y la precipitación.


FIG. VI-5: Distribución de Africa por vertientes a los océanos.

las distintas componentes, se ha realizado conmapas de precipitación (escala 1:20.000.000),evaporación (escala 1:10.000.000) y aportaciones(escala 1:7.500.000). La diferencia en el balance,10 %, puede ser atribuida a errores en el cálculode la evaporación y aportación, al no considerarlas aguas subterráneas no drenadas por los ríose infiltración de las aguas fluviales en losdepósitos aluviales de las llanuras costeras.Tomando en cuenta los errores de cálculo, sepuede decir que prácticamente un 20 % de las

precipitaciones escurren superficial ysubterráneamente; el resto, se evapora.

En general, la variación de los valores deprecipitación y escorrentía específica, se verificadesde el ecuador a los trópicos; en el mismosentido la evaporación aumenta. Los máximoscoeficientes de escorrentía se dan en la zonaecuatorial, con valores de 0.70 a 0.75, siendo aúnmayor en la isla de Madagascar; los menoresvalores, próximo a cero, se dan en las zonas de

Mar Medi ter ráneo

Gol fo de Guinea

O C E A N O I N D I C O

15 0 30 45

30

15

30

15

0 15 30 45

15

0

30



Zona de escorrentía interna

15

0

15

15

30

OC

EA

NO

AT

LA

NT

IC

O

60

60


escorrentía interna. Las zonas áridas delcontinente (aproximadamente un 30 % de susuperficie total), condicionan notablemente losvalores de las componentes del balance. En laszonas de escorrentía externa, las aportacionessuperan en más del 40 % a la media continental;del mismo modo, la precipitación y evaporaciónes un 13 % mayor. También, Madagascar, pese asu reducida superficie en relación al continente,aumentan considerablemente los valores totalesde las componentes del balance.

La vertiente al Atlántico (78 % de lasuperficie total, incluyendo las zonas deescorrentía interna), es la de mayor importanciaen el balance; concentra el 80 % de lasprecipitaciones, el 90 % de las aportaciones y el76 % de la evaporación. Dicha vertiente, difierenotablemente de la del Indico por su humedad;en la primera, las precipitaciones tienen lugardurante la mayor parte del año; mientras que enla otra, es de carácter estacional; el coeficientede escorrentía es prácticamente el doble en lavertiente atlántica con respecto a la del Indico.

Balance hídrico de América del Norte y Cen-tral

América del Norte y Central, incluyendolas islas, posee una superficie de 24.2.106 km2.Entre sus islas se encuentran Groenlandia,archipiélago Artico Canadiense, grandes Antillasy otras; la superficie total de las islas es de4.1.106 km2. El número de habitantes es de327.0.106 (1971), que representa una densidadpoblacional media de 135 hab.km-2. La mayorparte de la población se encuentra concentradaen la zona meridional, de clima más benigno.

Debido a su situación geográfica,configuración y compleja estructura de superficie,presenta condiciones naturales muy diversas.Dos golfos, Hudson y México, se adentranprofundamente en el continente, ejerciendo graninfluencia en sus condiciones naturales, ya seaenfriando o calentando el territorio,respectivamente.

América del Norte y Central, abarca todaslas zonas climáticas: ártica, subártica, templada,subtropical y tropical. El norte ártico, ocupa el12 % de toda la superficie englazada del Planeta.El macizo glacial ejerce una notable influenciaen la circulación atmosférica y en el ciclohidrológico, no solo de América, sino también detodo el hemisferio norte. Las principales fuentes

de humedad, del continente, son las masas deaire que provienen del Pacífico, Caribe y golfo deMéxico, pero su influencia depende considera-blemente de las características orográficas.Atenua la penetración de las masas de airehúmedo procedentes del Pacífico; al mismotiempo, el aire cálido y húmedo del Caribe, juegaun papel importante en las regiones orientalesde EE.UU. y Canadá; la masa de aire del Artico,pobres en humedad, penetran profundamente enel interior del continente, y favorecen la caída deprecipitaciones en las llanuras interiores.

La existencia de barreras montañosasaltas en la circulación de las masas de aire es lacausa de la variación en las zonas naturales delcontinente: de norte a sur y de las costas a lasllanuras interiores. De este mismo modo varíanlas características del balance. También , laestructura geológica, el carácter de los suelos yla existencia de glaciación, ejercen una consid-erable influencia. En la zona norte, la ampliaextensión de suelos congelados y la proximidada la superficie del escudo cristalino canadiense,en combinación con la suficiencia de humedad,favorecen el intenso desarrollo de las aguassuperficiales (ríos, lagos y pantanos) y la escasezde agua subterránea. En las regiones dedesarrollo de karst. (golfo de México e islas delCaribe, es característico el predominio de laaportación subterránea sobre la superficial.

La mayor parte del territorio, a excepciónde las mesetas interiores, regiones karstificadasy cubiertas por glaciales, la red de drenaje es biendesarrollada. En ella, se destaca el sistema flu-vial Mississipi-Misouri, tercera cuenca ensuperficie del Planeta. Posee un gran número delagos, siendo en su mayoría de origen glacial oglacio-tectónico y se encuentran en la parteseptentrional del continente.

América del Norte, posee tres vertientesoceánicas: al Océano Pacífico, con una aportaciónmedia específica de 507 mm, al Océano Atlántico,con 356 mm, y al Glacial Artico, con 221 mm(FIG. VI-6). La diversidad de las condicionesnaturales se refleja en la gran variación de lasaportaciones en cada vertiente. Así se tiene grandisponibilidad de agua en la franja costera delSE de Alaska y costa del mar Caribe en CostaRica, con una aportación media de 4000 a 4500mm, hasta llegar de 100 hasta 300 mm, en lafranja costera de las cordilleras de la costa delPacífico. En las zonas de escorrentía interna,regiones áridas, se encuentran valores muy bajode aportaciones, donde incluso no existe durante


FIG. VI-6: Distribución de América del Norte por vertientes a los océanos.

meses.

El balance hídrico de América del Norte,se compone de las precipitaciones que caen sobresu superficie, de la aportación de origen fluvial,glacial, y subterráneas no drenadas por los ríosy variaciones de las reservas glaciares y acuíferosprofundos (CUADRO VI-7). Las variaciones en

las reservas de agua subterránea hanexperimentado un fuerte impacto negativo,principalmente en el sur, donde se utilizan parariego, industria y abastecimiento poblacional. Lasextracciones superan varias veces a la recarga;sin embargo, la intensa explotación de losacuíferos es de carácter local, y su influencia enel balance hídrico global es insignificante. Por otra


M a r d e l C a r i b e

110 100 90 80120

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Bah ía de Hudson

Go l fo de Mé j i co





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10

40

1040150180


CUADRO VI-7Balance hídrico de las vertientes oceánicas de América del Norte (con las islas adyacentes)

—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————

Vertiente al océano PacíficoZona esc. externa 4800 890 511 463 392 3.9 0.52Zona esc. interna 521 324 22 0 287 11.4 -Parte continental 5320 834 463 418 381 4.2 0.50Parte insular 150 2460 2100 2100 358 0.1 0.85Total 5470 880 509 465 381 3.9 0.53

Vertiente al océano AtlánticoZona esc. externa 7960 1020 341 328 676 1.6 0.32Zona esc. interna 280 386 11 0 370 4.1 -Parte continental 8240 999 330 317 665 1.7 0.32Parte insular 1250 840 524 524 302 1.6 0.62Total 9490 978 356 344 617 1.7 0.35

Vertiente al océano Glacial ArticoParte continental 6500 536 223 223 310 0.6 0.42Parte insular 2740 268 215 215 53 0.0 0.80Total 9240 457 221 221 235 0.2 0.48—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E,evaporación, que no incluye las pérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentajecon respecto a la precipitación; CE, coeficiente de escurrimiento, calculado como el cociente entre laaportación al océano y la precipitación.—————————————————————————————————————————————————

parte, la información existente con respecto a lasvariaciones en las reservas glaciares escontradictoria, por lo que estas no han sidotomadas en cuenta en el balance.

Las componentes del balance se handeterminado independientemente, el flujosubterráneo al océano fue calculado pordiferencias, incluyendo en él los errores. Elcontinente junto con las islas recibe unaprecipitación promedio de 756 mm; de ellos, el43 % llega a los océanos y el resto se evapora. Ladiferencia de aportación entre la generada y laque alcanza el mar es pequeña, 4 %, y es debidoa pérdidas naturales.

Las condiciones naturales de las islas sonmuy diversas. Al norte (Groenlandia, archipiélagocanadiense, etc.), las precipitaciones son bajas,pero la escorrentía es muy alta (80 %), debido aque el suelo se encuentra la mayor parte del añocubierto de nieve o hielo. En cambio, en las islasdel Caribe, la precipitación es muy alta, pero porevaporación o infiltración en los terrenoskársticos, se pierden del 70 al 80 % de laprecipitación.

La vertiente al Océano Glacial Artico esmenos húmeda que las demás; el caudal quevierte es prácticamente igual al que se genera ensu territorio. La del Pacífico, constituida porestrecha franja de norte a sur, es la de mayorescontrastes, posee la región más húmeda y la másárida del continente. La vertiente atlántica,húmeda, con amplia profusión de rocassedimentarias e intenso desarrollo del karst, dalugar a un bajo coeficiente de escorrentía y a unaconsiderable aportación subterránea.

Las menores pérdidas por evaporacióncorresponden al sur de Alaska, sobre la costadel Pacífico. Los cortos pero caudalosos ríos dela región desaguan al océano del 70 al 80 % de laprecipitación caida en sus cuencas. En lascuencas muy húmedas del sur del continente, elbalance es muy distinto. La intensa radiaciónsolar, origina grandes pérdidas por evaporación,con coeficientes de escorrentía del orden de 0.54.En las regiones meridionales áridas, laevaporación supera considerablemente a laprecipitación, siendo la aportación muy pequeña,con coeficientes de escorrentía de 0.10 a 0.15.Las cuencas de los ríos de la vertiente atlántica,


insignificante; los territorios cubiertos por nievesy glaciales, representan 0.14 % de la superficietotal del continente.

Los suelos lateríticos, son ampliamenteextendidos en América; tienen una grancapacidad de infiltración, que aumentan lasreservas de agua subterránea y proporcionan unaalimentación estable a los ríos. La mayoraportación se produce al Océano Atlántico (85 %de la superficie total) y, en menor medida, alPacífico (7 % de la superficie). Una aportaciónsuperficial insignificante, menos del 1 %,corresponde a las zonas de escorrentía interna(meseta centro-andina, Patagonia, etc.;representan el 8 % de la superficie) (FIG. VI-7).

El balance hídrico de América del Sur,tiene como principales componentes, laprecipitación, evaporación total, aportación su-perficial y la infiltración profunda, que determinael flujo subterráneo al mar. Cada uno de lascomponentes se ha determinado independien-temente; las precipitaciones se han obtenido deun mapa de isohietas a escala 1:7 500 000; laevaporación de un mapa a la misma escala quede la lluvia; las aportaciones por medicionesdirectas en la desembocadura de los ríos; lacomponente restante, por diferencia, que incluyeademás del aporte de agua subterránea, loserrores de cierre y otros tipos de pérdidas comoriego y abastecimiento.

Los resultados del balance en su conjuntose muestran en el CUADRO VI-8. Su principalcaracterística, consiste en la sustancial diferencia

se caracterizan por sus condiciones moderadasde precipitación, evaporación y aportación, concoeficientes de escorrentía entre 0.30 a 0.70.

Balance hídrico de América del Sur

América del Sur, junto con las islasadyacentes, ocupa una superficie de 17.8.106

km2; en él viven más de 185.0.106 habitantes.La mayor parte del territorio, más del 80 %, seencuentra en las zonas ecuatorial y tropical.Rodeada de agua, presenta una costa pocorecortada. A lo largo de todo el contornoseptentrional y occidental, se extiende el sistemamontañoso de Los Andes, con la particularidad,que las cadenas montañosas paralelas estánseparadas por profundos valles o altas mesetas,que forman una extensa zona de escorrentíainterna. A las montañas, le siguen grandesllanuras y depresiones con declive hacia elAtlántico.

Los principales factores que condicionanel clima y la circulación de la humedad son:situación geográfica, la parte más ancha seencuentra en las latitudes ecuatoriales;configuración orográfica, que actúa de barreraal paso de las corrientes húmedas; existencia decorrientes frías oceánicas que discurren a lo largode sus costas occidental y oriental. En funciónde la distribución de la temperatura y humedad,en el continente se destacan distintas zonasnaturales: selvas y bosques (47 %), sabanas (37%), desiertos y semidesiertos (10 %), praderas(4%) y estepas (2%). La glaciación actual, es

_________________________________________________________________________________________________

CUADRO VI-8Balance hídrico de las vertientes oceánicas y de las zonas de escorrentía interna en América

del Sur—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————Vertiente Atlántico 15150 1710 685 685 934 5.3 0.40

Vertiente Pacífico 1240 1509 1076 1076 355 5.2 0.71

Zona esc. interna 1410 460 42 0 376 9.2 -

Continente 17800 1597 661 658 850 5.4 0.41—————————————————————————————————————————————————La vertiente al océano Atlántico incluye la isla de Tierra del Fuego. Donde: A, superficie; P, precipitación;QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E, evaporación, que no incluye las pérdidas decaudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentaje con respecto a la precipitación; CE, coeficientede escurrimiento, calculado como el cociente entre la aportación al océano y la precipitación.


en volumen de sus elementos, en las distintasvertientes. La diferencia, se produce por laposición que ocupan Los Andes, de allí que lamayor parte de la precipitación, evaporación yaportación correspondan a la vertiente atlántica.En ella caen el 91 % de la precipitación y suaportación es casi 8 veces mayor. El coeficientede escorrentía medio de la vertiente del Pacífico,por el contrario, es 1,8 veces superior al delAtlántico. En las zonas de escorrentía interna,se presentan escasas lluvias, en su gran mayoríade origen oceánico, pero menos de la décima parte

de las mismas, va a los pocos ríos que discurrenpor ella, perdiéndose en su mayor parte porevaporación.

Las tres cuencas fluviales más grandesdel continente: Amazonas, Plata y Orinoco,ocupan cerca del 65 % del territorio, y llevan alocéano el 74 % de la aportación total. ElAmazonas (38 % de la superficie del continente),tiene más del 52 % de la precipitación total, granparte provienen del Atlántico, y el 23 % se formapor evaporación local. La mitad de las

90 80 70 60 50 40 30

20

10

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90 80 70 60 50 40 30100110 20 10

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M a r d e l C a r i b e




FIG. VI-7: Distribución de América del Sur por vertientes a los océanos.


local son insignificantes; la evaporación yaportación prácticamente se distribuyen porigual.

Balance hídrico de Australia y Oceanía

El continente australiano posee unasuperficie de 7.615.106 km2, incluido las islas

precipitaciones se pierde por evaporación y elresto, escurre al océano. En la cuenca del Platalas precipitaciones son en su gran mayoría deorigen oceánico; las salidas de agua del sistemasson por evaporación (72 %) y escurrimiento (20%); la diferencia se explica por las pérdidas deinfiltración profunda en la región chaqueña. Lacuenca del Orinoco, posee precipitaciones deorigen oceánico, y las precipitaciones de origen

FIG. VI-8: Distribución de Australia e islas mayores de Oceanía por vertientes a los océanos.

Nueva Zelanda

Nueva Guinea

Mar de Salomón

Mar de l Cora l

Mar de Arafura

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Gran Ensenada Aust ra l iana

O C E A N O I N D I C O

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Zona de escorrentía interna


adyacentes (Tasmania es la más grande). Seencuentra bañado por las aguas de los océanosPacífico e Indico, que le corresponden el 8 % y40.5 % respectivamente y, a la zona de escorrentíainterna, el resto, es decir el 51.5 % (FIG. VI-8).Australia es un continente llano, con algunossistemas montañosos de baja altura. Posee 12.7106 de habitantes; es uno de los menos pobladosdel mundo, con una densidad de 1.6 hab.km-2.Al norte y este de Australia se encuentransituadas un grupo de grandes islas y numerosaspequeñas, denominado genéricamente Oceanía;posee una superficie de 1.27.106 km2,correspondiéndole el 83 % a las islas de NuevaGuinea y Nueva Zelanda.

Las condiciones climáticas estándeterminadas por su proximidad al Ecuador y alos cálidos mares y océanos que los circundan.En la mayor parte del territorio, dominan lasmasas de aire tropical y ecuatorial. Cerca de5.0.106 km2 son tierras áridas y semiáridas, y

2.6.106 km2 son más o menos húmedas. En losdesiertos, se presentan largos períodos secos, conlluvias de carácter torrencial. En la parte nortede Australia y Nueva Guinea, se manifiestaclaramente el clima monzónico.

En los elementos del balance ejerce graninfluencia el tipo de suelo. En las regiones dondeabundan calizas fisuradas, no hay aportaciónsuperficial. Las agua subterráneas kársticassurgen en manantiales a lo largo de la costa y enel fondo del mar. En los desiertos de arena, no seproduce aportación, ni siquiera durante losaguaceros debido a la gran permeabilidad de losestratos; por esta causa, en muchos regionesáridas de Australia existen grandes reservas deaguas subterráneas. En las regiones predominan-temente agrícolas, gran parte de las aguassubterráneas se consumen en regadíos, lo queinfluye decisivamente en el balance.

El origen de las precipitaciones en Aus-

CUADRO VI-9Balance hídrico de las vertientes oceánicas de Australia (con las islas adyacentes), de la

zona de escorrentía interna y del continente Oceanía—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————

Vertiente al océano PacíficoParte continental 613 925 184 184 733 0.9 0.20Parte insular 1108 2650 1520 1520 1050 3.0 0.57Total 1721 2040 1050 1050 1360 2.5 0.51

Vertiente al océano IndicoParte continental 3078 598 58 54 489 9.2 0.09Parte insular 227 2970 1770 1770 1100 3.4 0.60Total 3305 760 176 172 531 7.5 0.23

Zona de escorrentía internaToda la zona 3924 270 2 0 263 2.6 -

OceaníaAustralia:Zona esc. externa 3691 653 79 75 530 7.3 0.12Zona esc. interna 3924 270 2 0 263 2.6 -

Todas las islas 1335 2700 1560 1560 1060 3.0 0.58

Total continente 8950 791 267 265 491 4.4 0.34—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E,evaporación, que incluye las pérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentaje conrespecto a la precipitación; CE, coeficiente de escurrimiento, calculado como el cociente entre laaportación al océano y la precipitación.


tralia es la humedad que proviene de los océanos,descargando solamente el 24 % de su humedaden el continente y el resto pasa transitoriamente,y las precipitaciones de origen local son muyescasas. En las islas únicamente el 35 % de laslluvias son de origen oceánico. Los elementos queconstituyen el balance hídrico, se han calculadoseparadamente y los resultados se muestran enel CUADRO VI-9 y CUADRO VI-10.

De todas las precipitaciones que seproducen en Australia, el 86 % se evapora y el 8% escurre a los océanos, a masas de agua sindesagüe o se infiltra en las arenas. La diferenciade cierre corresponde, una parte, a la aportaciónde las aguas subterráneas, no drenadas por losríos, y el resto se debe a la imprecisión en lasmedidas de las componentes. Debido a su fuertearidez, son característicos los coeficientes deescurrimientos muy bajos, menor a 0.01 en losdesiertos, hasta el 0.30 a 0.50 en las regioneshúmedas montañosas. En las islas, laprecipitación es 6 veces mayor a la de Australia,y la aportación específica es 40 veces superior ala del continente. El error de cierre, se debe enparte a la indeterminación de la aportación nodrenada por los ríos.

Balance hídrico del continente antártico

Las características geográficas de laAntártida se determinan por su situación en altaslatitudes. Casi todo el continente se encuentracubierto por un potente escudo glacial, sobre elque se elevan algunos macizos montañosos y

picos aislados. Unicamente, en las proximidadesde la costa, una parte de la superficie, 0.20 a0.30 % no se encuentra cubierta de hielo.

La superficie de la Antártida, incluyendola barrera de hielos en la plataforma continen-tal, posee una superficie de 13.98.106 km2. Enella, se almacena el 62 % de las aguas dulcesdel Planeta. Se encuentra rodeada por los océanosAtlántico, Pacífico e Indico, que constituyen susvertientes (FIG. VI-9); sus costas están cubiertasde hielo marino, que se dilata brúscamente eninvierno, y contrae en verano hasta quedar lacosta libre de hielos.

La conservación del hielo antártico,producido como consecuencia del enfriamientoen el pasado, es favorecida por las condicionesclimáticas actuales. Debido a la larga duracióndel día polar y la transparencia de la atmósferaen verano, es el continente que mayor radiaciónsolar recibe, pero no es calentado por la altareflectividad (albedo) del hielo; es decir, noabsorbe calor.

En el 90 % de su territorio, no se producedeshielo. En el resto, el agua de deshielo vuelvea congelarse, por lo que solo el 1 % de susuperficie, produce aportación líquida. La red flu-vial no está desarrollada; la mayor longitud delas corrientes suele ser de 30 km, y actúandurante un período muy corto del verano. Noexisten prácticamente aguas subterráneas;existen aguas subglaciares, que se forman comoconsecuencia del deshielo de la cubierta glacial.Su volumen todavía no se ha determinado, y la

CUADRO VI-10Balance hídrico de las grandes islas de Oceanía

—————————————————————————————————————————————————Territorio A P Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————Nueva Guinea 785 3080 1730 1210 4.5 0.56

Nueva Zelanda 265 1900 1180 710 0.5 0.62

Nueva Caledonia y Otras 217 2780 1700 1100 0.7 0.61

Tasmania 68 1290 690 550 3.9 0.53

Todas las islas 1335 2700 1560 1410 3.0 0.58—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; Q, aportaciones al océano; E, evaporación; U, diferencia delbalance, porcentaje con respecto a la precipitación; CE, coeficiente de escurrimiento, calculado comoel cociente entre la aportación al océano y la precipitación.


aportación al océano se produce casiexclusivamente bajo el hielo.

El cálculo del balance hídrico, es muycomplicado debido a la deficiencia deobservaciones y a sus características específicas(CUADRO VI-11). Las entradas de humedad se

componen de precipitaciones, la condensación,la recongelación del agua en el fondo de losglaciares y las adherencias de los icebergsdesprendidos en el borde de la barrera de hielo.Los tres primeros, han sido estimadosconfiablemente, en cuanto al segundo, no ha sidoposible su cálculo por falta de datos, pero se

FIG. VI-9: Distribución de la Antártida por vertientes a los océanos.

CUADRO VI-11Balance hídrico de la Antártida

—————————————————————————————————————————————————Vertiente A P Q E Ual océano [103.km2] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————Atlántico 3970 166 144 0 14.0

Indico 4960 173 154 0 11.0

Pacífico 5050 190 193 0 2.0

Total 13980 177 165 0 7.0—————————————————————————————————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; Q, aportaciones al océano; E, evaporación; U, diferencia delbalance, porcentaje con respecto a la precipitación.

0 30

60

90

120

150180150

60

90

120

30

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Sector Indico

Sector Pac í f ico

Divisorias glacialesLíneas de flujo


estima insignificante.

Las salidas tienen lugar pordesprendimiento de icebergs, deshielo en el fondode los glaciares, aportación subglacial, aportaciónsuperficial, evaporación y pérdida de nieve por elviento en el borde del escudo glacial. Laevaporación se compensa con la condensación,mientras que los desplazamiento de nieve a losocéanos, al parecer son poco importantes. El erroren el balance, considerable, es debido al deficienteconocimiento de la mayor parte de lascomponentes del balance.

Balance hídrico de los continentes. Síntesis

Las zonas de escorrentía externaconstituyen el 80 % de las tierras continentales,que se distribuyen entre las distintas vertientes(Atlántico y Pacífico, 59 %; Glaciar Artico e Indico,29 %, con respecto al total). Esta desigualdad, sedebe al relieve de los continentes. La humedadde los océanos Glacial Artico y Atlántico, penetraprofundamente en Eurasia, casi hasta el lagoBaikal, debido a la ausencia de barrerasmontañosas que la retengan; también, llega unaparte considerable a América. Las costas de losocéanos Pacífico e Indico, están bordeadas poraltas montañas que retienen la mayor parte dela humedad. Ello supone, una franja estrechadel litoral oriental de Asia, Africa, Australia ylitoral occidental de América.

Las regiones de escorrentía interna,representan el 20 % de todos los continentes; lasmás significativas son las de Asia, Africa y Aus-tralia. Su origen está relacionado con el ciclo dela atmósfera, que determina la distribución delas precipitaciones y evaporación sobre lasuperficie del Planeta. Todas las zonas deescorrentía interna están situadas en regionesáridas, semiáridas y esteparias, conprecipitaciones escasas y evaporación intensa.La escasa humedad, es consecuencia del pococontenido de vapor de agua de las masas de aireque llegan del océano o de la gran distancia aellos. En general, tiene especial importancia lasituación de la región respecto de las cadenasmontañosas, ya que retienen la humedadoceánica.

La zona de escorrentía externa, donde seproduce la transformación de las precipitacionesen aportaciones superficiales y subterráneas,posee el 93 % de las precipitaciones totales, un98 % del total de escorrentía y un 88 % de la

evaporación total. Aproximadamente el 75 % delvapor de agua proveniente de los océanos seconvierten en precipitación; el resto, se desplazasin intervenir en los procesos del ciclo. Algo másdel 41 % de las precipitaciones se consumen enla formación de escurrimiento fluvial, un 56 %en evaporación y el 2% en formación de laaportación subterránea a los océanos (CUADROVI-12). Una parte de las aguas fluviales no llegaal océano, o se emplea en regadíos.

La relación entre las componentes del bal-ance hídrico, en las distintas vertientes de laszonas de escorrentía externa es distinta. En lavertiente del Pacífico, es característico un valoralto de aportación fluvial, superior en 1.5 vecesa los valores medios; la evaporación esrelativamente baja, y el coeficiente de escorrentíamedio, es del orden de 0.54. Los valores más bajosde dicho coeficiente se encuentran en la vertienteatlántica, de 0.35, donde existe una intensaevaporación, que supera a los valores medios en1.3 veces, con una escorrentía y precipitaciónpróxima a la media. Sin embargo, influye enforma decisiva en el balance hídrico global, acausa de su superficie 43 % del total de tierrasemergidas. Posee el 52 % de las precipitaciones,44 % de las aportaciones y el 56 % de laevaporación total.

El papel que desempeñan los distintoscontinentes en el balance hídrico, se muestranen el CUADRO VI-13; siendo el más importanteAsia, seguido por América del Sur, pese a sumenor tamaño. Los valores de aportacionestotales (superficiales y subterráneas), esequivalente al 50% de la humedad aportada enforma de vapor de agua por el océano. Latransformación de la humedad oceánica enaportaciones varía de un continente a otro, desdeel 60 a 65 % en Eurasia a 2 al 3 % en Australia

Los resultados del balance hídrico de lazona de escorrentía interna, se encuentranrepresentados en el CUADRO VI-14. El mayorvolumen de aportación corresponde a Europa(31%) y Asia (45 %), ya que los ríos que desaguanen el Caspio y Aral, poseen sus nacientes en zonashúmedas; además, de su gran extensión, cercadel 50 % de todas las regiones de escorrentíainterna. Las aportaciones más pobrescorresponden a Africa y Australia, donde seencuentran las grandes regiones áridas delPlaneta. Los errores del balance, se explican porla falta de precisión en la determinación de laevaporación, o por no considerar las aguassubterráneas que fluyen a los océanos.


CUADRO VI-12Balance hídrico de las zonas de escorrentía externa de los continentes (incluyendo las islas)—————————————————————————————————————————————————Territorio A P QT Q E U CE

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [mm] [%]—————————————————————————————————————————————————Europa 8300 847 349 343 489 1.8 0.40

Asia 31200 939 449 436 487 1.7 0.46

Africa 20540 964 215 200 672 9.5 0.21

América del Norte 23400 769 350 335 421 1.7 0.44

América del Sur 16390 1700 714 714 891 5.6 0.42

Oceanía 5030 1200 474 471 670 4.9 0.39

Antártida 13980 177 165 165 0 7.0 0.93

Total 119000 924 385 376 512 3.9 0.41

—————————————————————————————————————————————————El total incluye únicamente la parte continental de la zona de escorrentía externa. Donde: A, superficie;P, precipitación; QT, escurrimiento total; Q, aportaciones al océano; E, evaporación, que incluye laspérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia del balance, porcentaje con respecto a la precipitación;CE, coeficiente de escurrimiento, calculado como el cociente entre la aportación al océano y laprecipitación.—————————————————————————————————————————————————

CUADRO VI-14Balance hídrico de las zonas de escorrentía

interna de los continentes———————————————————————Continente A P Q E U

[103.km2] [mm] [mm] [mm] [%]———————————————————————Europa 2200 571 143 419 1.6

Asia 12275 236 37 190 3.8

Africa 9600 262 16 213 12.6

América del

Norte 799 345 19 298 8.1

América del

Sur 1410 460 42 376 9.1

Australia 3924 270 2 261 2.6

Total 30208 288 33 235 6.9———————————————————————Donde: A, superficie; P, precipitación; Q,escurrimiento; E, evaporación, que no incluye laspérdidas de caudal de los ríos; U, diferencia delbalance, porcentaje con respecto a laprecipitación.

CUADRO VI-13Influencia de las vertientes oceánicas

continentales en el balance hídrico de laszonas de escorrentía externa

———————————————————————Vertiente A P Q Eal océano [%] [%] [%] [%]———————————————————————Pacífico 21 24 32 19

Atlántico 43 52 44 56

Indico 17 14 13 15

Glacial Artico 19 10 11 10———————————————————————Donde: A, superficie del total de la zona deescorrentía externa; P, precipitación; Q,aportaciones al océano; E, evaporación


FIG. VI-10: Vertientes hidrográficas de la República Argentina (según INCYTH).

65°70° 60° 55°

60°65°70°75°80° 50°55°

25°

30°

35°

40°

45°

50°

25°

30°

35°

40°

45°

50°

55°

0 500 km

SISTEMA RIO PARANA

SISTEMA RIO PARAGUAY

SISTEMA RIO URUGUAY

SISTEMA RIO DE LA PLATA Y Pcia.de Bs.As. hasta el Río Colorado

SISTEMA RIO COLORADO

SISTEMA RIOS PATAGONICOS

VERTIENTE AL PACIFICO

SISTEMAS INDEPENDIENTES

SISTEMA DE MAR CHIQUITA

SISTEMA SERRANO

SISTEMA PAMPEANO

01

02

03

04

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08

09

10

11

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RT

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EN

CA

S

CE

RR

AD

AS

Este mapa es de carácter esquemático y no refleja rigurosamente los límites de la República Argentina


BALANCE HIDRICO DE LA REPUBLICAARGENTINA

La ejecución del balance hídrico deArgentina, comenzó en 1987 y fue realizado porCentro de Investigaciones Hidrológicas de Ezeiza(CIHE-INCYTH). Su objetivo fue cuantificar lascomponentes del mismo, en función de lainformación existente, en las principales regioneshídricas del País. Se empleó una ecuaciónsimplificada, cuya expresión es:

P = Q + EVT + n

Donde: P, precipitación media; EVT,evapotranspiración media; n, discrepancia uerror. Los valores medios de P, EVT y Q, implicanpromedios temporales y espaciales. La ecuaciónes válida, si los cambios en los almacenamientospueden suponerse nulos.

El período considerado para la realizacióndel balance, fue el intervalo calendario de 1962-82. La escala de trabajo fue 1: 2 500 000, exceptoen la región noroeste, que se trabajó a escala 1:250 000 y 1:500 000, debido a que se contabacon mayor información. El sistema hidrográficode Argentina, se ha subdividido en 100 cuencas,que fueron agrupadas en tres grandes vertientes:Atlántica, Pacífica y Endorreica. (FIG. VI-10)

El análisis del campo pluviométrico serealizó en general cada 100 mm, sobre mapas aescala 1:2 500 000, sobre la base de un gradienteascendente hacia el este, modificado por lapresencia de cordones montañosos. Lacomplejidad de la orografía de algunas regiones,impide el trazado exacto de las isohietas; por talrazón, se utilizó un menor espaciamiento en lasisolíneas. La evapotranspiración fue estimada porel método de Turc para superficies naturales, yel método de Blaney-Criddle para superficiesregadas. Los mapas de escorrentía, seestablecieron en base a valores medidos endistintas secciones de aforo.

Los mapas de precipitación anual media,presentan isohietas casi meridionales en la zonallana y con distorsiones y mayor gradientes enlos contrafuertes andinos. Debido a la falta deinformación en cordillera y salares, los resultadosen estas regiones tiene carácter referencial. Encasi todo el país, la discrepancia del balance fueinferior a 100 mm, considerándose válidos. Lasfiguras VI-11, VI-12 y VI-13 muestran los mapasde precipitación, evaporación y disponibilidadhídrica del país.

Los recursos hídricos superficiales,superan los 25000 m3.s-1 de escurrimiento medioanual, siendo en un 92 % medidos y el restoestimado por métodos indirectos. La riquezahídrica promedio del país, es de 6.4 l.s-1.km-2.Se nota gran diferencia en la disponibilidad delos recursos hídricos, ya que el 85 % del total,corresponde a la cuenca del Plata (22031m3.s-1), con un rendimiento de 7.0 l.s-1.km-2. Lavertiente del Pacífico, solo dispone del 5 % deltotal de la riqueza hídrica, pero con el mayorrendimiento del país, de 36.0 l.s-1.km-2.

FIG. VI-11: Precipitación media anual de laRepública Argentina (según INCYTH). Lasunidades están expresadas en mm.

65°70° 60° 55°

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35°

40°

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50°

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800

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FIG. VI-12: Evapotranspiración media anual dela República Argentina (según INCYTH). Lasunidades están expresadas en mm.

FIG. VI-13: Disponibilidad hídrica media anualde la República Argentina (según INCYTH). Lasunidades están expresadas en mm.

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400 Este mapa es de carácter

esquemático y no refleja rigurosamente los límites de la República Argentina

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VII/1Movimiento del agua en el suelo

minerales de diferentes formas y tamaños, quepueden encontrarse en forma individual oagrupadas (agregados); fase líquida, es el aguadel suelo, que presenta sustancias en solución,y llena una parte o la totalidad de los espaciosvacíos entre partículas sólidas; y fase gaseosa,es el aire del suelo con una composición similara la atmósfera, pero con menor contenido deoxígeno y mayor de dióxido de carbono, y ocupaaquella parte del espacio poroso entre laspartículas que no está lleno de agua (BAVER etal, 1972).

También el suelo es un sistema disperso,pues la fase sólida se encuentra finamentedividida, la que le confiere un área superficialmuy grande; se encuentra totalmente dispersa yel medio de dispersión es el agua del suelo queproporciona las películas acuosas que envuelvendichas unidades y tienden a llenar los poros. Ladisposición de las partículas determina lascaracterísticas del espacio poroso, por donde setrasmite o retiene el agua y el aire. Las faseslíquidas y gaseosas son variables en el espacio yel tiempo. Las partículas son productos de laintemperización de la roca madre y de losminerales que esta contiene. Existen dos clasesde partículas: individuales o primarias que sedenominan unidades texturales y, las agrupadaso partículas secundarias, que se forman poragrupación de elementos mecánicos separados yse llaman unidades estructurales (FIGUEROASANDOVAL, 1981).

El estudio de la fase sólida se realiza desdedos puntos de vistas. Uno, desde el punto de vistafísico donde la más importante es lagranulometría de las partículas; es decir, su

EL SUELO

El suelo es un cuerpo complejo y dinámico,que se encuentra sobre la superficie de la cortezaterrestre; contiene materia viva y capaz desoportar vida. Está limitado en su parte superiorpor la atmósfera, y en algunos casos por aguassomeras; hacia los lados por otros suelos, poraguas profundas, o hielos perpetuos; su límiteinferior está determinado por la profundidad delas raíces de las plantas perennes nativas (ORTIZSOLORIO y CUANALO de la CERDA, 1981).

Es un medio complejo caracterizado poruna atmósfera interna, elementos minerales, floray fauna determinados y un régimen particularde aguas. Simultáneamente, es un mediodinámico, porque adquiere progresivamente suspropiedades de la acción combinada de losfactores del medio; nace y evoluciona.

El material primigenio, roca madre, sealtera por influencia del clima y de la vegetación;se establecen uniones entre los mineralesprocedentes de la alteración de la roca madre yla materia orgánica aportada por la biósfera.Cuando la evolución termina, genera un medioequilibrado y estable, donde los complejosorganominerales, dotados de propiedades física,químicas y biológica bien definidas, le confierenal suelo su individualidad (DOCHAUFOUR,1978).

Como todo sistema natural, el suelo espolifásico y heterogéneo, cuyas propiedades nosólo difieren entre fases, sino también entre loslinderos o interfases. Las fases del suelo son: fasesólida, consiste en partículas orgánicas y

CAPITULO VII

MOVIMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO

VII/2 Movimiento del agua en el suelo

tamaño. Otro, es la determinación de lascaracterísticas del complejo en sí mismo dondese destaca la determinación de la porosidad. Elvolumen total de vacíos, porosidad, estáíntimamente ligada a la forma, dimensiones ydisposición de las partículas.

La formación del suelo se realiza poco apoco, a expensas de una roca denudada porerosión, o un depósito reciente. Aldescomponerse, por acción de los factoresclimáticos y biológicos, suministra los elementosminerales que se disponen en estratos sucesivos,de escasa profundidad, pobre en materia orgánicay contiene numerosos fragmentos de rocainalterados, que dan origen a un suelo joven. Laacción continua de los factores provoca unatransformación y mezcla más o menos completade dichos elementos, con desplazamiento desustancias solubles y coloidales entre los estratos,donde unos se empobrecen y otros se enriquecen.Estos procesos conducen a la diferenciación delos estratos, llamados horizontes, y al desarrollodel perfil del suelo, que es el conjunto dehorizontes (FOTH, 1985).

Los horizontes se encuentran másdiferenciados, cuanto más evolucionado sea superfil, para su designación se utilizan las letrasA, B y C. El horizonte A, superficial, se caracterizapor la acumulación de materia orgánica, es lazona de máxima actividad biológica y remociónde materiales finos y coloidales. El horizonte B,en el subsuelo, es el sitio de acumulación de loselementos provenientes desde los horizontes su-perior e inferior y el horizonte C, generalmente sedistingue por la alteración del material de la rocamadre subyacente.

El suelo es un sistema abierto hacia laatmósfera y hacia los estratos litológicossubyacentes o adyacentes. El agua afluye haciaél y efluye de él continuamente en un movimientoincesante, a veces muy rápido y claramente per-ceptible a los sentidos; otras veces muylentamente, dando la impresión de encontrarsedetenida. El suelo como medio de abastecimientode agua a la vegetación, depende, no tanto delvolumen de agua disponible en él, sino de larapidez con que estas se movilizan hacia la raíz,en comparación con la rapidez con que el aguaescapa a los estratos subyacentes o se pierde porla superficie hacia la atmósfera.

Si el movimiento del agua dentro del sueloes mucho más lento que la velocidad de absorcióndel agua por las plantas, existe el peligro que los

poros permanezcan demasiado llenos y se impidala oxigenación del suelo. Si el movimiento del aguaes demasiado rápido comparado con la absorciónradicular, se corre el riesgo de un limitadosuministro a la vegetación. Si la penetración delagua al suelo es muy lenta comparada con elescurrimiento superficial, se agravará el procesoerosivo. Si la velocidad con que asciende el aguadesde un nivel freático no es mucho menor quela velocidad de absorción del agua por las plantas,o que la evaporación, el suelo tenderá asalinizarse.

TIPOS DE AGUA EN EL SUELO

El suelo contiene agua en distintasformas; se pueden agrupar en tres grandescategorías: agua de retención, agua capilar y aguagravífica o de gravedad. Además, el suelo contienevapor de agua, que al igual que el líquido, selocaliza en los poros. También, existe el agua deconstitución, que es integrante de la moléculaquímica de las partículas orgánicas e inorgánicasdel suelo.

La molécula de agua se asemeja a undiminuto imán; por ello, es atraída y fijadaelectrónicamente en la superficie de los cristalesque integran las partículas de la fase sólida, yuna fracción es adsorbida por ellas. Se denominaagua de retención o agua de imbibición, llamadatambién a menudo, agua ligada (CASTAGNY,1971). Posee propiedades físicas muy diferentesa las del agua libre, en particular la densidad. Esrepresentada esencialmente por dos tipos: aguahigroscópica y agua pelicular.

Las partículas del suelo se encuentranrecubiertas de agua, agua higroscópica, queimpregna los microporos o penetra por finoscanalículos. Se mantiene unida a los granos delsuelo por fuerzas de adsorción o adhesión; poreste motivo, se la designa a menudo con eltérmino de agua adsorbida. El agua higroscópicano está disponible para las plantas, se laencuentra en el suelo, e inclusive en el polvopresente en el aire; solo puede removerse porcalor, en estado de vapor de agua. Su cantidades variable, en función de la porosidad, humedad,temperatura y presión del aire; pero, es sobretodo la porosidad, y por lo tanto la granulometría,la que determina la cantidad de aguahigroscópica. Su monto, oscila entre un 15.0 %a 18.0 % en las arenas de grano fino o medio, auna proporción de 0.2 % a 0.5 % en las arenasde grano grueso.


El agua pelicular, rodea las partículas delsuelo y su agua higroscópica con una delgadapelícula, de espesor variable, del orden de algunasfracciones de micrones. Se desplaza en estadolíquido, por atracción molecular de partículaspróximas. El agua pelicular no se mueve poracción de la gravedad; consecuentemente, notransmite la presión hidrostática. Se extraeúnicamente por centrifugación. El tenor en aguapelicular del suelo, varía entre 40.0 % a 50.0 %en las arcillas, y del 3.0 % al 1.5 % en las arenas.

El agua capilar (también llamada filmcapilar) rellena los poros, y es retenida en ellospor fuerzas de capilaridad. Puede elevarse porencima de la superficie piezométrica de las aguassubterráneas y mantenerse en equilibrio en losintersticios de las rocas y poros del suelo, por laacción de fuerzas de tensión superficial; transmitela presión hidrostática. Según la relación con lasuperficie piezométrica (límite superior de unacuífero libre) y la acción de la fuerza de gravedad,se pueden distinguir dos tipos: agua capilaraislada y agua capilar continua.

El agua capilar aislada o agua capilarcolgada, se encuentra por encima del mantoacuífero; ocupa una fracción del espacio porosocompletándose el resto, con aire y vapor de agua.No se desplaza bajo la acción de la fuerza degravedad y se clasifica dentro de la categoría delagua de retención. El agua capilar continua osostenida, localizada en la franja capilar, rellenala totalidad de los poros e intersticios capilares,y está sometida a la acción de la gravedad.

El agua gravífica o de gravedad rellena elespacio poroso del suelo. Se llama también agualibre o de percolación. Obedece exclusivamente ala gravedad; puede ser extraída medianteprocedimientos mecánicos. Transmite la presiónhidrostática. Bajo la acción de las diferenciaspiezométricas, el agua gravífica circula por elinterior del acuífero.

Los tipos de agua del suelo se puedenrelacionar con los medios utilizados para suextracción. Una porción de terreno saturado deagua deja escapar el agua gravífica, y el aguacapilar continúa por drenaje. La centrifugaciónpermite extraer el resto de agua capilar y el aguapelicular. Para eliminar el agua higroscópica sólopuede recurrirse a la desecación, porque laatracción molecular que ejercen las partículas delsuelo sobre ella, es muy grande.

En el pasado, ha sido habitual clasificar

el agua según las “formas” en que se suponíaque estaba en el suelo: agua gravitacional, capilar,higroscópica, etc.; sin embargo, estos términosno son adecuados. No sólo una parte, sino todoel agua del suelo, se encuentra siempre bajo laatracción gravitacional; el fenómeno decapilaridad no comienza o cesa a determinadotamaño de poro, ni las fuerzas de atraccióncoloidal responsables de la hidratación terminana una determinada distancia intermicelar.

El diferente comportamiento del agua enel suelo, que se ha pretendido describir con lostérminos mencionados, no se debe a las distintas“formas” que adopta el agua, sino a diferentesestados de energía. El agua en el suelo, al igualque cualquier otro cuerpo natural, posee ciertogrado de energía, cinética o potencial. El agua semueve con mucha lentitud en el suelo, y por lotanto su energía cinética, que es proporcional alcuadrado de la velocidad, es insignificante.Debido a cambios de posición y a condicionesinternas, la energía potencial del agua varía deun lugar a otro del suelo, o en el mismo punto enel transcurso del tiempo; lo hace en formagradual, sin discontinuidades o cambiosabruptos, como lo sugiere la antigua clasificación.Por lo tanto, es más correcto y prácticocaracterizar la condición del agua en el suelo enbase a su energía potencial, que pretenderclasificarla de acuerdo a estados arbitrarios.

REPARTICION DEL AGUA EN EL SUELO

El estudio de la sucesión vertical de laszonas de humedad en el suelo, en un caso teóricoideal, permite describir la repartición de las aguasdel suelo en su interior. Dicho estudio, se realizasobre un macizo de terreno que reposa sobre unsustrato horizontal impermeable, cuyascaracterísticas son: homogéneo (granulometríauniforme), isótropo (sin estratificación), ypermeabilidad uniforme, tanto vertical comohorizontalmente. Sobre él, se hace caer agua enforma de lluvia uniforme sobre toda la superficie,de manera tal que se infiltre en su totalidad. Elagua penetra en el macizo, alcanza el fondo im-permeable y satura el medio de abajo a arribahasta alcanzar un nivel determinado (indicadocon AB, en la FIG. VII-1). Cesa la lluvia y lasuperficie queda sometida a la evaporación.

La superficie AB permite distinguir doszonas, de abajo a arriba: la zona de saturación yla zona de aereación. En la zona inferior saturada,el espacio poroso está ocupado enteramente por


FIG. VII-1: Repartición del agua en el suelo. Caso teórico.

el agua; el tenor en agua, es igual al volumen deespacios vacíos y por ende a la porosidad total.El coeficiente de saturación (proporción de vacíosocupados por agua), alcanza el 100 %. La zonade saturación es la zona de agua sostenida. Lasaguas producto de la percolación, estánlocalizadas allí; es el dominio de las aguassubterráneas que pueden alimentar los pozos yfuentes. En el caso particular que nos ocupa, estaregión se denomina manto freático. La superficiesuperior de la zona de saturación, es unasuperficie de equilibrio, el agua se encuentrasometida a la presión atmosférica, en todos suspuntos; es la superficie libre de las aguassubterráneas o nivel freático.

En la zona superior, llamada zona deaereación, se distinguen de abajo a arriba, enfunción del coeficiente de saturación, tres capasbien diferenciadas: la franja capilar, la zona deretención y la zona de evapotranspiración. Elcoeficiente de saturación disminuye gradual-mente de abajo a arriba, desde la saturación hacia

un valor límite condicionado por el del nivel su-perior.

La humedad en la zona de aereación, sedebe fundamentalmente a la presencia de aguacapilar. Es la zona de ascensión capilar, y seencuentran los dos tipos de agua capilar: el aguacapilar aislada y el agua capilar continua. El aguacapilar aislada es común a toda la zona y seincluye en la categoría del agua suspendida. Elagua capilar continua, pertenece al aguasostenida y caracteriza la franja capilar; es capazde fluir libremente si desciende el nivelhidrostático al que está ligada hidráulicamente;el espesor de la franja capilar varía en razóninversa de la granulometría.

La zona de retención es la zonaintermedia; el espacio poroso está ocupado poragua, aire y vapor de agua. El agua de esta zonano presenta ningún vínculo hidráulico con lascapas inferiores; es el dominio exclusivo de lasaguas suspendidas. La zona limitada por la

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Contenido de agua (%)

% de la capacidad máxima de retención para el agua

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A B

Zona deevapotranspiración

Zona deretención

Franja capilar

Superficie hidrostática

Capa acuífera

Zócaloimpermeable

P


superficie del suelo, está sometida a laevapotranspiración; de ahí, su denominación dezona de evapotranspiración. Es por excelencia,la zona de alteración de los suelos. En el caso deaportes deficitarios, la evapotranspiración, porla acción de las raíces de las plantas, eliminaprogresivamente el agua de retención y hacedescender la tasa de humedad hasta un límitemínimo, denominado el punto de marchitez; porel contrario, cuando hay precipitaciones, elvolumen de agua en el suelo aumenta hasta unmáximo, y está determinado por la velocidad delflujo de percolación. El espesor de esta zona varíaen función del clima y del tipo de coberturavegetal.

La zona de saturación engloba al aguahigroscópica, agua pelicular, y agua capilaraislada, agua capilar continua y el agua gravífica.La franja capilar encierra al agua higroscópica,agua pelicular, agua capilar aislada y continua.La zona de retención es el dominio del agua deretención. En la zona de evapotranspiración, elcoeficiente de saturación es variable, aconsecuencia de la doble acción de succión delas raíces y de aporte de las aguas de infiltración.

Agua subterránea

Como ya se mencionara, el agua que poracción de la gravedad alcanza un estrato imper-meable o una zona ya saturada, satura a su vezcompletamente la zona suprayacente. Se leconoce como agua gravífica y mas comúnmentecomo agua subterránea propiamente dicha. Estácontenida en el subsuelo, pero no retenida en él,circula libremente y solo se muevehorizontalmente hacia los puntos de menor nivelpiezométrico.

La formación geológica que contiene ysuministra agua se denomina acuífero; laprofundidad que alcanza el agua en cada puntodel mismo es el nivel piezométrico. El agua de unacuífero puede estar en contacto con la atmósferaa través de los poros de la roca que la contiene yse denomina agua no confinada en un acuíferolibre o freático, o bien estar separada de laatmósfera por una capa impermeable, y se llamaagua confinada en un acuífero artesiano.

Una formación geológica puede conteneragua hasta la saturación, pero si no la transmiteno es posible su explotación, y se denominaacuícludo, ejemplo de ello son alguna arcillas deorigen deltáico y/o estuario, con enormes

cantidades de agua en su seno, pero no aptospara la explotación de captaciones de aguasubterránea. Existen numerosas formacionesque, conteniendo apreciables cantidades de aguala transmiten muy lentamente, por lo quetampoco son aptos para la instalación decaptaciones, y se denominan acuitardos.Finalmente, se denomina acuifugo a aquellasformaciones que no contienen agua ni la puedentransmitir, como por ejemplo un macizo graníticono alterado.

En el agua subterránea se encuentrandisueltas gran cantidad de sustancias en estadoiónico. Los iones que están presentes casi siempreson: cloruros, sulfatos, bicarbonatos, sodio,calcio y magnesio; existen otros pero en unaproporción poco significativa. Los gases disueltosmas comunes son anhídrido carbónico y oxígeno.Las aguas subterráneas llamadas dulcescontienen menos de 2000 ppm de sustanciasdisueltas; las aguas salobres hasta 5000 ppm,las aguas saladas hasta 40000 ppm y lassalmueras, mayor de 40000 ppm, asociadasfrecuentemente a depósitos salinos, yacimientospetrolíferos o aguas muy antiguas situadas a granprofundidad.

La utilización de ellas data de varios milesA.C., la construcción de pozos excavados enOriente Medio fue muy extendida. Los sistemade perforación no fueron conocidos hasta la EdadMedia, con la excepción de China donde hace1500 años se realizaron perforaciones medianteun sistema a percusión, basadas en los mismosprincipios que se utilizan en la actualidad.

FORMAS EN QUE SE MUEVE EL AGUA EN ELSUELO

En condiciones naturales el agua delsuelo, se encuentra en continuo movimiento.Cuando el agua de lluvia o de riego moja el suelo,ella penetra (infiltración) y se distribuyeinicialmente con cierta rapidez; después, lo hacecada vez con mayor lentitud sin detenerse, aúncuando el abastecimiento en superficie hallacesado. El agua continúa desplazándosegradualmente hacia estratos inferiores(percolación), hacia la superficie del suelo(evaporación), o hacia las raíces de las plantas yabsorbidas por ellas (transpiración).

La representación del suelo como un meroreservorio de agua es simplista. Existen dosrazones que lo sustentan, primero el agua en el


suelo posee una determinada condiciónenergética, y por ello, es necesario un trabajo parasu extracción; su estado energético varíanotoriamente según sea la cantidad y el lugardel suelo en que esté presente. Segundo, es queel agua está en permanentemente movimiento,desplazándose en distintas direcciones. El hechode que el suelo “almacene” agua, se debe a ladiferencia relativa entre la velocidad de entraday salida del agua del suelo.

Infiltración

La infiltración, es el paso del agua a travésde la superficie del suelo hacia su interior, y lapercolación, que es el movimiento del agua dentrodel suelo. Ambos fenómenos, están relacionadosíntimamente, puesto que la infiltración no puedecontinuar libremente sin que previamente, lapercolación halla removido el agua de las capassuperiores del suelo. El drenaje se realiza a travésde canales no capilares, donde fluye el agua porgravedad desde la superficie hasta el nivel delagua subterránea, siguiendo la trayectoria demenor resistencia.

La infiltración se inicia tan pronto el aguaentra en contacto con el suelo. Si el suministroinicial de agua es lento, ella penetra tanrápidamente como llega; si el aporte aumenta,llega un momento en que excede la capacidaddel suelo de absorber el agua y comienza aacumularse y escurrir sobre la superficie. Si elsuministro se mantiene por debajo de la velocidadde infiltración del suelo, la penetración dependede la velocidad con que el agua superficial fluyehacia él; de lo contrario, el ingreso al suelo esdeterminado por las características físicas delperfil (FIG. VII- 2).

La infiltración disminuye gradualmentecon el tiempo. Es máxima al comienzo delproceso, particularmente si el suelo está bastanteseco, y tiende luego progresivamente hacia unvalor mínimo, a veces impropiamente llamadoinfiltración final. El término “final” es equívoco,porque esta condición se refiere en realidad a unavelocidad constante de penetración y no a unaculminación del proceso.

El perfil de un suelo inundado, sujeto alproceso de infiltración en un instante particular,revela las siguientes características (FIG. VII-3):a) la porción superior del suelo es saturada hastauna profundidad de algunos milímetros a varioscentímetros; b) bajo la zona saturada, se extiende

FIG. VII-2: Velocidad de infiltración del agua alsuelo en función del tiempo.

una zona de humedad uniformemente constantey casi saturada, llamada zona de transmisión; c)más abajo de ésta, se encuentra la zona dehumedecimiento, en la cual la humedad varíaabruptamente desde el contenido casi saturadode la zona de transmisión hasta el contenido dehumedad inicial del suelo. Durante la infiltración,la zona casi saturada se extiende en profundidadcontinuamente, siempre precedida por un frentede humedecimiento (HILLEL, 1971).

La capacidad de infiltración depende demuchos factores tales como: tipo de suelo,contenido de humedad, contenido de materiaorgánica, cobertura vegetal y la estación del año.De las características del suelo que más afectanla infiltración, la porosidad no-capilar esposiblemente la más importante. Determina lacapacidad de almacenamiento y la resistencia alflujo; la infiltración tiende a aumentar con elaumento de la porosidad. El mayor contenido demateria orgánica, también tiende a incrementarla capacidad de infiltración, debido en gran parte,al aumento correspondiente en la porosidad.

El efecto de la vegetación sobre lacapacidad de infiltración, es de difícil evaluacióncuantitativa. La vegetación aumenta lainfiltración en comparación con la de un suelodesnudo dado que: a) retarda el flujo de superficiedando al agua tiempo adicional para penetrar alsuelo; b) el sistema radicular, hace al suelo máspermeable; c) el follaje protege el suelo de laerosión causada por el impacto de las gotas deagua, y reduce la compactación de la superficie.

Existen distintos métodos para la

depende de la velocidaddel suministro de aguasuperficial

depende de características físicas del suelo

infiltración mínima

acumulación de agua en la superficiey escurrimiento superficial

TIEMPO

ETAPA 2ETAPA 1

penetracióninstantánea delagua superficial

VELO

CID

AD D

E IN

FILT

RAC

ION

K


FIG. VII-3: Perfil de humedecimiento del suelo durante la infiltración. (a) corte de suelo; (b) distribuciónde la humedad en función de la profundidad.

medición del proceso de infiltración. El cilindroinfiltrómetro, provee una estimación de lacapacidad de infiltración del suelo, bajocondiciones de encharcamiento. También delanálisis de hidrogramas de crecidas, se puedehacer una estimación cuantitativa de lainfiltración resultante de una precipitación natu-ral sobre la cuenca. En general, el proceso seestudia a partir de la información generada enun simulador de lluvias, donde la infiltración secalcula como la diferencia entre el agua aplicaday la escorrentía superficial medida.

Modelos de infiltración

La caracterización del proceso deinfiltración, a partir de modelos u ecuacionesaproximadas para aplicaciones prácticas,involucran conceptos simplificados. Permiten elcálculo de la tasa de infiltración o volumen deinfiltración acumulado, en función del tiempo yalgunos parámetros de suelo. Los parámetrospueden ser determinados a partir de laspropiedades del suelo, cuando ellos poseensignificación física; otros, son estrictamenteempíricos y resultan de procesos matemáticosde calibración y optimización.

Los modelos de infiltración se puedenagrupar en cuatro grupos (SKAGGS y KHALEEL,1982): a) modelos empíricos, se basan enconceptos simplificados que permiten expresar

la capacidad de infiltración, como una funcióndel tiempo y constantes empíricas, que nosiempre tiene interpretación física, las ecuacionesde Kostiakov (1932), Horton (1939), Holtan (1961)representan este tipo de modelos; b) modelosbasados en la ecuación de Richards, ecuaciónde flujo en medios porosos no saturados, es unaecuación diferencial parcial de segundo orden, yno se explícita por su alto grado de complejidad;c) modelos sintetizados a partir de solucionesnuméricas a la ecuación de Richards, se destacanlas ecuaciones de Philip (1957), Smith (1972) ySmith-Parlange (1978), estiman el proceso deinfiltración en forma muy aceptable, su uso esrestringido en modelos hidrológicos debido a lafalta de estudios profundos relacionados con losparámetros involucrados en ellos; d) modelosbasados en el potencial del frente húmedo, seubican en un punto intermedio entre la teoríapura y el empirismo, el modelo más importantees el propuesto por Green-Ampt (1911,redescubierto en 1972), y posee parámetros coninterpretación física.

Las expresiones analíticas de algunosmodelos representativos de las categorías citadasson:

HORTON: f = fc + (fo - fc) e-Bt

KOSTIAKOV: f = KK t-ALF

PHILIP: f = (S/2) t-1/2 + Ca

superficie inundada

PR

OFU

ND

IDA

D

humedad inicial

zonasaturada

zona detransmisión

zona dehumedecimiento

frente dehumedecimiento

saturación

humedad del suelo

(a) (b)


PROBLEMAS PARTICULARES: REVENICION YSALINIZACION

En un macizo terroso, con característicassimilares al citado anteriormente, se puedenidentificar cuatro subsistemas o zonas biendefinidas: la atmósfera, superficie del suelo, lazona de agua suspendida y zona de aguasostenida o agua freática (FIG. VII-4).

La superficie del suelo recibe agua delluvia o de riego, y descarga los excesos porescorrentía superficial hacia un curso de agua,infiltración y evapotranspiración. La zona de aguasuspendida recibe el agua infiltrada, la que seeleva por capilaridad desde la zona saturada ode agua sostenida y descarga por percolación elexceso de su capacidad de retención. La zonasaturada se recarga por la percolación procedentede la zona no saturada, y por filtraciones lateralesaportadas de otros sitios (recarga lateral) y sedescarga por drenaje natural, hasta que afloraen el curso de agua.

El balance hídrico de la zona de aguasuspendida, sumando las ganancias y pérdidases:

P + I + G = EVT + R + ∆W

Donde: P, precipitación efectiva; I, riego efectivo;G, ascenso capilar; EVT, evapotranspiración; R,

SMITH-PARLANGE: f = Ks [Co/(Ks F) +1)

GREEN-AMPTD: f = Ks + Ks M Sf/F

Donde: f, tasa o velocidad de infiltración, enmm.h-1; fc, tasa de infiltración constante o básica,en mm.h-1; fo, tasa de infiltración inicial, enmm.h-1; B, parámetro que controla la relaciónde decrecimiento de la tasa de infiltración,adimensional; KK, constante, adimensional; ALF,exponente, que establece el decrecimiento de lavelocidad de infiltración, adimensional; Ca,constante equivalente a la conductividadhidráulica saturada, en mm.h-1; S, sortividad,en mm.h-0.5 e igual a (2 M Ks Sf)

1/2; Co,parámetro aproximadamente igual a S2/2; Ks:conductividad hidráulica saturada, en mm.h-1;F, infiltración acumulada, en mm; Sf succión enel frente húmedo, en mm; M, porosidad reducidapor el contenido de humedad inicial, adimen-sional.

La infiltración, es una componente fun-damental del proceso lluvia-escorrentía. Adquiereespecial significación en la definición de pautasde manejo de cuencas, principalmente, en el con-trol de avenidas y en la disponibilidad de aguapara la vegetación natural, máxime en regionesáridas. También, es un proceso de importanciatécnica para el manejo eficiente de los recursosde agua y suelo en áreas bajo riego. A modo deejemplo, se muestran los parámetros particularesde cada uno de los modelos citados, determinadospara el piedemonte mendocino (VICH et al, 1996),CUADRO VII-1.

CUADRO VII-1Parámetros óptimos de los distintos modelo

para distintas formaciones geológicas delpiedemonte mendocino

___________________________________________________________________

SMITH y Ks [mm.h-1] 29.0 42.0 42.0

PARLANGE Sf [mm] 89.0 67.0 110.0

GREEN y Ks [mm.h-1] 29.0 42.0 42.0AMPTD Sf [mm] 89.0 67.0 110.0

PHILIP Ks [mm.h-1] 29.0 42.0 42.0Sf [mm] 89.0 67.0 110.0

fo [mm.h-1] 250.0 140.0 115.0HORTON fc [mm.h-1] 29.0 42.0 42.0

B 12.0 5.4 2.3

KOSTIAKOV KK 42.4 52.0 65.4ALF -0.3 -0.2 -0.2

FIG. VII-4: Balance hídrico de un macizo de suelohomogéneo e isótropo.

Evapotranspiración(EVT)

ZONA DEAEREACION

Ascención capilar (G)

ZONA DESATURACION

Superficiehidrostática

Precipitaciónefectiva (P)

Riego (I)

Percolación (R)

Recargalateral (RL)

Escurrimientosubterráneo (DR)


percolación; ∆W, variación de la humedadalmacenada en el suelo. Si las entradas excedena las pérdidas, el ∆W aumenta hasta un ciertopunto, percolando el exceso a las capasprofundas; de lo contrario, la zona pierdehumedad, básicamente por evapotranspiración.

En la zona saturada el balance hídrico esel siguiente:

R + RL = G + DR + ∆H

Donde: R, percolación; RL, recarga lateral; G,pérdida por ascenso capilar; DR, escurrimientosubterráneo; ∆H, variación en el nivel de lafreática. Si la recarga procedente de la percolacióny recarga lateral excede a la descarga, la capafreática se eleva; de lo contrario, la capa freáticadesciende.

En las zonas áridas, generalmente losproblemas de exceso de agua vienenacompañados de procesos de salinización. Seexplican fácilmente con los balances de sales quese deducen de los balances hídricos,multiplicando cada componente del mismo porsu respectiva concentración de sales yestableciendo algunas simplificaciones. Sesupone que las sales presentes en el suelo sonsolubles y no precipitan, y se desprecia lasalinidad del agua de lluvia.

El balance salino de la zona de aguasuspendida es:

I . Ci + G . Cg = R . Cr + ∆z

Donde: Ci, concentración salina del agua de riego;Cg, concentración salina del agua de capilaridad;Cr, concentración salina del agua de percolación;∆z, variación del contenido de sales de la zona.Se observa, que los aporte de sales se deben alriego y a la elevación capilar del agua freática, yla única salida es por percolación. Si en el balancelas entradas superan a las salidas, el contenidode sales aumenta, originándose un proceso desalinización.

El balance de sales en la zona saturada,también se deduce del respectivo balance hídrico:

R . Cr + RL . Crl = G . Cg + DR . Cdr + AH . Cdr

Donde: Crl, concentración salina del agua deaportes laterales; Cdr, concentración salina delagua de drenaje freático o escurrimientosubterráneo. La recarga salina de la freática

procede del lavado de la capa superficial y recargalateral. Las pérdidas de sales son exclusivamentepor elevación capilar.

Desde el punto de vista del contenidosalino, se llega a las mismas conclusiones queen los balances de agua. El drenaje interno delsuelo (percolación) es esencial para eliminar porlavado las sales aportadas con el agua de riego;además, se necesita mantener bajo control el nivelde la freática para evitar la salinización porelevación capilar y dar salida por drenajesubterráneo al agua cargada de sales.

Se pueden presentar diferentes tipos deproblemas y es importante su diferenciación, yaque poseen diferentes soluciones:

a) La velocidad de infiltración es menor que laintensidad de lluvia. Rápido encharcamientode la superficie.

b) Nivel freático muy próximo a la superficie.Encharcamiento en la superficie por excesode agua; limita el crecimiento de los cultivose impiden el manejo de la tierra.

c) Lenta redistribución del agua en el suelodespués de la infiltración; se puedenpresentar dos casos. La presencia de capascon marcado contraste de conductividadhidráulica, forma una capa freática colgada;generalmente de carácter efímero, que puedeprovocar asfixia radicular. Drenaje internoinsuficiente; puede ocasionar problemas desalinización, ya que la percolación esinsuficiente para eliminar por lavado las salesaportadas con el agua.

d) Presencia de una capa freática cercana a lasuperficie. Ella se debe a que el drenajesubterráneo es inferior a la recarga, lo quecrea condiciones de aereación insuficiente ybalance de sales negativo por elevacióncapilar.

Esto es lo que vulgarmente se conoce porrevenición; científicamente se trata exclusiva-mente de un problema de drenaje y fluctuacionesdel nivel freático. Ello es debido en gran medidaa un mal manejo del agua. El drenaje desde elpunto de vista agrícola, tiene como objeto laremoción de sales del suelo y mantenimiento desu balance salino. Dicha actividad, que no solose trata de la lixiviación (lavado) de sales queoriginalmente contiene el suelo, sino también elabatimiento de los niveles freáticos para evitar


que las sales disueltas en el agua del sueloasciendan por capilaridad, que luego de serevaporadas, depositen las sales en el perfil delsuelo.

Numerosas pueden ser las causas queprovocan la elevación de los niveles freáticos, ygeneralmente responden a problemas de manejosobre suelos impedidos por la presencia de capasde materiales de diferente permeabilidad.Durante los últimos años los suelos agrícolas dela provincia de Mendoza, se han visto afectadospor el ascenso de los niveles freáticos con elconsecuente deterioro de los mismos y daños alos cultivos. En la zona Norte de la Provincia,debido al mal manejo del agua de riego, los nivelesfreáticos se encuentran a menos de 2.0 m deprofundidad, en el 60 % del área total bajo riego.El problema de revenición, constituye unproblema ambiental severo, porque hace perdersustentabilidad al sistema natural.

ALGUNAS FORMAS FISIOGRAFICAS CONPROBLEMAS DE DRENAJE

En el apartado anterior, se han explicadoconceptualmente los problemas de drenaje, enbase a balances de aguas y sales en el perfil delsuelo. Ahora, se describen las unidades terrestrescon problemas de drenaje, a partir de la estrecharelación que existe entre las formacionesfisiográficas y las condiciones de drenaje. Lastierras con drenaje natural insuficiente

generalmente están situadas en formacionesllanas aluviales, fluvio-marinas y coluviales. Acontinuación, se describen brevemente aquellasformas que frecuentemente presentan problemasde drenaje y además riesgo de salinización enzonas áridas (MARTINEZ BELTRAN, 1984).

Abanicos aluviales

Generalmente, los abanicos estánsituados en la transición de un área montañosay la llanura; los forma un curso de agua que cam-bia brúscamente de pendiente (FIG. VII-5). Sedistinguen tres tramos en el abanico: una partealta con suelos de textura más gruesa, una bajacon textura fina y una intermedia. Hidroló-gicamente, el tramo alto es una zona de recarga,donde el nivel freático está profundo; la partemedia, es una zona de transmisión de agua y eltramo bajo, posee una freática superficial, queocasiona problemas de drenaje y de salinidad.En esta última, puede presentar acuíferossemiconfinados. La misma figura, muestra unasección transversal de un abanico en el que eltramo superior tiene suelos de textura gruesa yel inferior suelos arcillosos poco permeablesafectados por salinidad.

En una formación de piedemonte, lostramos más bajos de varios abanicos puedenunirse, formando una llanura aluvial decoalescencia. Los suelos ubicados aguas abajo,generalmente son de textura muy fina y salinos

FIG. VII-5: Planta y sección transversal de un abanico aluvial (según MARTINEZ BELTRAN, 1984).

arcilloso poco permeable

franco arcilloso limoso

franco arenoso

grava y costra caliza

nivel freático nivel piezométrico

franco arcilloso permeable

zona de recarga zona de transmisión zona de descarga

no salino ligeramentesalino

salinotramo alto

tramo medio

tramo bajo

tramo alto tramo medio tramo bajo

arcilloso impermeable


en zonas áridas. En estas llanuras el nivelpiezométrico está situado generalmente porencima del freático.

Llanuras aluviales

Las llanuras aluviales las forma un ríoque desborda cuando el caudal que transporta,supera la capacidad del cauce. Si la formaciónes próxima al mar, se llama llanura de estuario(FIG. VII-6A). En una llanura de inundación sedistinguen diferentes formas de terreno condistintas condiciones de drenaje; las formas, sonmás desarrolladas en llanuras donde lasinundaciones no son frecuentes, pero las crecidasson fuertes.

En la ribera del río y en las márgenes delos cursos de agua secundarios se forman bancoso albardones, que tienen suelos de textura másgruesa que el resto de la llanura. Entre los bancosde los cauces de agua, existen depresiones con

suelos de textura fina. La transición entre losbancos y depresiones, constituyen las llanurasde desborde, que suelen tener suelos con texturasintermedias (FIG. VII- 6B).

En las depresiones, la capa freática estápróxima a la superficie y suele ser salina; comoademás la permeabilidad de los suelos es baja,el drenaje natural es insuficiente. En los bancosla capa freática está más profunda y tiene menossalinidad. Las condiciones de drenaje y salinidadde la transición, es intermedia.

Terrazas fluviales

En las terrazas fluviales solamente suelenpresentarse problemas de drenaje en los tramosbajos del río. A veces, existen filtraciones lateralesen el contacto entre el escarpe de una terraza yla inmediatamente inferior. Las condiciones dedrenaje de la terraza más baja, dependen de latransmisividad del acuífero freático, y de la

FIG. VII-6: Sección transversal: (a) llanura de estuario; (b) llanura de inundación (según MARTINEZBELTRAN, 1984).

a

b

cbtdtbc

ligeramoderadaaltasalinidad superficial

moderadaligera

cbtd

caucebancotransición (desborde)depresión

c b t d t l

zona de recarga

zona de trasmisión zona de descarga zona detransmisión

zona derecarga

ligeramentesalino

no salino

salinoligeramente salinono salino

textura gruesa

textura mediana

textura fina

cbtdl

caucebancotransición (desborde)depresiónladera coluvial o abanico aluvial

arcilloso permeable

nivel freático

arcilloso impermeable

nivel freático


posición relativa del nivel del agua en el ríorespecto al nivel freático; ello hace que el río drene(FIG. VII-7A) o recargue al acuífero (FIG. VII-7B).

Glacis

El glacis es una forma en el piedemonte,originado por erosión de una ladera residual, ysedimentación al pie de la misma (ladera coluvial)y en la ladera explayamiento (FIG. VII-8). La

FIG. VII-7: Sección transversal de una terraza fluvial: (a) acuífero que drena en la corriente; (b) ríoque recarga el acuífero (según MARTINEZ BELTRAN, 1984).

profundidad del suelo sobre la roca residual,aumenta desde la parte alta de la ladera a la másbaja; según la misma secuencia, la textura delsuelo se hace más fina.

El tramo alto de la formación, eshidrológicamente una zona de recarga porescorrentía superficial o flujo de agua, procedentede lluvia y de posibles filtraciones de las zonasmás altas. La ladera coluvial, es zona detransporte de agua, originado por la pendiente yla permeabilidad del suelo. El tramo bajo de la

ta e tb lli c

zona de recarga

zona de transmisión zona de descarga

a) río que drena

b) río que recarga

ta e tb lli c

zona de descarga zona de recarga

zona de recarga

textura media

textura gruesa

grava

nivel freático

textura fina permeable

barrera impermeable

taetbllic

terraza altaescarpeterraza bajallanura de inundación en formacióncauce


FIG. VII-8: Sección transversal de una formación de piedemonte, que termina en un valle fluvial(según MARTINEZ BELTRAN, 1984).

ladera de explayamiento, es una zona dedescarga, donde la capa freática aparece máspróxima a la superficie del terreno y en zonasáridas es más salinas, debido a una reducciónde la pendiente y a una disminución de latransmisividad del acuífero libre.

El explayamiento puede limitar con un

valle aluvial o no. En el primer caso, lascondiciones de drenaje del valle dependen de latransmisividad de sus sedimentos y de la posiciónrelativa del agua libre en el curso de agua. En elsegundo caso, se forma un valle o llanura coluvialpor coalescencia con otras laderas deexplayamiento; estas últimas, suelen tenerdrenaje natural insuficiente.

relelc

exv

c

formación residualescarpeladera erosionadaladera coluvialexplayamientovalle aluvial conrecubrimiento coluvialcauce

c v ex tc te e r

zona de descarga

salino

zona de transmisión

moderadamentesalino

zona de recarga

ligeramentesalino

grava

nivel freático

textura fina permeable

barrera impermeable

grava y arena

VIII/1El proceso lluvia - escorrentía

CAPITULO VIII

EL PROCESO LLUVIA - ESCORRENTIA

FIG. VIII-1: Ilustración esquemática de ladistribución temporal de las componentes delproceso lluvia-escurrimiento sobre una cuenca,generado por una precipitación de intensidadhomogénea.

EL FENOMENO DE ESCORRENTIA

La escorrentía superficial es aquella partede la lluvia, despreciando la intercepción, queno es absorbida por el suelo mediante el procesode infiltración (según HORTON, 1933; cit. VENTE CHOW, et al, 1992). El agua superficial es laque se almacena o fluye sobre la superficie einteractúa en forma continua con los sistemasde agua atmosférica y subsuperficial descriptoscon anterioridad.

Antes de proceder a la formulación de lasfunciones matemáticas que explican el procesolluvia-escorrentía, es conveniente una reseñaconceptual de los subprocesos involucrados. Losdiferentes flujos y almacenamiento de agua su-perficial durante el transcurso de una tormenta,se muestran en la FIG. VIII-1 medido en el puntode salida de la cuenca, producto de una lluvia deintensidad constante y de larga duración, queprecipita uniformemente sobre toda la extensiónde la cuenca (VICH, 1985). En abscisas, figura eltiempo y en ordenadas, la intensidad de losdistintos subprocesos.

Al comienzo de la precipitación, unaporción de agua es interceptada por la vegetación.La cantidad de agua retenida en ella, es alta alprincipio, especialmente durante el verano, dondela cobertura es más densa. La capacidad dealmacenamiento disponible en la vegetación seagota rápidamente; decrece hasta una magnitudequivalente al agua evaporada durante el evento,que es satisfecha contínuamente por la lluvia. Elvolumen de almacenamiento por intercepción,depende de la cobertura y tipo de vegetación,estación del año, velocidad del viento e intensidad

de la lluvia.

El agua que alcanza la superficie (lluviaefectiva), se infiltra. La tasa de infiltración puedeser igual a la precipitación, si su intensidad noexcede la máxima capacidad de infiltración; delo contrario, el exceso se acumula en superficie.Además. la infiltración decrece con el tiempo y elexceso de agua también se acumula en ella. Elproceso de infiltración es un fenómeno complejo,y es la componente fundamental en la definicióndel escurrimiento. Es función del tipo de suelo,humedad antecedente, intensidad y distribución

Escurrimiento

tiempo

Intensidad de lluviaIntercepción

AlmacenamientosuperficialInfilración

inte

nsid

ad d

e flu

jo

VIII/2 El proceso lluvia - escorrentía

El HIDROGRAMA DE CRECIENTES. FORMA YCOMPONENTES

Que es una creciente o avenida?

Una creciente o avenida, es una elevaciónrápida, breve o no, del nivel de las aguas de unacorriente hasta un máximo, las que desciendena menor velocidad (HERAS, 1979). También, escualquier caudal alto que desborde losterraplenes (naturales o artificiales) a lo largo dela corriente, que exceda la capacidad deconducción del cauce, y la aguas inunden laplanicie fluvial o las tierras aledañas fuera de loslímites usuales del mismo. Se debe aclarar quealgunos hidrólogos, consideran como crecida alos caudales iguales o superiores a cierto múltiplodel promedio anual por ejemplo, 3 a 5 veces elvalor anual (SHUH-SHIAW LO, 1992).

Generalmente se asocia la creciente concatástrofe, o en menor medida, con dañosprovocados sobre la infraestructura social. Enalgunos casos, posee un efecto positivo al proveernutrientes y humedad a las tierras adyacentes ala corriente.

Como se puede deducir, el concepto decrecida da lugar a algunas ambigüedades; porello, conviene caracterizar cada evento por: elcaudal máximo instantáneo, duración de lacrecida, volumen total escurrido, distribución delos caudales en el tiempo (hidrograma) y áreainundada (REMENIERAS, 1974). Cada uno deestos aspectos, son fundamentales en el diseñohidrológico de diferentes estructuras para el con-trol del flujo y mitigación de sus efectos adversos.

El estudio de crecientes sirve paraestablecer la creciente de diseño, necesaria parala construcción de estructuras de regulación(presas de embalse, presas de derivación, presasde retención, etc.), estructuras de conducción(canales, alcantarillados, aliviaderos, etc.), eindirectamente para la implementación deprogramas de conservación y manejo de cuencas,cuyos fines son: atenuar los caudales pico,haciendo decrecer de esta manera los niveles dela creciente aguas abajo, llevando en formasegura el flujo hacia puntos donde los efectosadversos se controlen o minimicen y además,retardar y retener los escurrimientos para quese infiltren en el terreno para su posterioraprovechamiento por parte de la vegetación.

La creciente de diseño corresponde a lamáxima creciente que puede esperarse con una

de la lluvia, cobertura vegetal, prácticasculturales, erosión y deposición de sedimentosdurante el evento.

El exceso de lluvia acumulado ensuperficie, antes de la iniciación del movimientopor gravedad, debe satisfacer el volumen dealmacenamiento en el microrelieve y depresionesdel terreno. La tasa de redución del aguaalmacenada en las depresiones, disminuyerápidamente, desde un valor inicial alto, hastaun valor cercano a cero. La cantidad de aguaretenida en superficie, importante en algunoscasos, es devuelta a la atmósfera por evaporacióno se infiltra en el terreno, lentamente durante elevento y rápidamente después de la finalizacióndel mismo. Depende básicamente de lavegetación, y del tipo y uso del suelo (cultivos,barbecho, labranza, etc.). Durante el transcursode la lluvia, después de satisfacer elalmacenamiento en depresiones, el exceso seincrementa hasta un cierto espesor de lámina, apartir del cual, puede fluir libremente(escurrimiento superficial), previo de vencer lasfuerzas de fricción generadas por la rugosidaddel terreno. Se denomina detección superficial yeventualmente, satisface la descarga después quela lluvia ha cesado. Depende de la pendiente,rugosidad superficial y grado de turbulencia delflujo.

El agua infiltrada que no es retenida comohumedad del suelo, se mueve hacia los cauces opuntos más bajos del terreno como escurrimientosubsuperficial, apareciendo en superficie o caucee integrándose al flujo superficial. Otra fracción,alcanza el acuífero y eventualmente la salida.Debido a su baja velocidad, el escurrimientosubterráneo aparece mucho tiempo después dehaber finalizado la lluvia. La tasa de flujo super-ficial, comienza en cero, aumenta lentamente alprincipio, para luego elevarse hasta un valormáximo. A la cantidad de agua que alcanza lasalida únicamente por vía escurrimiento super-ficial y subsuperficial la denomina lluvia neta.

Una lluvia uniforme y de larga duraciónque permita el establecimiento de una descargaconstante, raramente se presenta en la realidad;las lluvias, se caracterizan por una altavariabilidad en su distribución espacial y tem-poral. Los subprocesos descriptos pueden variarconsiderablemente de un sector a otro de lacuenca. El escurrimiento total, es la resultantede complejas interacciones entre las relacionesno lineales de las distintas subáreas homogéneasque integran el conjunto total de la cuenca.


FIG. VIII-2: Esquema del hidrograma total desalida en una cuenca hipotética; incluye, elhidrograma de agua subterránea estimado.

probabilidad de ocurrencia determinada (VEN TECHOW et al, 1992). La selección de este caudalmáximo a admitir en un proyecto, implica unbalance de costos (inmediatos y ciertos) paradicho máximo y de la reducción correlativa delos daños (difícil de evaluar) que eventualmenteproduciría la ocurrencia de un caudal superioral establecido.

El origen de la crecida puede ser unaguacero excepcional por su intensidad,duración, extensión y la ocurrencia previa delluvias. También en algunas cuencasmontañosas, cubiertas de nieve al comienzo deun otoño frío, donde un aumento súbito de latemperatura puede dar como resultado la fusiónrápida de la nieve y grandes crecidassubsecuentes; si en forma simultánea seproducen lluvias, éstas juntamente con elescurrimiento superficial, generan una acciónmecánica de disgregación del manto níveo, quepuede potenciar la creciente producida porfusión. En regiones frías, donde los cursos deagua se congelan en invierno, las lluvias y eldeshielo primaveral generan crecidas quearrastran consigo bloques de hielo, que puedenser detenidos por la presencia de obstáculos yacumularse bloqueando el curso de agua; formandiques, que inundan aguas arriba, y a veces, sonbruscamente arrastrado por la corriente,produciendo aguas abajo crecidas muy violentas,que se agotan rápidamente y por esa razónafectan tramos cortos del cauce.

En zonas áridas las creciente sonoriginadas por intensas tormentas de verano,generalmente de corta duración, y traen comoconsecuencia la generación casi inmediata, deun considerable volumen de agua que circula porlos cauces evacuadores que permanecen secodurante todo el año y únicamente acarrean aguadurante el episodio lluvioso; se denominanaluviones y ocurren en cuencas de tamañomoderado a pequeño, donde las característicasfísicas (especialmente la pendiente) y biológicas(tipo y cobertura de vegetación) poseen graninfluencia. Son difíciles de pronosticar (IAHS,1974). También suele ocurrir que este tipo dealuviones sea provocado por el colapso de diqueso la operación de centrales hidroeléctricas.

Características del hidrograma

Se llama hidrograma a la curva devariación del caudal (descarga en volumen porunidad de tiempo) (Q), en función del tiempo (t);

se expresa como Q = f(t). El escurrimiento deuna cuenca, representado por el hidrograma,integra todos los efectos de los factorestopográficos, geológicos, biológicos y climáticos,sobre el traslado y almacenamiento del excesode agua de lluvia

La descarga líquida de una corriente,medida en un punto del cauce o estación de aforo,se encuentra conformada por agua provenientede distintas fuentes. Ellas son: a) agua superfi-cial, fracción de agua meteórica remanente de lainfiltración, evaporación y almacenamiento su-perficial; es el flujo por gravedad sobre el terreno;b) lluvia precipitada directamente sobre uncuerpo de agua o en la corriente; c) agua delescurrimiento subsuperficial o hipodérmico, quecorresponde a una fracción de la lluvia efectiva,que penetra en el suelo, y fluye casihorizontalmente por las capas superiores delsuelo, para luego alumbrar en un cauce, talud oen la superficie, en una cota inferior al de supunto de infiltración; d) agua subterráneaproveniente de la infiltración profunda yalmacenada en los acuíferos; es de circulaciónlenta y alimentan a la corriente en el largo plazo.

En la FIG. VIII-2, se representa unesquema del hidrograma total de creciente,producido en una cuenca y medido en un puntodeterminado; además, figura el hidrogramaestimado de aguas subterráneas. Si se integranambas curvas, se obtienen el volumen total deescorrentía y escurrimiento subterráneo; ladiferencia, representa el volumen deescurrimiento superficial y subsuperficial. Por lo

Curvaestimada

Agua almacenada temporalmenteen la capa freática.

t días

Caudal base

Hidrograma de aguas subterráneas

Hidrograma total

Q m

3 /se

g.


FIG. VIII-3: Forma general de un hidrograma tipo de creciente y sus características sobresalientes.

general, la contribución de las aguassubterráneas al caudal total, es gradual, yrepresenta una fracción pequeña de los caudalesmáximos de una creciente. El flujo subterráneo,suministra la casi totalidad del caudal de lacorriente durante el período de tiempo que me-dia entre dos episodios lluviosos, en ausencia defusión nívea o glacial.

La forma general de un hidrograma tipoy sus características, se observa en la FIG. VIII-3. En ella, se diferencian distintos sectores. Curvade subida o concentración, corresponde alsegmento del hidrograma comprendida entre lospuntos A y C; en esta parte, los caudales soncrecientes hasta un máximo. Caudal de punta opico del hidrograma, es el valor máximo de cau-dal de la curva de crecida; corresponde al puntoC. Segmento de cresta, es el segmento de curvaque contiene al caudal de punta; la curva desubida es cóncava hasta un cierto tiempo,equivalente a un valor muy cercano al tiempo deconcentración de la cuenca, donde se produceuna inflexión, y la curva de ascenso cambia decurvatura (punto B); allí, es donde se inicia elsegmento de cresta, y se extiende hasta otropunto de inflexión D, presente en la ramadescendente del hidrograma. Curva de bajante,corresponde al segmento de curva de descenso;es la comprendida entre los puntos D y E. Curva

de agotamiento, es representada por el segmentoque se inicia en E; en este sector, los caudalesproceden exclusivamente de aportessubterráneos.

La determinación de los puntos decomienzo (A) y máximo (C), son simples deprecisar. La forma de la curva de subida, dependede las características físicas y biológicas de lacuenca, variabilidad espacial y temporal de lasprecipitaciones y condiciones iniciales dehumedad del suelo.Supóngase una pequeña cuenca impermeable sinvegetación, y sobre ella precipita una lluvia deintensidad uniforme; el hidrograma resultante,se asemejará mucho al de la FIG. VIII-4. Elescurrimiento se inicia cuando comienza la lluvia,y es creciente hasta un tiempo equivalente al deconcentración de la cuenca. El área limitada porla curva de ascenso y como límite superior, alvalor del pico del hidrograma, representa unvolumen de almacenamiento temporal en lacuenca o detención superficial. Si la lluviacontinúa, el escurrimiento es igual a laprecipitación; cuando la lluvia cesa, se producela descarga de lo almacenado (LINSLEY et al,1977).

Los puntos de inflexión B y D, en lasramas ascendente y descendente del hidrograma,

"Lag" oTiempo de respuesta

Tiempo de subida

Tiempo base

m3/

seg

Cen

tro

de g

rave

dad

del H

ieto

gram

a BD

E

A

C

Curva de agotamiento

días


FIG. VIII-4: Hidrograma elemental.

FIG. VIII-5: Distintos métodos de separación delas componentes del escurrimiento en elhidrograma total.

son de difícil determinación. La curva de bajada,representa el escurrimiento del agua acumuladaen la cuenca, después de la cesación de todoaporte de agua meteórica. Es independiente dela lluvia que ha generado la crecida, y es funciónexclusiva de las características hidráulicas de lared de drenaje y el volumen de agua retenido enla cuenca. La curva de agotamiento, querepresenta el escurrimiento de las aguassubterráneas en la corriente, es más notable,cuando mayor es el período sin precipitación.Cuando no existe agotamiento total en estiaje,es asintótica a un valor de caudal mínimo, quese denomina caudal de base. El segmentocorrespondiente a la curva de acotamiento, puedeser aproximada por una ecuación general,aplicable a todos los hidrogramas de una mismacuenca.

Análisis de hidrogramas

La separación de los diferentescomponentes del hidrograma es aproximada,puesto que no existe método experimental simpleque permita identificar el origen del agua queconforma la corriente. Todos los métodos poseenuna cierta arbitrariedad, especialmente en laseparación del escurrimiento subterráneo,aspecto que no incide demasiado, dado que setrata de un flujo relativamente pequeño encomparación con el escurrimiento directo (flujosuperficial, subsuperficial y precipitación directasobre los cuerpos de agua libre y corriente). Enla práctica, el hidrograma se divide en: a)escurrimiento directo; b) escurrimientosubterráneo.

El método más expeditivo, consiste enadmitir como límite del flujo subterráneo, a lalínea horizontal que pasa por el punto A de inicio

del hidrograma de creciente (línea A-A’ en FIG.VIII-5). El método posee el inconveniente deproducir un tiempo base demasiado importantey variable, según sea el caudal inicial delhidrograma (valor en A) (REMENIERAS, 1974).Como variante, el método de separación debe sertal, que el tiempo base de la escorrentía directapermanezca relativamente constante de tormentaa tormenta; para ello, se establece la finalizacióndel escurrimiento directo a un tiempo N prefijado,a partir del pico del hidrograma (línea A-B en FIG.VIII-5) (SOUZA PINTO et al, 1976; LINSLEY etal, 1977).

Como regla práctica, el tiempo N, en días,puede aproximarse por medio de la siguienteexpresión (LINSLEY et al, 1977):

N = 0.8 A0.2

Donde: A, área de la cuenca en km2. Sin em-bargo, el valor de N, puede estimarse mejor,observando un cierto número de hidrogramas;la FIG. VIII-6, muestra algunas suposicionesrazonable e irrazonables con respecto a N.

El procedimiento comúnmente usadopara la separación del hidrograma por loshidrólogos, consiste en prolongar la recesión an-terior a la tormenta hasta un punto bajo el picodel hidrograma, y conectarlo por medio de unarecta, con un punto sobre el hidrogramalocalizado un tiempo N después del pico (línea A-B-C en la FIG. VIII-5). El principio que sustentael método, es que a medida que el nivel de lacorriente asciende, ocurre un flujo desde ella a

N

AC

BA´

Tiempo

Cau

dal

Intensidad de lluvia

Inte

nsid

ad d

e flu

jo

Volumen endetención

Hidrograma

Fin

de

la ll

uvia

Recesión

Tiempo


FIG. VIII-6: Selección del tiempo base para elhidrograma de escorrentía directa (segúnLINSLEY et al, 1977).

FIG. VIII-7: Sentido del flujo y variación en elalmacenamiento subterráneo en la vecindad delcauce, durante una creciente.

limitaciones, y es el hecho de que no existejustificación para suponer que la disminución delflujo subterráneo siga la recesión normal;además, si la tasa de incremento delalmacenamiento en las orillas es mayor que elaporte a la corriente de agua subterránea, el flujobase es negativo. Por lo tanto, pese a sustentarseen principios ciertos, el procedimiento posee uncierto grado de arbitrariedad y no puede decirseque sea el mejor. La diferencia en el flujo base,calculado con los dos últimos métodos espequeña, probablemente sin importancia,siempre y cuando se utilice consistentemente unosolo.

Existen otros métodos, que permiten laseparación de las tres componentes deescurrimiento: superficial, subsuperficial ysubterráneo; poseen un alto grado derefinamiento, raramente utilizado en problemasprácticos.

EL HIDROGRAMA UNITARIO. CONCEPTO

El hidrograma de salida de una cuenca,es la suma de los hidrogramas elementales detodas las subcuencas que la conforman,modificados por el efecto del tiempo de viaje através de ella y del almacenamiento en los cauce.Representa la función de repuesta del sistemacuenca frente a un estímulo (precipitación), quees transformado internamente para producirdicha repuesta. Es por ello, que si las condicionesdel sistema cuenca (forma, tamaño, pendiente,cobertura, etc.) permanecen constante, podríaesperarse una similitud en la repuesta de lacuenca. Dicha similitud, se expresa en la formade los hidrogramas de salida, resultantes detormentas con características similares (cantidad,intensidad, distribución temporal y espacial).

La función de repuesta del sistemacuenca, haciendo algunas suposiciones ysimplificaciones, se puede encontrar en base alconcepto del hidrograma unitario. Propuesto porprimera vez por Sherman (1932, cit. VEN TECHOW et al, 1992), es una función de repuestade pulso unitario (H.U.); es decir, un hidrogramade escorrentía directa resultante de una cantidadunitaria (1.0 mm, 1 pulg, 1 cm, etc.) de excesode lluvia (entrada de pulso unitario), distribuidouniformemente sobre la cuenca con unaintensidad constante, durante una duraciónefectiva o unitaria como antiguamente sedenominaba. El exceso de precipitación o lluvianeta, es la lluvia que no se infiltra ni es detenida

las márgenes, alimentando el acuífero eimpidiendo la salida de agua, al invertir elgradiente de la superficie piezométrica; es porello, que el flujo subterráneo disminuye, hastaque el nivel en la corriente comience a descender,cambie el sentido del gradiente y el aguaalmacenada en las proximidades de las orillasregrese al canal (FIG. VIII-7).

El procedimiento mencionado posee

Demasiado corto

Cau

dal

Días

Demasiado largo

Aproximadamente correcto

Nivel freático

Nivel freático inicial

Superficie de la tierra

Almacenamientoen la orilla

Nivel en estiaje

Nivel en creciente


FIG. VIII-8: Determinación del hidrograma unitario, a partir de un hidrograma de creciente. Ejemplode cálculo (tomado de LINSLEY et al, 1977).

en el terreno; después de fluir a través de ella, seconvierte en escorrentía directa a la salida de lacuenca. Por lo tanto, el volumen del H.U. tambiénes unitario, pero desfasado en el tiempo conrespecto al momento de ocurrencia del exceso delluvia, debido a su traslado sobre la cuenca.

El H.U. es un modelo simple, que puedeusarse para deducir el hidrograma resultante decualquier monto de exceso de precipitación. Lassuposiciones básicas inherentes en el H.U. son:a) el exceso posee una intensidad constantedurante la duración efectiva; b) el exceso seencuentra distribuido uniformemente sobre todala extensión de la cuenca; c) el tiempo de basedel H.U. para una duración efectiva dada, esconstante; d) para una cuenca dada, el H.U.refleja las características invariantes de la cuenca,de no mediar intervención humana.

Al admitir que todos los aguacerosuniformes de igual duración efectiva tienen elmismo tiempo base, resulta que las ordenadashomólogas de los distintos hidrogramas seránproporcionales a las intensidades de las lluviasnetas respectivas. El escurrimiento máximo sepresenta cuando toda la cuenca se encuentreaportando el exceso uniforme.

El mejor H.U. se obtiene a partir de unatormenta de intensidad razonablementeuniforme, de una duración deseada y de unvolumen de escorrentía cercano o mayor a uno,independientemente de las unidades empleadas.El primer paso (FIG. VIII-8), consiste en separarel flujo base de la escorrentía directa.Inmediatamente se procede a determinar elvolumen de escorrentía directa (área bajo elhidrograma), y las ordenadas de este se dividen

Flujo base

Cau

dal e

n m

3 /se

g

240

280

200

160

120

80

40

40

60

20

0 6 12 18 24 30 36

0600 1200 1800 2400 0600 1200 1800

Feb. 17Feb. 16

Hidrograma unitario correspondientea Pn = 1.0 pulg = 25.4 mm

Escorrentía directa= 4.63 pulg = 117 mm

Horas desde el comienzo de la escorrentía

Lluvia

Area dedrenaje = 104 km2

Duración efectiva = 6 hr

Cau

dal e

n m

3 /se

g

060008001000120014001600180020002200240002000400060008001000120014001600

14.2158.6260.5286.0220.9186.9157.2133.1113.393.476.565.155.246.739.634.028.322.6

14.212.711.311.312.712.714.215.617.017.017.018.418.419.819.821.221.222.6

0.0145.9249.2274.7208.2174.2143.0117.596.376.459.546.736.826.919.812.87.10.0

0.0031.4953.8359.3244.9437.6030.8925.3720.7816.5112.8610.087.965.804.282.751.530.00

02468

10121416182022242628303234

Fecha Hora Flujototal

Flujobase

Esc.directa

Ord.H.U.

Horasdespués del

comienzo

Feb.16

Feb.17


por el volumen calculado; las ordenadasresultantes conforman el hidrograma unitario.El H.U. obtenido de una sola tormenta puedetener errores; por ello, es deseable promediar loshidrogramas de algunas tormentas de duraciónsimilar.

El paso del H.U. al hidrograma real,correspondiente a un exceso de lluvia Pn, deduración equivalente a la duración efectiva delH.U., se realiza multiplicando todas las ordenadasde H.U. por la lluvia neta. La FIG. VIII-9 muestrael cálculo del hidrograma relativo a un aguaceroneto de doble intensidad, de aquel consideradocomo unitario.

Si la duración del exceso de lluvia, superaa la duración efectiva o unitaria, este evento esdividido en aguaceros elementales efectivos. Encada uno de ellos, se realiza el traspaso alhidrograma buscado según el proceso descriptoanteriormente, con su inicio de acuerdo a laocurrencia de cada aguacero elemental; elhidrograma total, se obtiene de la suma de dichoshidrogramas. La FIG. VIII-10, ilustra lautilización del H.U. en el cálculo del hidrogramade correspondiente a un aguacero de igualintensidad al efectivo, pero de triple duración.

HIDROGRAMA UNITARIO SINTETICO

El H.U. desarrollado a partir de lainformación de lluvia y caudal de una cuenca, se

FIG. VIII-9: Cálculo del hidrograma real a partirdel hidrograma unitario, correspondiente a unatormenta de intensidad doble de la del aguacerounitario, pero de igual duración.

FIG. VIII-10: Cálculo del hidrograma real a partirdel hidrograma unitario, correspondiente a unatormenta de duración triple a la duración delaguacero unitario, pero de igual intensidad.

aplica solamente para ella y para el punto de lacorriente donde se midió el escurrimiento; es unaconstante de la cuenca. Ello significa, que losfactores físicos, actúan siempre de la mismaforma, sobre la formación del escurrimiento su-perficial, en ausencia de intervención antrópica.El hecho mencionado, junto con las necesidadesque se presentan en cuencas no aforadas, hacontribuido para que numerosos investigadoreshallan desarrollado métodos sintéticos de cálculo.Existen tres tipos de H.U.: a) aquellos querelacionan las características del hidrograma conlas de la cuenca, ejemplo de ello es el método deSnyder; b) hidrogramas adimensionales, como eldel Servicio de Conservación de Suelos de losEE.UU. (SCS); c) aquellos basados en modelos dealmacenamiento en la cuenca, como el de Clark(VEN TE CHOW et al, 1992).

Los factores físicos que influyen sobre elescurrimiento, siempre en el mismo sentidos son:área, cuando aumenta, aumenta elescurrimiento; pendiente, a mayor pendiente,mayor velocidad de escurrimiento y mayornúmero de picos en el hidrograma; dimensión yrugosidad de los cauces, cuando más largo yrugoso es el río, mayor es el volumen almacenadoen su seno, lo que genera una disminución enlos picos de crecida, en tanto que una menorrugosidad, produce una mayor velocidad de lacorriente; densidad de drenaje, una densidad altaimplica un desagüe más rápido de la cuenca,aunque se contrabalancea con el mayoralmacenamiento en los canales; forma, cuencasalargadas presentan picos de crecida más bajosque cuencas de forma circular.

Escurrimiento del aguacero A + B

Escurrimiento delaguacero unitario A

B

A

Aguacero unitario de intensidad dobledel aguacero-tipo A

Tiempo

Q e

n m

m/h

Escurrimiento del aguacero unitario A

Escurrimiento del aguacero A + B

Escurrimiento del aguacero A + B + C

A B C

Q e

n m

m/h

Tiempo

TATB

TC


FIG. VIII-11: Hidrograma Unitario sintético de Snyder. Representación de sus característicassobresalientes.

Hidrograma Unitario Sintético de Snyder

Snyder (1938, cit. GRAY, 1970), fue elprimero en establecer relaciones matemáticas,entre la geometría de la cuenca y lascaracterísticas del hidrograma resultante. A partirde investigaciones realizadas en cuencasmontañosas de los Apalaches (EE.UU.), detamaño variable (25 a 2500 km2), estableció unconjunto de ecuaciones, que permiten definir elH.U. en base al tiempo de retardo, caudal depunta y duración total del escurrimiento (FIG.VIII-11). Las ecuaciones son:

tL = [Ct (L Lca)0.3]/1.33

Donde: tL, retardo de la cuenca, definido comola diferencia de tiempos entre el centro delhietograma de precipitación en exceso y el picodel hidrograma, en horas; L, longitud del cauceprincipal, medido desde la salida hasta ladivisoria de aguas, en km; Lca, distancia de lasalida a un punto sobre el cauce, próximo alcentro de gravedad de la cuenca, en km; Ct,coeficiente variable en un rango de 1.8 a 2.2,aunque con valores más bajos para cuencas defuertes pendientes.

El H.U. de Snyder considera que laduración de la lluvia estandar, equivalente a laduración efectiva o unitaria de la tormenta, gen-era una descarga de punta y posee un tiempobase de acuerdo con las siguientes expresiones:

tr = tL/5.5

Qp = (2.76 Cp A)/tL

tb = 3 + 3 (tL/24)

Donde: tr, duración de la lluvia estandar oduración efectiva, en horas; Qp, descarga picodel H.U., en m3.s-1; A, área de la cuenca, en km2;Cp, coeficiente, cuyo magnitud varía entre 0.56 y0.69; tb, tiempo de base, en días. Los coeficientesnuméricos de las ecuaciones, son el resultado dela transformación de las unidades del sistemainglés al métrico.

Las cantidades tL, Qp y tb definen la formadel H.U. (volumen de escurrimiento directo iguala 1.0 cm) producido por un exceso de lluvia deduración tr. Para tormentas efectivas de duracióndiferente, tR, el tiempo de retardo ajustado tLR,es determinado por la ecuación:

tLR = tL + (tR - tr)/4

Para el cálculo de las cantidades Qp y tb,con una lluvia de duración tR, debe sustituirseen las ecuaciones respectivas tL por tLR. El H.U.sintético de Snyder ha sido empleado en diversasparte del mundo con éxito variable, ya que loscoeficiente Ct y Cp, varían considerablemente deuna cuenca a otra. La transposición delhidrograma unitario, al hidrograma deescorrentía directa total, se obtiene multiplicando

C. G.o

LaL

Qp

Tiempotb

tr

tL

Cau

dal


FIG. VIII-12: Hidrograma triangular del S.C.S.Representación de sus características massobresalientes.

las ordenadas del H.U. por el volumen deescorrentía total.

Hidrograma Sintético del Servicio deConservación de Suelos

El método del hidrograma sintético,desarrollado por el Servicio de Conservación deSuelos (SCS), dependiente del Departamento deAgricultura de los EE.UU. (1957, cit USDI, 1966),supone que el escurrimiento directo puederepresentarse por una figura geométrica simple,un triángulo (FIG. VIII-12). El volumen deescurrimiento generado (área del triángulo) porexceso de lluvia, de intensidad uniforme yduración tR es:

V =

QpPR

2+

QpB

2=

Qp

2PR + B( )

Qp = 2V

PR + B( )

Donde: V, volumen de escurrimiento directo;cuando es unitario, el hidrograma calculadorepresenta el H.U. sintético; Qp, caudal de punta;PR, tiempo desde el inicio al pico del hidrograma;B, tiempo de recesión. A partir del análisis de ungran número de hidrogramas, investigadores delSCS han encontrado que el tiempo del pico decrecida, es proporcional al tiempo base delhidrograma (tb); en consecuencia, se tiene que:

B = 1.67 PR

tb = 2.67 PR

El volumen de escurrimiento esproporcional al producto de la lámina de lluviaen exceso (Pn) por el área total de la cuenca (A).Por lo tanto, el caudal de punta, con lastransformaciones de unidades, generado por unalluvia homogénea Pn, de una duración tR, queda:

Qp = 0.208PnA

PR

Donde: Qp, caudal de punta, en m3.s-1; A, áreade la cuenca, en km2; Pn, precipitación en exceso,en mm; PR, tiempo al pico, en h. Al observar laFIG. VIII-12, se deduce que:

PR = tR/2 + tL

Donde: tL, tiempo de retardo en horas, equivaleal 60 % del tiempo de concentración (tc) de lacuenca.

Corrientemente, es usado por S.C.S. unprocedimiento más sofisticado para construir unhidrograma curvilíneo a partir de los valores deQp y tp, empleando los coeficientes tabulados enel CUADRO VIII-1, obtenido por análisis de unagran cantidad de hidrogramas medidos para unamplio rango de condiciones y locación geográfica.

CUADRO VIII-1Hidrograma adimensional del SCS

_______________________________________________

t/PR Q/Qp t/PR Q/Qp

_______________________________________________

0.0 0.00 1.3 0.840.1 0.015 1.4 0.750.2 0.075 1.5 0.660.3 0.16 1.6 0.560.4 0.28 1.8 0.420.5 0.43 2.0 0.320.6 0.60 2.2 0.240.7 0.77 2.4 0.180.8 0.89 2.6 0.130.9 0.97 2.8 0.0981.0 1.00 3.0 0.0751.1 0.98 3.5 0.0361.2 0.92 4.0 0.018

∞ 0.0_______________________________________________

FUENTE: Proyecto de pequeñas presas, USDI,1970.

tR

tL

PRB

tb

QP


Aplicación del hidrograma triangular parauna tormenta simple. Dado una cuenca de áreaA = 207.20 km2, cuyo tiempo de concentracióntc = 3.0 h, sobre la cual precipita una lluvia,siendo el exceso de duración tr = 2.0 h y cantidadPn = 25.4 mm. Para el cálculo del hidrogramatriangular se necesita determinar: PR, tb y Qp.

PR = tr

2+ 0.60tc =

2.0( )2

+ 0.60 3.0( ) = 2.8h

tb = 2.67 PR = 2.67 (2.8) = 7.5 h

Qp = 0.208PnA

PR=

0.208 25.4( ) 207.2( )2.8( ) = 390.95m3s−1

Para el trazado del hidrograma triangu-lar, únase el origen con el punto (PR,Qp), y luegoel punto (tb,0.0) por medio de líneas rectas (FIG.VIII-13). Se puede construir el hidrogramacurvilíneo que se muestra en la misma figura, apartir de los valores de PR y Qp, empleando loscocientes tabulados en el CUADRO VIII-1.

Para aguaceros de intensidad variable, lalluvia en exceso se subdivide en incrementos delluvia de intensidad homogénea, de igualduración y equivalente a 1/5 o menos del tc. Porejemplo, se tiene una cuenca de A = 100 km2;una lluvia en exceso de 6.0 h de duración, la quees subdividida en intervalos tr = 2.0 h, cuyo

exceso para cada uno de ellos (Pn) es 15.2, 35.5y 20.5 mm, respectivamente. Se calculan losparámetros de forma del hidrograma (PR, tb yQp) para cada intervalo de exceso de lluvia deduración tr = 2.0 h. El tiempo al pico y de base,permanecen constantes e iguales a 7.0 h y 18.7h, respectivamente. Los caudales de punta paracada intervalo son: 45.16, 105.48 y 60.91 m3.s-

1. Se grafican los tres hidrogramas simples, y seinicia el escurrimiento cuando comienza cadaincremento de lluvia; luego, se suman lasordenadas de los hidrogramas simples paraobtener la escorrentía total, generado por latormenta de lluvia variable de 6.0 h de duración(FIG. VIII-14).

METODOS EMPIRICOS PARA LADETERMINACION DEL CAUDAL MAXIMO

Existen numerosos métodos o fórmulaspara determinar el caudal máximo deescurrimiento en una cuenca. Los métodosempíricos, sólo pueden ser usados cuando secarece de información, y aplicados con muchaprecaución, ya que fueron desarrollados paracondiciones específicas; por lo tanto, en su empleodebe tenerse claramente presente tal condición.

La fórmula más simple, es aquella querelaciona el escurrimiento máximo con el áreade drenaje; usualmente la ecuación es una de

FIG. VIII-13: Aplicación del hidrograma triangular del S.C.S. a una tormenta simple de intensidadconstante.

Dado:A

TcDQ

207,20 km2

30 horas2 horas25,4 mm

====

Gráfico curvilíneo

Tiempo (horas)

Cau

dal (

m3 /

s)

2 4 6 8 10 12 14

0

50

100

150

200

250

300

350

400


FIG. VIII-14: Aplicación del hidrograma triangular del S.C.S. a una tormenta compleja de intensidadvariable.

las formas siguientes:

Qm = C An

Qm = CAmA −n

Qm = CA

a + bAm( ) + dA

Donde: Qm, caudal máximo; A, área de la cuenca;

C, a, b, d, m y n, coeficientes y exponentes, quedeben ser evaluados en cada sitio particular. Unalista de las ecuaciones más comunes se muestranen el CUADRO VIII-2 (GRAY, 1970).

Algunas fórmulas, incluyen un términode probabilidad de ocurrencia en su ecuación;otras, la precipitación, o tiempo, o parámetrosgeométricos de la cuenca. Pero las fórmulas delprimer grupo, son las más usadas, debido a susimplicidad y el área puede ser fácilmenteobtenida de una carta o mapa.

CUADRO VIII-2: Fórmulas para la estimación del caudal máximo_________________________________________________________________________________________________

País ecuación unidades particularidades autoracerca de las unidades

____________________________________________________________________________________________________________

Australia Qm = 131000A

185 + A( )0.9 I Baird y McIllwraith

Francia Qm = 150 A0.5 M lluvia intensa,

A entre 400 y 3000 km2

15,2

20,5

35,5

Escorrentía total

15,2

35,520,5

Exceso de precipitación

120

110

100

90

80

60

40

20

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

Tiempo (horas)

Cau

dal (

m3 /

s)


CUADRO VIII-2: continuación

_________________________________________________________________________________________________

Francia Qm = 54.6 A0.4 M Río Garone,

A entre 300 y 55000 km2

Qm = 200 A0.4 M A entre 30 y 10000 km2

Qm = 10.76 A0.737 M

Alemania Qm = 24.12 A0.516 M A entre 15 y 200000 km2

India Qm = 675 A0.67 I máxima creciente Ryves

Qm = 560 A0.67 I escurrimiento máximo Ryves

Italia

Qm = 1538

A + 259+ 0.054

A M A entre 1000 y 12000 km2 Whistler

Qm = 600

A +10+1

A M A pequeña Scimemi

Qm = 2900

A + 90

A M A pequeña Pagliaro

Qm = 280

A+ 2

A M cuencas de montaña Baratta

Qm = 532.5

A +16.2+ 5

A M cuencas de montaña Giandotti

Qm = 3.25

500A +125

+1

A M A < 1000 km2 máx. Forti

Qm = 2.35

500A +125

+ 0.5

A M máx lluvia 200 mm en 24 horas Forti

Nueva Zelanda Qm = 20000 A0.5 I A < 10 mi2

Reino Unido Qm = 2700 A0.75 I A < 10 mi2 Bransby Williams

Qm = 4600 A0.52 I A > 10 mi2 Bransby Williams

Estados Unidos Qm = 200 A5/6 I Fanning

Qm = 46790

A + 320+15

A I A entre 5.5 y 2000 mi2 Murphy

Qm = 1400 A0.476 I A entre 1000 y 24000 mi2 U.S. Geological

Survey for Columbia

Qm = 127000

A + 370+ 7.4

A I Kuichling

Qm = 4600 A-0.048 A-0.048 I Creager

Qm = 10000 A0.5 I Myer

_________________________________________________________________________________________________

A : área de la cuenca M : sistema métrico (Q en m3.s-1 ; A en km2)

Qm : máximo caudal I : sistema inglés (Q en ft3.s-1 ; A en mi2)

_________________________________________________________________________________________________

Fuente: Handbook on the Principles of Hydrology; Gray. 1970.

lluvia 400 mm en 24 hs.

IX/1Estudio del régimen de caudales

CAPITULO IX

ESTUDIO DEL REGIMEN DE CAUDALES

RIOS Y LAGOS

¿Que es un río?. Es una corriente naturalde agua que fluye con continuidad por un cauce,posee cierto caudal y desemboca en otra corriente,en un lago o en el mar. Constituye el colectornatural de las aguas de fusión nivo-glacial,escurrimiento superficial, subsuperficial ycuando se trata de un acuífero libre, delescurrimiento subterráneo; la contribución de laprecipitación sobre su superficie es pocosignificativa, excepto que en la cuenca de drenajese presenten lagos. Los ríos constituye un eslabónfundamental en el ciclo del agua; ésta circula,evaporándose de los océanos a la atmósfera, yvuelve directamente a los océanos en forma deprecipitación líquida o sólida o bien, en su mayorparte, a través de las corrientes fluviales.

A lo largo de la historia, los ríos hanconstituido importantísimas vías de comuni-cación y acceso al interior de los continentes, handeterminado en muchas ocasiones elasentamiento de poblaciones; incluso, lasprimeras grandes civilizaciones nacieron a orillasdel río Nilo, Eufrates e Indo.

En su recorrido se pueden distinguir trestramos o sectores: superior, medio e inferior. Enel tramo superior, el río es “joven”; la pendientedel cauce es pronunciada y se caracteriza por suacción erosiva, donde el río disgrega y transportamateriales sólidos; en el tramo medio, discurrepor pendientes suaves, realiza una función deacarreo, principalmente de partículas finas ydeposición de los materiales gruesos; en el tramoinferior, la pendiente es mínima y no puedetransportar las partículas que lleva en

suspensión, predomina la deposición demateriales en las márgenes y orillas, pudiendodar lugar a la formación de deltas. Junto consus afluentes, un río forma una red de drenaje,la que colecta las aguas caída sobre unasuperficie denominada cuenca. La red posee unajerarquización de acuerdo a su caudal, posicióny tienden a establecer un patrón de forma variada.

Los ríos constituyen uno de los elementosmás importante en el modelado de la superficieterrestre. Altera constantemente la fisonomía dela cuenca al modificar el relieve, formar planiciesaluviales y rellenar con sedimentos lagos y fondosmarinos próximos al continente; la labor erosivatiende a curvar repetidamente la corriente yformar meandros cada vez mas pronunciados queensanchan el valle.

La gran mayoría de las aguas dulce de laTierra son hielo polar, glaciar y agua subterránea;solamente el 0.006 % (aproximadamente 2120km3) de las mismas se encuentra en los ríos. Apesar de que el contenido de agua de los sistemassuperficiales es pequeño, inmensas cantidadescirculan a través de ellos. La evaporación desdela superficie terrestre consume el 61 % de laprecipitación, y el restante 39 % conforma laescorrentía total hacia los océanos (47000 km3/año), principalmente como agua superficial(44700 km3/año).

El río más largo del mundo es el Nilo (6650km), seguido por el Amazonas (6437 km),existiendo aproximadamente 100 ríos queexceden los 1600 km de longitud. Generalmentela combinación de área de drenaje, longitud delcauce principal y descarga media varía

IX/2 Estudio del régimen de caudales

considerablemente. Excepto por su longitud, elAmazonas es el que posee mayor área y caudal;su descarga anual representa el 19,2 % del totalde aguas dulce contenidas en el ríos del mundo.El Congo y Paraná-La Plata se encuentran dentrode los 5 ríos mas grande en longitud y caudal; el

Mississipi-Missourí es el tercero en longitud, elquinto en área y el séptimo en descarga. Los 20mayores ríos del mundo drenan el 30 % de lasuperficie total de las tierras emergidas,descargan aproximadamente el 40 % delescurrimiento total.

CUADRO IX-1Mayores ríos del mundo en función de su descarga

________________________________________________________________________________________________

área de descargarío país drenaje media orden

[km2] [m3.s-1]________________________________________________________________________________________________

Mississipi EE.UU. y Canadá 3 221 960 17 302 7St. Lawrence EE.UU. y Canadá 1 289 820 14 158 11Mackenzie Canadá 1 805 230 7 929 17Columbia EE.UU. y Canadá 668 220 7 249 19Amazonas Brasil 5 778 290 212 377 1Orinoco Venezuela 880 600 169 902 8Paraná Argentina 2 305 100 14 895 10Tocantins Brasil 906 500 10 194 16Magdalena Colombia 240 870 7 504 18Congo Zaire 4 014 500 39 644 2Zanbezi Mozanbique 1 295 000 7 079 20Yangtze China 1 942 500 21 804 3Bramaputra Bangadesh 934 990 19 822 4Ganges India 1 059 310 18 689 5Yenisei ex URSS 2 590 000 17 387 6Lena ex URSS 2 424 240 15 489 9Irrawaddy Burma 429 940 13 564 12Ob ex URSS 2 483 810 12 488 13Mekong Tailandia 802 900 11 044 14Amur ex URSS 1 844 080 10 987 15

________________________________________________________________________________________________

FUENTE: Water Resources of the World. VAN DER LEEDEN, 1975

CUADRO IX-2Mayores ríos del mundo en función de su longitud

_________________________________________________________________________

río desembocadura longitud[km]

_________________________________________________________________________

Milo Mar mediterráneo 6 650Amazonas Atlántico Sur 6 437Mississippi Golfo de México 6 020Yangtze Mar de China Oriental 5 980Yenisei Mar de Kara 5 540Ob Golfo de Ob (Mar de Kara) 5 410Amarillo (Huang Ho) Golfo de Chihli (Mar Amarillo) 4 845Congo Atlántico Sur 4 700Amur Mar de Okhostsk 4 444Lena Mar de Laptev 4 400

_________________________________________________________________________

FUENTE: Water Resources of the World. VAN DER LEEDEN, 1975


Se denomina lago a toda masa de aguadulce o salobre acumulada en una depresión dela super ficie terrestre. Los lagos varíanenormemente en su tamaño y profundidad; selos encuentran en zonas geográficas muydiversas, aunque especialmente son muyabundantes en las altas latitudes y zonasmontañosas de elevada actividad glaciar. Ladisciplina que estudia las características físicas,químicas y biológicas de las aguas lacustres sellama Limnología.

En general, los lagos están alimentadospor un río o glaciar, que se denomina afluente oinmisarios, aunque no todos los lagos cuentancon aportes superficiales, el flujo subterráneo oprecipitaciones también alimentan directamentea un lago. Muchos lagos, desaguan mediante ríosque se denominan emisarios, otros, porinfiltración o por evaporación. El régimen hídricode un lago puede presentar variacionesestacionales muy notables, dependiendo del cau-dal de sus inmisarios, tamaño de la cuenca deaporte, pluviosidad del área donde se asienta,naturaleza del fondo lacustre y evaporación.

En algunas zonas áridas y semiáridas, loslagos constituyen el cuerpo de agua terminal delos sistemas hidrográficos endorreicos, y cuyonivel tiende a disminuir hasta la desecacióncompleta, debido a cambios climáticos y presiónantrópica. Durante el proceso de desecamiento,más o menos largo según sea el caso, laconcentración de sales disueltas aumentaprogresivamente y una vez seco, forma en el fondodel mismo una costra salitrosa, como ocurre con

el Gran Lago Salado, en el estado de Utah(EE.UU.). Por otra parte, un ejemplo de ladisminución considerable del nivel de las aguasdebido a las actividades humanas, lo constituyeen el mar Aral (FIG. IX-1). Localizado en una zonadesértica del Asia Central, el hombre ha tomadogran parte de los caudales afluentes para elestablecimiento de áreas de regadío, provocandouna disminución en su extensión de mas de untercio de 1960 a 1992 y el resto dividido en dospartes (PIEYNS y SEHMI, 1995).

Son diversos los procesos que conducena la formación de los lagos; es por ello, que sepueden clasificar según su origen. Lagos de origentectónicos, que ocupan depresiones producidaspor fracturas, dislocaciones y plegamientos de lacorteza terrestre, son extensos y muy profundoscomo el lago Tanganyka, Victoria, Nyasa de lazona oriental africana, o el lago Titicaca en el al-tiplano andino. Lagos formados por glaciares, quese originan por la acumulación del agua de fusión,retenidas por un umbral en el valle o debido a laacción erosivas sobre los continentes; existe ungran número de ellos, especialmente en EE.UU.,Canadá, Siberia y Escandinavia, destacándoseel Gran Lago de los Osos (Canadá), Ontario yMichigan (EE.UU.), y Ladoga (ex URSS); los lagosglaciares de montaña abundan en los Alpes yRocallosas.

Las calderas y cráteres volcánicos (lagosvolcánicos), así como las barreras formadas poracumulación de lavas, morenas glaciares, etc.(lagos de presa o barrera), dan origen a muchosde los lagos conocidos, tales como el Yelowstone

FIG. IX-1: Evolución del mar Aral desde 1960 hasta 1989 (según PIEYNS y SEHMI, 1995).

Aralsk

Mouinak

Kyzyl Koum

Gran Aral

Pequeño Aral

Syr Daria

Amou Daria

1 9 8 91 9 8 0

100 km

Aralsk

IslaKobarak

Mar de Aral

Mouinak

Kyzyl Koum

Syr Daria

Amou Daria

1 9 6 0


(EE.UU.) y algunos de Africa Oriental. Otrosfactores que influyen en la formación de lagos,son las variaciones del nivel marino en las zonaslitorales, como sucede en algunas áreas de lascosta sur brasileña, o por estrangulamiento delos meandros por colmatación de la corriente, opor cierre de valles debidos al deslizamientos detierra, y por impacto de grandes meteoritos, comosucede en algunos sitios de la península deYucatán (México). También los lagos de origenkársticos, se originan en regiones de terrenoscalcáreos por la acción disolvente del aguacargada de gas carbónico. Algunos de los mayoreslagos del mundo se muestran en el CUADRO NºIX-3 (VAN DER LEEDEN, 1975).

ANALISIS Y PRESENTACION DE DATOS DECAUDALES

Las observaciones de caudal, efectuadasdurante una larga serie de años en una estaciónde aforos, constituyen un conjunto muy grandede datos, difíciles de manipular. La serie requierede una síntesis para su manejo, realizada enforma tal que no pierda sus caracteres esenciales.Se trata de un problema análogo, al de manejode series pluviométricas visto en el CAP. III; sinembargo, este caso es considerablemente máscomplejo que el anterior, por el carácter decontinuidad del escurrimiento. Ello significa, queel caudal en una fecha determinada, se encuentraestrechamente vinculado al observado en los díasanteriores y consecutivos. En una corriente, no

es posible identificar eventos u episodios comoen el caso de las precipitaciones.

Los valores de caudal, expresados enl.s-1 o m3.s-1, se calculan a partir de una cota H,leída en una escala o registrada en un limnígrafocon una determinada frecuencia, y empleandola curva de gasto, Q = f(H). En períodos decrecidas, el caudal puede variar notablemente deuna hora a otra, y sino se dispone de limnígrafoes necesario de 2 a 3 lecturas diarias para obtenerun registro preciso. Los valores de caudal serepresentan en un gráfico, a lo largo del períodode observación, de acuerdo a una secuenciacronológica de ocurrencia; este tipo de gráfico sedenomina fluviograma.

El fluviograma puede estar constituidopor una línea continua o trazos horizontalesdiscontinuos. El primero, indica las variacionesdiarias del caudal, y el segundo, corresponde alcaudal para un cierto período de tiempo,generalmente mensual (FIG. IX-2). El fluviogramapermite determinar con facilidad la extensión ydistribución de los caudales extremos, estiaje ycrecientes, en orden cronológico a lo largo de laserie de registros.

El caudal diario, es el promedio de loscaudales determinados con la curva de descarga,para las distintas medidas de la escala realizadasen el día. El caudal mensual, es la mediaaritmética de los caudales diarios. Es convenienteaclarar, que bajo ningún concepto, se debe

CUADRO IX-3Mayores lagos del mundo, ordenados por superficie y volumen

________________________________________________________________________________________________

superficie orden volumen orden máxima profundidadlago continente [km2] [km3] profundidad media

[m] [m]________________________________________________________________________________________________

mar Caspio Asia-Europa 436 285 1 79 342 1 946 182Superior América del Norte 82 103 2 12 154 4 405 149Victoria Africa 68 783 3 2 655 8 79 40Aral Asia 61 984 4 896 14 68 15Hurón América del Norte 59 570 5 3 447 7 223 59Michigan América del Norte 57 757 6 4 839 6 281 85Tanganyika Africa 33 991 7 19 420 3 1 469 572Baikal Asia 31 492 8 23 363 2 1 619 743Malawi Africa 30 790 9 8 374 5 706 273Gran Oso América del Norte 30 396 10 2 205 9 446 73________________________________________________________________________________________________

FUENTE: Water Resources of the World, VAN DER LEEDEN, 1975


FIG. IX-2:Fluviogramade caudalesdiarios ymensualesmedios, en elrío Iguazú,estación SaltoOsorio (segúnSOUSA PINTOet al, 1976).

emplear la media de los valores diarios de escalaH para el cálculo de Q diario, ya que puedeconducir a errores muy grandes, debido a que lafunción Q = f (H), no es lineal. Por otra parte, elcaudal diario medio, de un día y mes determinado,se calcula como el promedio de los N valoresdiarios registrado durante el período deobservación. El caudal mensual medio, es la me-dia aritmética de los valores de caudal diariomedio del mes considerado.

Para observar la variación intranual delrégimen de caudales mensuales, se construye ungráfico similar al de curvas clasificadas deprecipitaciones mensuales, empleando lasfrecuencias relativas de los caudales mensualesobservados. La curva correspondiente a unafrecuencia del 50 %, representa la media de cadaserie de caudales mensuales. También, serepresenta el valor de los caudales que tienenuna probabilidad del 10, 25, 75 y 90 % de seralcanzados o rebasados. El caudal anual medioo módulo, se calcula tomando la media aritméticade los 12 caudales mensuales medios; se tratade una media ponderada, dado que en cada cau-dal mensual medio, se toma en cuenta el númerode real de días de cada mes.

Independientemente de la clasificacióncronológica, la forma más simple de ordenar unaserie de valores de caudal, es estableciendo unajerarquía, por medio de un orden de magnitudcreciente o decreciente en los caudales ycalculando su frecuencia experimental. Seconstruye un gráfico, en cuyas ordenadas secoloca el valor de caudal diario o mensual, queha sido alcanzado o rebasado durante un númeron de días o meses; en abscisas, el valor de n o elporcentaje de n con respecto al período deobservaciones N. La curva se denomina, curvade permanencia de caudales (FIG. IX-3), utilizada

en numerosos cálculos hidrológicos.

A partir de la curva de permanencia decaudales, se pueden determinar los caudalescaracterísticos de una corriente, que permiten sudescripción de manera sintética. Ellos son: cau-dal característico máximo (QCM), el caudalrebasado 10 días al año; caudal mediocaracterístico (QC6), es el valor de caudalsuperado 6 meses al año, o con frecuencia de

FIG. IX-3: Curva de permanencia de caudales,del río Iguazú en Puerto Amazonas, serie 1941-68 (según SOUZA PINTO et al, 1976).

E F M A M J J A S O N D E F M A M J J A S O N D1 9 5 41 9 5 3

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

7000Q - 781 m3/s Q - 1275 m3/s

porcentaje de tiempo0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

0

50

100

150

200

250

caudal m3 . s-1

medias diarias

medias mensuales

medias anuales


0.50; caudal característico de 1, 3 o 9 meses (QC1,QC3, QC9), los caudales rebasados 1, 3 o 9 mesesal año; caudal característico de sequía (QCS), esel caudal rebasado 355 días al año.

Los caudales registrados en una estaciónde aforos, pueden ser expresados como elvolumen escurrido en la unidad de tiempo, y sedenomina caudal absoluto; esta forma, es lautilizada en el dimensionamiento de estructurashidráulicas. Si se trata de comparar regímeneshidrológicos, es mas conveniente expresar losvalores de caudal por unidad de superficie,denominándose caudal específico. También, elvolumen que ha fluido por la sección transversalde la estación de aforo en un tiempo determinado,se expresa como una altura de láminauniformemente repartida sobre el área de lacuenca.

MEDICIONES HIDROMETRICAS

Estaciones hidrométricas

Una estación hidrométrica es cualquiersección de una corriente, convenientementeinstalada y operada para la obtención de valoresde caudal a lo largo del tiempo. La instalacióncomprende esencialmente dispositivos demedición del nivel del agua (H) (reglaslimnimétricas, limnígrafos, etc.) y velocidad dela corriente (V) (molinetes hidrométricos, botes,cables aéreos o puentes, etc.). El valor de H,permite determinar el área de la sección trans-versal (A), que conjuntamente con la velocidadde flujo (V), permiten calcular el caudal del río (Q= A V).

Las estaciones hidrométricas debenpermitir el establecimiento de la función dedescarga Q = f(H). Dicha función puede serunívoca o no, constante o variable en el tiempo,dependiendo de las condiciones locales. Por ello,la estación debe reunir los siguientes requisitos:a) localización en un trecho mas o menosrectilíneo del río; b) sección transversal lo massimétrica posible; c) velocidades regularmentedistribuidas en la sección; y d) velocidad mediasuperior a 0.3 m.s-1.

La curva de descarga, debe poseerestabilidad y sensibilidad. Es obvio, que si laobtención sistemática del caudal es hecha a partirde los niveles de agua observados, la constanciao estabilidad de la función asume un rolpreponderante. Desafortunadamente, no siempre

los ríos presentan las condiciones necesarias deestabilidad y sensibilidad. La sensibilidad de unaestación hidrométrica, se traduce, en la mayor omenor variación del nivel limnimétrico, para unadeterminada variación del caudal. Laconfiguración de la sección transversal,recubrimiento vegetal de márgenes y zonasinundables, cohesión y naturaleza del lecho,pueden sufrir alteraciones mas o menos rápidasen el tiempo, provocando variaciones en la curvade descarga (ANDRE et al, 1976).

Los cursos de agua de lecho rocoso, sonpor su naturaleza esencialmente estables. Losríos de lecho móvil, con tendencia a la formaciónde meandros y sujetos a los cambios de cursofrecuentes, difícilmente presenten condicionespara el establecimiento de una curva de descargaúnica. Rápidos y saltos, característicos deafloramiento rocosos fijos, propician en general,inmediatamente aguas arriba, un tramo de ríocon condiciones favorables para la instalación depuestos de medición. El recubrimiento vegetal demárgenes en las zonas bajas inundables, puedeconstituir un factor de inestabilidad de la relaciónaltura-descarga; las variaciones estacionales dela vegetación, modifican la resistencia que ellapuede ofrecer al escurrimiento.

Limnimetría

Las variaciones de nivel en ríos y lagosen función del tiempo, se lo representagráficamente por medio de un limnigrama. Secoloca en ordenadas las cotas del pelo de agua, yen abscisas el tiempo. Para ello, es necesariorealizar mediciones sistemáticas de niveles, quepueden ser en forma directa o por medio deregistradores automáticos, llamados limnígrafos.Existe una variada gama de equipos, que seadaptan a las mas diversas condiciones físicas ynecesidades. Básicamente, se pueden clasificaren dos grandes grupos: equipo de lectura directay equipos registradores.

Los equipos de lectura directa, son lasescalas utilizadas desde la antigüedad, porejemplo, durante el reinado del faraón Nemes(5000 A.C., aproximadamente), existían 20estaciones de escala sobre el río Nilo, muysimilares a las empleadas actualmente. Loslimnímetros de escala, están constituidos por unaregla graduada de tramos de un metro, colocadasen forma escalonada o sobre un muelle parafacilitar la lectura, y construidas en materialesdiversos. Su graduación es similar a las miras


topográficas (FIG. IX-4).

Para la selección del sitio deemplazamiento, se debe tener presente que ellugar sea estable y de fácil acceso al operador. Secolocan la cantidad de escalas necesarias, paracubrir un rango de un metro por debajo del valormínimo minimorum hasta un metro sobre losvalores máximos. Los limnímetros son equipossencillos y de bajo costo. Cuando se pretende unabuena definición de una crecida, es mas ventajosoutilizar equipos registradores.

Los limnígrafos son equipos de registroautomático de niveles de agua en forma continua(registradores) o en intervalos de tiempopredeterminados (registro a banda perforada).Existen muchos tipos de limnígrafos, que seclasifican en función del: a) sistema deaccionamiento; o b) sistema de registro. Ellimnígrafo a boya, es el más empleado, pero poseeel inconveniente de que requiere una cámara deaquietamiento, para su correcto funcionamiento,lo que limita su uso e incrementa los costos (FIG.

FIG. IX-4: Escalas hidrométricas.

IX-5). Sus componentes son: a) sistemaaccionante, compuesto por un flotador, unidomediante un cable a un contrapeso, que se arrollaa una polea; b) sistema reductor, juego deengranajes que permite reducir el desplazamientovertical del flotador transmitido por una polea; yc) sistema graficador, accionado conjuntamentepor el sistema reductor y un reloj que permitegraficar sobre una banda de papel el movimientode la boya (FIG. IX-6).

Aforos

Se llama aforo, a las operacionesnecesarias de campo y gabinete, para ladeterminación del caudal sólido o líquido, quepasa por una sección transversal específica deun curso de agua, natural o artificial. El caudal

FIG. IX-6: Esquema de un limnígrafo a boya.Componentes: A, sistema accionante (boya); B,sistema reductor; C, sistema graficador.

FIG. IX-5: Esquema de instalación de unlimnígrafo.

H

A

B C

h

010

20

30

40

50

60

70

80

90

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90


se calcula como:

Q = A V

Donde: V, velocidad media de la corriente; A, áreade la sección transversal. También, se puedenemplear dispositivos previamente calibrados(vertederos), donde el caudal es una función dela carga hidráulica; o bien, por métodos químicosde dilución. Generalmente, el primer método seemplea en ríos; el segundo, en riego oinvestigación; el tercero, en ríos donde resultadifícil, impreciso o riesgoso, la determinación dela sección o velocidad.

La velocidad de la corriente, no esuniforme en una sección. Presenta una granvariación de las márgenes al centro de lacorriente, y de la superficie al lecho del cauce ocanal. Las curvas que unen los puntos de igualvelocidad en una sección, poseen formaelipsoidal, abiertas en la superficie libre; sedenominan, curvas isostáqueas (FIG. IX-7). Lasmayores velocidades se encuentran en el sectormas profundo de la sección, por debajo de lasuperficie. El hidrometrista debe conocer ladistribución de velocidades, a fin de poderoptimizar las tareas de campo, siempre costosasy con numerosos imponderables.

Existe una relación entre la velocidadsuperficial de la corriente, sencilla de medir, y lavelocidad media en la sección transversal(PICATTO, 1977). El CUADRO IX-4, muestra larelación entre la velocidad media (u), la velocidadsuperficial máxima (usmax) y la velocidad super-ficial media (us), en función de las característicasdel cauce.

CUADRO IX-4Relación entre la velocidad media y máxima

superficial_______________________________________________

características del cauce u/usmax u/us

cubierto de vegetación 0. 55 0. 81cubierto de rodados 0. 64 0. 89grava 0. 71 0. 92arena o arcilla 0. 74 0. 95revestido 0. 80 0. 96_____________________________________________Donde u, velocidad media; us, velocidadsuperficial; usmax velocidad superficial máxima.

FIG. IX-7: Distribución de velocidades en unacorriente.

El análisis de la variación vertical de lavelocidad, se realiza a partir de la curva develocidad. Se trata de un gráfico, que enordenadas se colocan las profundidades demedición de la velocidad, en abscisas lascorrespondientes velocidades, cuyos puntos(velocidad, profundidad) se unen por medio deuna curva (FIG. IX-8). La FIG. IX-9, muestra lacurva de velocidad para distintos tipos de fondo.

En general, la distribución de lasvelocidades en profundidad, es irregular. Noobstante, se ha observado que: a) la velocidadmáxima se presenta entre un 5 y 25 % del tirantede agua, medido a partir de la superficie,encontrándose a mayor profundidad en un ríohondo que en uno playo; b) la curva de velocidadse aproxima a una parábola de eje vertical, quepasa por el punto de máxima velocidad; c) lavelocidad media en una vertical, se presenta a0.60 de la profundidad, con un error máximo del1.0 al 3.5 %; d) la velocidad media, es el promedioaritmético de las velocidades medidas al 20 y 80% de la profundidad, con un error aún menorque el caso anterior; e) la velocidad media de unavertical, representa el 80 al 95 % de la velocidadde superficie, siendo el 85 % el promedio denumerosas observaciones.

FIG. IX-8:Variaciónvertical dela velocidadde unacorriente.

Superficie del agua

Prof.

≈ 0.4 h

v

vm = v0

fondo


FIG. IX-9: Variación vertical de la velocidad paradistintos tipos de fondo de cauce: 1, fondo liso ycorriente turbulenta; 2, fondo liso y corrientedébil; 3, fondo rocoso rugoso; 4, fondo rocoso muyrugoso o vegetación acuática de fondo; 5,elevación de fondo; 6, umbral de fondo; 7,vegetación semisumergida.

En general, si el método de aforo sefundamenta en la expresión Q = A.V, las tareasde campo radican en la determinación del áreade la sección transversal por topografía, y lamedición de la velocidad, para la cual existendistintos procedimientos. Si se trata de unamedida expeditiva, lo que comúnmente se realiza,es medir el tiempo de desplazamiento de unflotador (FIG. IX-10) convenientemente adaptado,entre dos secciones transversales, luego secalcula su velocidad y se asume que este valor,representa la velocidad media de la corriente.

Otra forma, mas precisa, es ladeterminación de la velocidad en distintasprofundidades y verticales de una sección, pormedio de un molinete hidrométrico (FIG. IX-11).El molinete da la velocidad de la corriente, enfunción del número de revoluciones de una héliceconvenientemente sumergida, y accionada por elflujo de la propia corriente. Luego, en gabinetese realizan una serie de cálculos para ladeterminación de la velocidad media, que almultiplicarlo por la superficie de la sección, seobtiene el caudal de la corriente.

FIG. IX-10: Distintos tipos de flotadores: a,flotador de superficie; b, flotador compuesto olastrado; c, varilla lastrada.

REGIMENES FLUVIALES

Definición

Las variaciones estacionales del volumende agua transportado por una corriente, esfunción de las variaciones estacionales de latemperatura y precipitación, profundamenteinfluenciados por el relieve, naturaleza geológicadel suelo, subsuelo y cobertura vegetal. Es porello, que entre los extremos de los caudalesmensuales medios (crecientes y estiajes), sepresentan una serie de caudales, que en el cicloanual, describen una curva regular, a la que sedenomina régimen fluvial (BRUNIARD, 1992). Ensíntesis, el régimen fluvial se expresasencillamente, por la curva de caudalesmensuales medios (BIROT, 1962).

El valor geográfico del comportamientomedio (régimen fluvial) de una corriente, radicaen el hecho que representa la característica masvisible de la interacción entre diversos factoresdel proceso precipitación-escorrentía e indicadorde su principal fuente de alimentación. Debido aello, las corrientes fluviales pueden seragrupadas, en función de la semejanza genéticaen el origen de su caudal y distribución tempo-ral, que se refleja en la curva de caudalesmensuales medios mencionados.

Sistemas de clasificación

Se han propuesto diferentes clasifica-ciones de los tipos de regímenes fluviales.

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FIG. IX-11: Distintos tipos de molinetes hidrométricos. Compuesto por: A, sistema accionante ohélice; B, sistema de transmisión del movimiento de la hélice; C, sistema de señal; D, sistema desujeción.

WOEIKOF (1887, cit. DE MARTONNE, 1964),estableció tres grandes grupos en función delorigen de la fuente de alimentación: nival, plu-vial o mixto. DE MARTONNE (1964), distinguedos grandes categorías, la de los regímenesregulados por la temperatura, y la de los regímenesregulados por las precipitaciones.

En la primera categoría, característicosde climas templados y fríos, la temperatura regulael régimen fluvial. Se puede distinguir entre ladominancia de las precipitaciones pluviales onivales; en una, la escorrentía es directa, salvouna fracción, que se infiltra y queda en reservatemporal en el subsuelo; en otra, lasprecipitaciones se producen durante el inviernoy alcanzan la corriente cuando un aumento de latemperatura determina la fusión de la nieve. Lasegunda categoría, característicos de climascálidos cuyo elemento variable predominante esla lluvia, el régimen de la corriente reflejaclaramente el régimen de lluvias, con un mayoro menor retraso respecto del máximo deprecipitaciones.

PARDE (1955, cit. BRUNIARD, 1992),propuso una clasificación en base a su forma dealimentación, en tres grandes categorías:regímenes simples, regímenes complejos originales

y regímenes complejo cambiantes. Se trata de unaclasificación muy completa, que permitediferenciar en forma sencilla, los distintoscomportamientos de las corrientes fluviales, y lascausas que lo determinan.

En los regímenes simples, la curva decaudales mensuales medios, se caracteriza porposeer meses de caudales elevados y meses deestiaje; consecuencia de un sólo modo dealimentación: glacial, nival o pluvial. Ellopresupone, una homogeneidad desde el puntode vista climático.

Los regímenes complejos, son aquellos queresultan del efecto combinado o sucesivo de doso más fuentes de alimentación. Característicosen cuencas poco extensas, que presentancondiciones variables de clima y relieve, ydeterminan un régimen de alimentación híbrido.

Los regímenes complejos cambiantes, seproducen por lo general en cuencas muyextensas, de escala regional o continental. En ella,el tramo superior y sus colectores poseen unrégimen de alimentación simple o compleja origi-nal, y en los tramos inferiores sufren importantesinfluencias que transforman el régimen delcolector principal.

A

B

C

D


CLASIFICACION DE REGIMENES FLUVIALESDE PARDE

Como se expresara en el ítem anterior, laclasificación de PARDE es muy completa; por ello,es la que se desarrolla en el presente texto. Enlas distintas categorías, se presentan variaciones,que se muestran a continuación:

I. REGIMENES SIMPLESI. A. Régimen de alimentación sólida

I. A. 1. Régimen glaciarioa. Ultraglaciariob. Glaciario Clásicoc. Glaciario Mitigado

I. A. 2. Régimen nivala. De montaña

Nivo-glaciarioNival puroNival mitigado

b. De llanuraI. B. Régimen de alimentación pluvial

a. Pluvial oceánicob. Pluvial mediterráneoc. Pluvial tropicald. Pluvial ecuatoriale. Pluvial americano

II. REGIMENES COMPLEJOS ORIGINALESII. A. Régimen nival de transiciónII. B. Régimen nivo-pluvialII. C. Régimen pluvio-nival

III. REGIMENES COMPLEJOS CAMBIANTESIII. A. Régimen nivo-glacial-monopluvialIII. B. Régimen nivo-glacial-pluripluvialIII. C. Régimen pluripluvial

REGIMENES FLUVIALES SIMPLES

Régimen simple de alimentación sólida

Los caudales de los ríos con regímenessimples de alimentación sólida, provienen de laablación glaciar y la fusión nival; poseen períodosde aguas altas en verano y primavera. En ellos,el predominio de la alimentación sólida essuficientemente marcada, como para neutralizarel aporte de origen pluvial. De acuerdo a suubicación geográfica, a la época de ocurrenciade sus crecientes y períodos de estiajes, seagrupan en regímenes glaciarios y regímenesnivales.

La distribución geográfica de losregímenes glaciarios, es equivalente a la

distribución de los glaciares; propios de las altaslatitudes y de sistemas montañosos elevados. Laalimentación no es exclusivamente glaciar, peropara que este efecto predomine en el régimen, serequiere que el área englazada cubra por lo menosun 15 a 25 % de la cuenca (PARDE, 1955;ROCHEFORT, 1963; cit. BRUNIARD, 1992).

Según sea la época de ocurrencia de lasecuencia de caudales mensuales máximos, sedistinguen tres subtipos: régimen ultraglaciarios,es el que presenta el máximo mas retrasado,agosto en el HN (hemisferio norte) y febrero oposterior en el HS (hemisferio sur); glaciarioclásico, los caudales mensuales máximosaparecen según la secuencia julio-agosto-junio,para el HN, y enero-febrero-diciembre para el HS;glaciar mitigado, el ascenso del nivel de las aguases mas anticipado que el anterior, la secuenciade máximos se presenta en julio, junio y agostoen el HN y enero, diciembre y febrero, en el HS.

La ablación glaciar en superficie, severifica en la estación cálida y genera grandescrecidas, mas o menos violentas en función delmayor o menor ascenso de la temperatura. En elinvierno, la fusión en profundidad no se detiene,gracias a los flujos geotérmicos y a la energíaproducida por el rozamiento de la masa de hielosobre el sustrato rocoso; dichos procesos,aseguran el mantenimiento de un caudal mínimoen la estación fría.

La estacionalidad térmica marcada,determina la simplicidad de la curva de caudales.Se presenta un período de aguas bajas de cincoa seis meses de duración, donde la precipitaciónsólida se acumula en el glaciar, y un período deaguas altas ligadas a temperaturas elevadas, quedeterminan la ablación del glaciar.

El río Santa Cruz, en Charles Fuhr(ubicación: 50° 16' S y 71° 54' W; elevación: 206msnm; área cuenca: 15550 km2) (AyE, 1970), esun ejemplo típico de régimen ultraglaciario, conaporte predominantemente glaciar, a través delos lagos Argentino y Viedma, presenta un solomáximo en el año, en el mes de marzo y unmínimo en septiembre (FIG. IX-12) (CEPAL-CFI,1969). El río Tupungato en Punta de Vacas(ubicación: 32° 51' S y 69° 46' W; elevación: 2430msnm; área cuenca: 1800 km2) , corresponde aun régimen glaciar clásico, con caudales de 47.7,38.7 y 34.7 m3.s-1, para enero, febrero ydiciembre respectivamente (17 años deobservaciones) (FIG. IX-12) (AyE, 1970). El ríoAtuel, en Rincón del Atuel (hasta 1947) y luego


hacen que la fusión sea mas breve, violenta ygeneralizada.

Los cursos con régimen nival de montaña,se localizan inmediatamente debajo del pisoglaciario, del cual pueden recibir un aporteadicional, pero la mayor parte de la cuenca, sesitúa en un ámbito nival. Las grandes crecidaspueden ser producidas por extraordinariasprecipitaciones sólidas de invierno, sobre las quealtas temperaturas en primavera o verano,asociada en algunos a vientos tipo Zonda o Föehny fuertes lluvias en sectores importantes de lacuenca, ocasionan rápidas fusiones. En este tipode régimen, los caudales máximos se presentande mayo a agosto en el HN, y de noviembre afebrero en el HS.

Se presentan tres subtipos, según lasecuencia de ocurrencia de los caudales altos:nivo-glaciarios (diciembre, enero, febrero ynoviembre en el HS, y junio, julio, agosto y mayoen el HN), nival puro (en el HS, diciembre, enero,noviembre y febrero, y en HN, junio, julio, mayoy agosto), y nival mitigado (diciembre, noviembre,enero y febrero, para el HS, y junio, mayo, julio yagosto, para el HN). Como se puede apreciar, entodos los subtipos el máximo se produce en juniopara el HN, y en diciembre para el HS, en unperíodo anterior a la culminación del verano; estacaracterística, lo distingue de los regímenesglaciarios.

En los regímenes nivales de montaña, seobserva que mientras los valores térmicos parael HS, son altos en enero y febrero, los caudalesse encuentran en descenso, debido alagotamiento de las nieves por fusión; ellas,constituyen la principal fuente de alimentación.Lo expresado, constituye la diferencia fundamen-tal con los regímenes glaciarios, en cuanto enéstos no hay agotamiento de reservas, sino queel caudal desciende, cuando la temperaturadisminuye, dado que los procesos de ablación yfusión, se encuentran estrechamente ligados alrégimen de temperaturas.

Ejemplos de cada uno de los subtipos sonlos siguientes. Régimen nivo-glaciario, ríoDiamante en Los Reyunos (ubicación: 34° 34' S y68° 34 W; elevación: 850 msnm; área cuenca:4150 km2), presenta una sucesión de caudalesmedios (promedio de 37 años) de 71.9, 72.4, 55.6y 46.9 m3.s-1, para los meses de diciembre, enero,febrero y noviembre respectivamente (AyE, 1970)(FIG. IX-13). Régimen nival puro, río Los PatosSuperior, en Alvarez Condarco (ubicación: 31° 57'

FIG. IX-12: Curva de distribución de caudalesrelativos (cociente entre caudal mensual medio yanual medio). Regímenes simples de alimentaciónsólida, glaciarios. Río Santa Cruz en CharlesFurhn (1956-67), régimen ultraglaciario; RíoTupungato en Puntas de Vacas (1948-67),régimen glaciario clásico; Río Atuel en Rincón delAtuel o Angostura (1906-67), régimen glaciariomitigado.

en Angostura (ubicación: 35° 02' S y 68° 52' W;elevación: 1200 msnm; área cuenca: 3800 km2)(AyE, 1970), es un ejemplo de río de régimenglaciario mitigado (64.0, 55.0 y 54.0 m3.s-1, paraenero, diciembre y febrero respectivamente; 61años de observaciones) (A y E, 1961) (FIG. IX-12). Los ejemplos mencionados, excepto el ríoSanta Cruz, son clasificados como ríos conalimentación nival, según la CEPAL-CFI (1969).

La amplitud del desplazamiento verticalde las isoterma mensual media de 0°C en losmeses extremos, es un indicador del equilibrioentre la precipitación nívea y pluvial; delimita lazona de acumulación nival invernal y la de fusiónprimaveral. Se sitúa en los flancos montañososy en las planicies de latitudes medias y altas, loque permite diferenciar entre un régimen nivalde montaña y un régimen nival de llanura.

En el régimen nival de montaña, el efectoorográfico, determina que la fuente dealimentación sea más perdurable, y un períodode fusión más prolongado y menos pronunciado.Ello es debido, a que la gradación en altura de lacuenca, provoca una disminución en latemperatura y evaporación, e incremento de laproporción sólida en la precipitación; el caucerecibe el aporte proveniente de la acumulaciónde nieve a bajas alturas y progresivamente lafusión avanza hacia arriba, regulada por elaumento de temperatura en los meses cálidos.En las llanuras, la latitud y continentalidad,


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meses. El régimen presenta un período de aguasaltas de sólo tres meses, con un ascenso ydescenso en los caudales muy pronunciado,debido a la simultaneidad de la fusión del mantonival, agotamiento de las nieves, y temperaturasestivales que provocan gran evaporación,respectivamente. El período de caudales altos esde abril a junio en el HN, y de octubre a diciembreen el HS.

Las grandes crecientes en los ríos dealimentación sólida suponen, una doblecondición: precipitación y temperaturas elevadas;los grandes estiajes se originan por la persistenciade las bajas temperaturas. Las aguas altas de laestación cálida, poseen una magnitudproporcional a la nieve acumulada en el inviernoprecedente; si el espesor de la capa nival es pobre,la fusión es más rápida y el pico de crecida seadelanta; en cambio, si el manto es potente, loscaudales máximos se retrasan.

Régimen simple de alimentación pluvial

La simplicidad de los regímenes simplesde alimentación pluvial, es debido a un solo modode alimentación preponderante, las lluvias. Laforma de la curva de caudales mensuales mediosdepende del régimen de lluvias y de su relacióncon la evapotranspiración. Los regímenes dealimentación pluvial se presentan en el Planeta,en una franja cuyos límites norte y sur, seencuentran determinados por la máximavariación de la isoterma de 0°C hacia las bajaslatitudes.

Se distinguen cuatro subtipos: pluvialoceánico, pluvial mediterráneo, pluvial tropical ypluvial ecuatorial. Se ha identificado un quintosubtipo, en el área comprendida entre el ríoMississipi y las Rocallosas, en América del Norte;se trata de un régimen transicional denominadotemplado continental americano.

En las zonas templadas, se distinguen dostipos de regímenes pluviométricos: oceánico ycontinental. El primero, presenta lluviasrelativamente abundantes y mas o menosuniformemente repartidas en el año, según seasu alejamiento del mar; es propio de las planiciesde Europa, América del Norte, región pampeana,sudeste australiano y Tasmania, con lluviasregulares e inviernos frescos. En el otro, laslluvias se concentran en la temporada estival, conmínimas acentuadas en invierno; este tipo derégimen pluviométrico, generalmente produce

FIG. IX-13: Curva de distribución de caudalesrelativos (cociente entre caudal mensual medioy anual medio). Regímenes simples dealimentación sólida, nivales. Río Diamante en LosReyunos (1917-67), régimen nivo-glaciario; RíoLos Patos Superior en Alvarez Condarco (1950-67), régimen nival puro; Río Los Patos en LaPlateada (1950-69), régimen nival mitigado.

S y 69° 42' W; elevación: 1950 msnm; áreacuenca: 3710 km2), cuyos caudales mensualesmedios (17 años de observaciones) son: 44.0,37.0, 31.0 y 24.0 m3.s-1, para los meses dediciembre, enero, noviembre y febrerorespectivamente (AyE, 1970) (FIG. IX-13).Ejemplo de régimen nival mitigado, lo constituyeel río Los Patos, en la estación La Plateada, mideel escurrimiento conjunto de los ríos Los PatosSuperior y su afluente el río Blanco; registravalores de caudales de 94.0, 89.0, 71.0 y 47.0m3.s-1 (HONG-HSI HSU, 1970), para los mesesde diciembre, noviembre, enero y febrerorespectivamente (FIG. IX-13). Este río, aporta el80 % del caudal del río San Juan; en su cuenca,la nieve se acumula en el período abril-septiembre, y funde completamente durante loscuatro meses cálidos de noviembre a febrero.

Por debajo del piso nival de montaña, seinsinúa gradualmente la influencia de la lluvia,y los regímenes adquieren mayor complejidad.Cabe observar, que los curso que salen del ámbitomontañoso, si no reciben otra alimentaciónadicional, conservan sus característicasoriginales y proyectan su régimen mas allá de laregión de origen.

Los regímenes nivales de llanura, sedesarrollan preferencialmente en las grandesplanicies de clima continental templado y frío delhemisferio norte, donde se forman capas de nievede poco espesor y persistentes durante algunos


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regímenes fluviales de tipo nival o pluvio-nival.

Como ejemplo de régimen fluvial cuyaalimentación es de carácter pluvial oceánico, esel río Salado de la provincia de Buenos Aires(BRUNIARD, 1992). Es el afluente mas sureñodel río de La Plata, drena una vasta superficiedel centro y norte de la Provincia y su cuencadescansa sobre una amplia depresión de fondoplano. Presenta un cauce sinuoso y ancho vari-able, con afluentes sobre ambas márgenes decarácter temporario o emisario de lagunas. Elrégimen del Salado es irregular, debido a una seriede factores tales como relieve, estructurageológica del basamento, suelos y presencia denumerosas lagunas y bañados. Con las primeraslluvias, se llenan lagunas y el suelo se satura; apartir de ese momento, toda la red de drenaje seintegra y comienza la evacuación de excesos, contiempos variables entre las lluvias y crecientesdel río (PALESE, 1958).

La temperatura, como agente principal dela evaporación, es la que gobierna este tipo derégimen hidrológico. Se destaca la correlacióninversa entre caudales y temperaturas; aúncuando las lluvias sean mas elevadas en verano,los excedentes se generan en invierno. Poseenuna marcada irregularidad, bajantespronunciadas y grandes inundaciones.

El régimen pluvial mediterráneo, secaracteriza por presentar en el verano, encoincidencia con las mayores pérdidas porevaporación, la estación seca y el período lluviosoen invierno; de este tipo de clima, deriva unrégimen fluvial muy simple y contrastado.Precisamente, en el ámbito del mar Mediterráneo,tuvo origen el término estiaje, con la cuál seidentifica la bajante del estío y por extensión, lasaguas bajas en general. Las característicashidrológicas del régimen fluvial de alimentaciónpluvial mediterráneo, se asemejan al régimen deorigen pluvial oceánico, pero mucho másacentuadas por la acción combinada de las lluviasy temperaturas.

Presenta pocos ejemplos puros; el río PichíLeufú, constituye una muestra de regímenespluviales mediterráneos en el País. El río PichíLeufú, es el último tributario de importancia dela margen derecha del río Limay antes deConfluencia (COPADE, 1980). Presenta caudalesaltos en invierno, bajos en verano y altairregularidad interanual (BRUNIARD, 1992).

El régimen pluvial tropical, se presenta en

áreas de latitudes bajas y medias, con lluviasconcentradas en la temporada estival. Excede elámbito cálido, y se proyecta hasta donde lamarcha de las lluvias de verano controlan elrégimen hidrológico; por ejemplo, la región sub-tropical continental del NO argentino. Los ríosmás caudalosos del mundo se incluyen en elrégimen hidrológico de alimentación pluvial tropi-cal.

Los caudales de los ríos pertenecientes aeste tipo de régimen, constituyen un reflejo de ladistribución de lluvias, con un retardocaracterístico. Las aguas altas culminan alfinalizar la estación lluviosa, y se retrasan hastael comienzo de la nueva estación húmeda.Presenta extremos muy marcados, según sea ladeficiencia de lluvias en las temporada invernal,especialmente en las regiones colindantes conclimas áridos y semiáridos, o a la mayorconcentración de las lluvias estivales en los climasmonzónicos. En cuencas de extensión reducida,el escurrimiento puede ser nulo al finalizar laestación seca.

Las grandes crecidas en los ríostropicales, están siempre ligadas a un exceso delluvia, como ocurre en el sudeste asiático por elefecto de los monzones y tifones. En el Caribe yGolfo de México, se destaca una variedad delrégimen hidrológico de alimentación pluvial tropi-cal, donde las aguas presentan doble extremos,debido al carácter bimodal de las lluvias de laregión. Las distintas variedades de este régimen,tiene una explicación climática propia, pero elmecanismo hidrológico es el mismo; es decir, queel régimen de caudales sigue la distribución dela aportación pluvial, con un retardo mas o menospronunciado, según sean las características dela cuenca.

En la Argentina, representativo delrégimen con alimentación pluvial tropical loconstituye el río Dulce en El Sauce, Santiago delEstero (ubicación: 27° 35' S y 64° 30' W; elevación:250 msnm; área cuenca: 20200 km2) (AyE, 1970).El río Dulce es integrante del sistema endorreicode Mar Chiquita. Los caudales máximos sepresentan de diciembre a marzo, coincidente conlas mayores precipitaciones que ocurren en elperíodo noviembre-marzo (FIG. IX-14).

El régimen ecuatorial, se destaca por lapoca variación anual de los caudales, aunque estacaracterística, excede el ámbito de la región plu-vial ecuatorial. Presenta dos máximos, en marzoy noviembre, con un período intermedio de aguas


del Sur en el oriente chaqueño, y la provincia deCorrientes. Los pequeños afluentes del río Para-guay, como el río Salado (Formosa) o el ríoTapenagá (Chaco), presentan una curva decaudales con dos picos de crecientes.

En general, los regímenes simples dealimentación pluvial, no tienen el mismo gradode definición que en los de alimentación sólida.Las combinaciones del efecto pluvial y térmico,pueden producir numerosas variantes en losregímenes fluviales, de difícil ubicación en uno uotro tipo básico (BRUNIARD, 1992).

REGIMENES FLUVIALES COMPLEJOSORIGINALES

Las corrientes con regímenes complejosoriginales, son el resultado de una alimentaciónmixta, sólida y líquida, sobre todo en la cuencaalta. Por lo general, se localizan en llanuras delatitudes medias, donde la estacionalidad térmicasuperpone precipitaciones níveas y lluvias.También, se presentan en regiones montañosas,donde los afluentes del tramo superior seencuentran sujetos a aportes sucesivos de nievey lluvia; la diferencia en el tipo de precipitaciónes debido a la influencia del relieve.

El régimen fluvial complejo presenta comorasgo distintivo, aunque no excluyente, dos picosde crecientes y dos estadios de estiaje, no siemprebien marcados. En función de la alimentaciónsólida que reciben las corrientes, se puedendistinguir distintos tipos de regímenes: nival detransición, nivo-pluvial y pluvio-nival (PARDE,1955; cit BRUNIARD, 1992).

El régimen nival de transición, secaracteriza por una distribución anual decaudales mensuales medios con manifiestapreponderancia de aporte proveniente de la fusiónde la nieve; se asemeja al régimen nival mitigado,aunque la alimentación pluvial es importante. Loscaudales máximos, se presentan en junio ydiciembre para laos hemisferios norte y surrespectivamente.

Ejemplo de régimen nival mitigado, loconstituye el río Barrancas, en la estación Bar-rancas (ubicación: 36° 44' S y 69° 57' W;elevación: 950 msnm; área cuenca: 2900 km2)(AyE, 1970). Integra el sistema del río Colorado,y se caracteriza por un período de aguas altas(noviembre y diciembre), un pico en diciembrede 63.0 m3.s-1 (promedio de 7 años) y un rápido

FIG. IX-14: Curva de distribución de caudalesrelativos (cociente entre caudal mensual medioy anual medio). Regímenes simples dealimentación pluvial. Río Dulce en El Sauce(1926-67), régimen pluvial tropical.

bajas; la curva de caudales, con el consabidoretardo, se ajusta a la pluviométrica. A veces, selo incluye entre los regímenes complejos (PARDE,1955, cit. BRUNIARD, 1992), pero debe advertirseque la marcha anual de los caudales, resulta deun solo modo de alimentación, independiente-mente de la complejidad del régimen de lluvias.

El régimen ecuatorial no se desarrolla enzonas muy extensas del Planeta, incluso en AfricaEcuatorial. Las grandes cuencas como el Congoo Amazonas, deben sus aportes, en parte, a losregímenes pluviales tropicales de amboshemisferios, que introducen una grancomplejidad en el régimen de escurrimiento. EnAmérica del Sur, prácticamente no existe régimenhidrológico con alimentación pluvial de origenecuatorial, salvo algunos ríos colombianos. Engeneral, la distribución de caudales medios esmas regular, que la propia alimentación pluvial.

El régimen pluvial continental americano,es específico de América del Norte, de la zonatemplada continental sin nieve invernal, típicode las planicies comprendidas entre el Mississipíy las Rocallosas. La distribución anual decaudales, resulta de un régimen complejo delluvias, con dos máximos situados al comienzo yfinal de la estación cálida, de modo que los aportespluviales escapan al efecto de las elevadastemperaturas del verano. Con cierto retraso, losvalores de caudales reflejan la distribución tem-poral de las lluvias.

Cabe señalar, que un hietograma delluvias con máximos al final de la primavera ycomienzo del otoño, se lo encuentra en América


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decrecimiento en los caudales estivales por elagotamiento de la fusión. Presenta alimentaciónpluvial en invierno, especialmente en los mesesde junio y julio, que interrumpen la bajantedebido a la retención de la nieve (FIG. IX-15).

El régimen nivo-pluvial, se lo encuentraen corrientes que descienden de regionesmontañosas, pero de cotas más bajas que el an-terior; en ellos, aún predomina la alimentaciónsólida. Presenta un período de aguas altas enprimavera (octubre a noviembre en el HS y abrila mayo en el HN), más temprano que el régimenanterior, no tan marcado y se agotanrápidamente. El efecto pluvial es más notable, ysegún sea el régimen de lluvias, ese aporte puedepresentarse en distintas épocas; en verano, conlluvias predominantes que definen el régimennivo-pluvial tropical, otro, con lluvias en invierno,que determina un régimen denominado nivo-plu-vial mediterráneo.

El régimen nivo-pluvial en el hemisferionorte, con fríos intensos, presenta un período deretención de noviembre a marzo, que genera unabajante pronunciada y finaliza al producirse lafusión nival de manera intensa, propia de áreasde baja altura. El agotamiento de las nieves y laalta evaporación estival, producen el descensodel caudal de julio a agosto, que se interrumpecon el aporte pluvial al finalizar el verano. En elhemisferio sur, los caudales altos primaveralesculminan en noviembre, y el río entra en estiajedurante el verano y otoño; las lluvias invernales

producen una nueva onda de crecida de escasomonto. La importancia relativa de las doscrecientes, una originada en la fusión nival y laotra en el aporte pluvial, es función de la alturamedia de la cuenca y obviamente de la latitud;en los niveles inferiores se acentúa el aporte plu-vial en detrimento del nival.

El río Senguerr, afluente del río Chubut,en la estación Nacimiento (ubicación: 44° 58' S y71° 21' W; elevación: 925 msnm; área cuenca:1300 km2) (AyE, 1970), constituye un ejemplotípico de este régimen. Los caudales máximos,con aportes provenientes de la fusión de la nieve,se presentan en primavera en los meses denoviembre y diciembre, con valores de 58.0 y 50.0m3.s-1, respectivamente (promedio de 18 años deobservaciones), y en invierno en los meses dejunio o julio debido al aporte de las lluviasinvernales. Los mínimos mensuales ocurren enmarzo o abril (FIG. IX-15). En general, en la Ar-gentina, a partir de Neuquén hacia el sur, conlas variantes mencionadas, los regímenes de losríos acusan dos máximos en su curva de caudalesmedios, originados por los deshielos y las lluviasinvernales (CEPAL-CFI, 1969).

El régimen pluvio-nival, se sitúa en la zonabajas de las cadenas montañosas, y la lluviadesempeña un papel preponderante en laalimentación de las corrientes fluviales. La fusiónnival, solo produce una fracción del escurrimientototal, y su único efecto consiste en modificarligeramente la curva anual de caudales; sin elaporte nival, se produciría un régimen pluvialpuro. Semejante al caso anterior, se distinguendos subtipos extremos: régimen pluvio-nival tropi-cal y régimen pluvio-nival mediterráneo; entreellos, se encuentran numerosos regímenestransicionales o tipos regionales (BRUNIARD,1992).

En el hemisferio norte, el período deretención nival, genera una bajante pronunciadaen este tipo de régimen, que se interrumpe enabril por la fusión de la nieve; cuando se insinúael agotamiento de ellas, el aporte pluvialincrementa los caudales y las aguas altasculminan al finalizar la estación cálida. En elhemisferio sur, los excedentes pluviométricos,como en el tipo de régimen anterior, se producenen invierno, con un incremento en los caudalespor la fusión que se registra en septiembre aoctubre.

El río Limay, integrante del sistema delrío Negro, en la estación Paso Limay (ubicación:

FIG. IX-15: Curva de distribución de caudalesrelativos (cociente entre caudal mensual medioy anual medio). Regímenes complejos originales.Río Barrancas en Barrancas (1960-67), régimennival mitigado; Río Senguerr en Nacimiento (1956-67), régimen nivo-pluvial mediterráneo; Río Limayen Paso Limay (1903-67), régimen pluvio-nivalmediterráneo.


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40° 32' S y 70° 26' W; elevación: 538 msnm; áreacuenca: 26400 km2) (AyE, 1970), es regulado por37 lagos que actúan a manera de embalsesnaturales. Las ondas de crecidas producidas porel derretimiento de la nieve y por las lluvias sonsimilares, presentando un caudal casi uniformede junio a noviembre, con dos máximos en julioy noviembre de 1048.0 y 1061.0 m3.s-1

respectivamente (serie 1903-67); el mínimo sepresenta en marzo a abril (FIG. IX-15). Esconveniente destacar, que la onda de crecida deprimavera no es debida solamante alderretimiento nival, sino que tiene doscomponentes mas, las lluvias producidas en laestación y el remanente de las lluvias invernales,que se almacenan en los lagos, escurriendolentamente en primavera-verano (CEPAL-CFI,1969).

REGIMENES FLUVIALES COMPLEJOSCAMBIANTES

Los regímenes complejos cambiantes, sepresentan en los sistemas hidrográficos que sedesarrollan sobre dos o más regiones climáticasdiferenciadas, de manera que distintos regímenesde alimentación simple o complejo original sesuceden desde aguas arriba y se combinan en elcauce principal para generar un curva dedistribución anual de caudales mensuales medioscompleja, que varía desde el tramo superior alinferior. Para que esta combinación de regímenessea posible, se requiere que la cuenca sea extensa,aunque existen excepciones como el Volga, cuyacuenca posee una gran superficie, pero el régimenvaría muy poco desde las nacientes a su

desembocadura.

Las combinaciones de regímenes que sepueden dar en la cuenca son numerosísimas,porque obedecen a factores muy diversos, talescomo: situación geográfica, trazado de las redes,longitud de los tributarios, relieve, tiposclimáticos específicos, etc., por lo que esprácticamente imposible establecer una tipología.Cada gran cuenca, representa en si misma uncomplejo particular, y su tratamiento debeencararse mediante estudios particulares,aplicando las relaciones entre crecientes y estiajesestablecidas anteriormente, y que se integren enla gran extensión de la cuenca (BRUNIARD,1992).

PARDE (1955, cit. BRUNIARD, 1992),distingue tres grandes grupos: a) afluentes en eltramo superior del cauce principal con aportesnival o glaciar, y reciben aguas abajo afluentescon alimentación pluvial simple, se denominarégimen nival-glacio-monopluvial, como ejemplosse tienen los ríos Rhin y Missouri; b) cursos conaportes de origen nival o glaciar, que recibenaportes de dos a más tipos de alimentación plu-vial, es el régimen nival-glaciario-pluriopluvial,ejemplos son los ríos Danubio y Mississipi; d)ríos únicamente alimentados por lluvias, en lacual; se superponen dos o mas regímenes biendiferenciados de lluvias, llamado régimenpluripluvial, como el Congo, Amazonas, Nilo oParaná. El agrupamiento, no implica semejanzaalguna en la distribución temporal de los caudalesmensuales para ríos de un mismo grupo, comoocurre en los regímenes simples y complejosoriginales.

X/1Nieve y Glaciares

CAPITULO X

NIEVE Y GLACIARES

NIEVE Y HIELO

Definiciones

Las aguas meteóricas que caen sobre lasuperficie de la Tierra, lo pueden hacer en formalíquida o sólida; la nieve es una forma deprecipitación sólida. Se halla constituida porcristales de hielo, formados por sublimación delvapor de agua atmosférico cuando la temperaturadel aire es inferior al punto de congelamiento.Los cristales son diminutos, planos, exagonaleso prismáticos y presentan una enorme variedadde formas (VEN TE CHOW, 1964) (FIG. X-1).

La nieve puede precipitar de dos maneras:como cristales individuales o como copos de nieve,formados por la amalgama de un gran númerode ellos. A veces, se funde en su descenso y llegaa la superficie en forma de lluvia. En otras, sefunde parcialmente o algunas gotas de lluvias secongelan cuando en su descenso, penetran enuna capa de aire más fría que la nube, dandolugar a una mezcla de agua y hielo que alcanzala superficie. En EE.UU. se conoce comoaguanieve cuando es exclusivamentecongelamiento del agua de lluvia; el mismonombre recibe en los países de habla inglesa ehispana cuando se trata de una mezcla de lluviay nieve (NEW ENCYCLOPAEDIA BRITANNICAVOL. X, 1974).

Los registros de nieve se expresan comola altura de su equivalente en agua.Generalmente, representa el 1/20 parte de laprofundidad de nieve acumulada en superficie,aunque esta proporción es variable con lascaracterísticas de ella. La altura del equivalente

en agua, representa la lámina de agua disponibledentro de un manto níveo, y constituye el aporte

FIG. X-1: Distintas formas de cristales de nieve:a) plaquetas; b) prismas; c) agujas; d) clavos;e) estrella; f) cúpula; g) escarchilla.

0.1 mm

1 mm

5 mm

1 mm

5 mm

1 mm

5 mm

0.5 mm

a b d

c

f g

e

X/2 Nieve y Glaciares

potencial a una corriente durante el proceso defusión.

Existen distintas especie de nieve. Sellama nieve nueva, a la recientemente depositada,los cristales de hielo que la conforman puedenser fácilmente reconocibles; también, dícese deaquella nieve depositada en un intervalo detiempo, usualmente de 24 horas (SMN, 1957).En invierno, con buen tiempo y a baja altura, lanieve puede derretirse durante el día y el agualíquida resultante, congelarse en la noche. Lasfusiones parciales y congelamientos repetidos, latransforman muy rápidamente; se compacta porsu propio peso, los cristales se redondean, losmás pequeños se funden totalmente, y alcongelarse aumentan el tamaño de los restantes.Por causa de una combinación de procesos, estosnuevos cristales no pueden ser fácilmentereconocidos; se hallan completamentedeformados y redondeados, denominándose nievevieja (UNESCO-IASH-WMO, 1970).

Si la nieve vieja, se mantiene durante laestación cálida, en el invierno siguiente, secompacta aún más. Ella se encuentra sujeta aprocesos sucesivos de fusión, congelamiento ysublimación, dando lugar a otra especie de nievedenominada firn (SHUH-SHIAW LO, 1992), neviza(LLIBOUTRY, 1956) o nevé (MOORE, 1972). EnFrancia, el término nevé, designa a la parte su-perior de un glaciar cubierto de nieve perenne, ya la nieve misma que comienza a transformarseen hielo glaciar; es decir, al lugar geográfico y elmaterial. Los ingleses, denominan nevé al sitio yfirn al material. Por ello, es conveniente definirla neviza, firn o nevé por sus característicasintrínsecas, que como nieve de más de un año deedad. Los rasgos más distintivos son densidadsuperior a 0.55, formada por granos redondeadosy grandes.

El hielo, es el agua en estado sólido en lanaturaleza. El hielo se forma por congelamiento

del agua, sublimación del vapor de aguaatmosférico, compactación de la nieve ycongelamiento del agua almacenada en los porosde masas níveas. El hielo es la reserva masimportante de agua dulce del Planeta, yrepresenta aproximadamente un 80% del total.

Se encuentra en la atmósfera como:cristales de hielo, nieve, granizo, etc. En loscontinentes, en forma de: escarcha, capa delgadade hielo formada por el sobreenfriamiento ycongelamiento del agua de lluvia sobre superficiesexpuestas; hielo glaciar, formado por compresiónde capas de nieve; hielo subsuperficial, formadopor el congelamiento del agua que satura elespacio poroso del suelo, o nieve cubierta dedetritos o fragmentos rocosos. En el agua, como:hielo marino, excluyendo los icebergs, que sonmasas de hielo continental, separados de la costay arrastrado mar adentro por acción de lasmareas; hielo formado en el fondo de los ríos ycuerpos de agua sobreenfriada, cuyo movimientoturbulento impide la amalgamación de loscristales en copos (SHUH-SHIAW LO, 1992).

El hielo posee propiedades físicas(granulometría, densidad, porosidad, etc.),ópticas (albedo), mecánicas (plasticidad,elasticidad, etc.) y térmicas (transferencia delcalor proveniente de la radiación solar), quedependen de numerosos factores. Entre ellos sedestacan: tamaño y forma del grano (cristal dehielo individual, o en crecimiento porcongelamiento de agua sobreenfriada sobre susuperficie), impurezas, salinidad del agua,temperatura, orientación y disposición de loscristales, intensidad de los esfuerzos desolicitación, etc. Debido a ellos, las propiedadesvarían en un amplio rango; valores típicos dealgunas propiedades se observan en el CUADROX-1. La transformación de la nieve en hielo, lainiciación del movimiento de los glaciares y sufusión dependen básicamente de las propiedadescitadas.

CUADRO X-1Valores típicos de algunas propiedades

________________________________________________________________________________________________________

propiedad nieve nueva nieve vieja firn hielo glaciar________________________________________________________________________________________________________

densidad [g.cm-3] 0.01-0.3 0.2-0.6 0.4-0.84 0.84-0.917porosidad [%] 99-67 78-35 56-8 8-0tamaño grano [mm] 0.01-5 0.5-3 0.5-5 1->100albedo [%] 0.92-0.81 0.81-0.65 0.65-0.55 0.50-0.43


Características de la nieve depositada

Se denomina capa de nieve, a la nieveacumulada sobre la superficie, durante un con-siderable período. Su extensión superficial, es laresultante de los procesos de acumulación yablación, causados por factores meteorológicosy topográficos. Puede variar de algunos pocosmetros cuadrados hasta la dimensión continen-tal. Su descripción, implica una definición delsitio en cuestión, que puede ser un puesto deobservación, distrito o país (UNESCO-IAHS-WMO, 1970).

Generalmente, el concepto capa de nieveo manto nival, se emplea para la nieve acumuladadurante la estación fría, que luego se funde conla llegada de la primavera; es decir, en el cicloanual. No se incluye a la acumulación de laprecipitación sólida sobre glaciares o camposperennes de nieve. Esta última, se halladepositada en la extensión del glaciar o arriba dela línea de nieve, que es el límite inferior de lasnieves perpetuas. La altitud de la línea de nieve,varía en función del clima, desde los 5500m.s.n.m, hasta el nivel del mar en las regionespolares (SHUH-SHIAW LO, 1992).

El manto nival es el resultado de laacumulación de la precipitación sólida ypartículas de nieve arrastradas por el viento abaja o moderada altura. Los mecanismos deacumulación pueden ser simultáneos. De estemodo se forman depósitos de nieve nueva cuyoorigen es difícil de precisar. También, la lluviapuede incorporarse y almacenarse en la capa denieve, en estado líquido o sólido, incrementandoel espesor del manto. Además, el acrecentamientode la capa de nieve, puede darse por avalanchas,que es la nieve transportada desde las elevacionespor deslizamiento, flujo o en una mezcla de airey nieve; forma depósitos sueltos y voluminosos.

Las medidas que caracterizan al mantonival son numerosas; entre las más importantesse destacan: densidad, humedad, impurezas,estado de granulación, tamaño del grano,consistencia, temperatura, altura, extensión, ycaracterísticas generales de la capa superficial(estado, aspecto, compresibilidad, etc.).

En la medición del espesor de la nieveacumulada en un lugar determinado, se empleauna escala fija. Un resultado mas exacto, seobtiene del promedio de varias lecturas medidas

con una escala móvil, introduciéndola en la nievehasta tocar la superficie del terreno, en sitiosdonde la nieve no halla sido removida por elviento. Para la determinación del espesor de lanieve caída en las últimas 24 h, se emplea unachapa, que se coloca horizontalmente sobre lasuperficie, y sobre ella se mide el espesor de lanieve precipitada en el período considerado.

Se puede medir la densidad de la nieve G(símbolo adoptado internacionalmente), pesandouna muestra de nieve de volumen conocido; G,indica la masa de hielo por unidad de volumende nieve. Es un parámetro fundamental, pero porsi solo, no es suficiente para caracterizar unamuestra de nieve. Es necesario determinar elequivalente en agua, su temperatura, ladimensión promedio de sus cristales y laresistencia mecánica. Dichas medidas, describenadecuadamente la nieve.

La nieve según su contenido de humedadpuede ser: nieve seca, temperatura por debajode 0 °C; nieve poco húmeda, consistenciapegajosa; nieve húmeda, con agua visible sinescurrimiento; nieve mojada, se observa agua enescurrimiento; y nieve acuosa (VEN TE CHOW,1964). El tamaño medio del grano predominantepuede ser: muy fino (< 0.5 mm); fino (0.5 a 1.0mm); mediano (1.0 a 2.0 mm); grueso (2.0 a 4.0mm); y muy grueso (> 4.0 mm) (SMN, 1957).

Las mediciones de resistencia mecánica,se refieren a aspectos de dureza o consistencia ya la compresibilidad de la superficie. Cuando secarece de instrumental de medición, se puedetener una idea de la dureza de la nieve, tratandode hincar en ella: el puño cerrado, si penetra setrata de una nieve de consistencia muy blanda(0 - 10 g.cm-2); si penetran 4 dedos juntos, nieveblanda (10 - 75 g.cm-2); si penetra un dedo, nievesemidura (75 a 250 g.cm-2); si penetra un lápiz,nieve dura (250 - 750 g.cm-2); si penetra uncuchillo, nieve muy dura (750 - 3000 g.cm-2); sila nieve es compacta, se trata de hielo (SMN,1957). Todas las pruebas deben realizarse sinmayor esfuerzo. La compresibilidad de lasuperficie, puede ser caracterizada en función dela profundidad del rastro o huella dejado, apoyadosobre un solo esquí o pié. Cuando la nieve seencuentra depositada en una ladera o pendiente,es importante determinar su resistencia alesfuerzo de corte o cizallamiento. Este valor, esindicador de su estabilidad en la pendiente y mideel riesgo de producción de aludes o avalanchas.


METAMORFISMO DE LA NIEVE

Transformación de la nieve con temperaturaspor debajo de 0 °C

Se denomina metamorfismo de la nieve, ala transformación de ésta durante su deposicióny ablación. Los cambios que en la nieve seproducen dependen de factores internos(propiedades intrínsecas del tipo de nieve) yfactores externos (condiciones meteorológicas,sitio de deposición, resistencia mecánica, etc.),siendo los últimos factores, los que determinanla condición final del manto níveo (BADER et al,1954).

La nieve nueva fría, denominada nievepolvo, al acumularse sobre la superficie, secompacta rápidamente bajo su propio peso,debido a su ligereza y falta de cohesión (0.01 < G< 0.10); ello genera una disminución irreversibledel volumen. Su compactación, produce laagrupación de los cristales de hielo, escape deuna fracción del aire atrapado en ella, y unaumento prácticamente inmediato de la densidad(G = 0.20).

Al tiempo que se cohesiona, la nievecambia de carácter; los cristales que la conformanse redondean, y los mas pequeños desaparecenpor sublimación. El vapor de agua presente en elaire que ocupa el espacio poroso del manto, secondensa sobre los cristales que encuentra a supaso, y simultáneamente los cristales sesubliman en su cara opuesta. El procesocombinado de condensación-sublimación,provoca una acreción diferencial del grano, ygenera una corriente vertical de vapor de aguahacia arriba. Ello es debido a que las capasinferiores del manto, suelen ser menos frías quela superficie. Las capas de nieve vieja fría,ubicadas en profundidad, poseen cristales muycrecidos, sueltos, livianos, que no se compactandemasiado, denominado escarcha profunda; elladesempeña un rol muy importante en la

formación de aludes. También en ocasiones,suelen observarse grandes cristales planos ensuperficie, que le confieren a la nieve unaapariencia escamosa.

La nieve compactada naturalmente, o latransportada y depositada por el viento seendurece, con una aumento posterior de lacohesión; se desarrolla una costra superficial deespesor variable. El aumento de la cohesión, sedebe a la formación de puentes de hielo entre loscristales, sin que se produzcan variacionesapreciables en la densidad. El endurecimiento,ocurre a temperaturas muy bajas y en presenciade aire húmedo; inversamente, la nieve fría ydura, pierde su cohesión en aire muy seco, alevaporarse los puentes de hielo que ligan loscristales.

El viento sobre un campo de nieve plano,puede remover grandes cantidades de nieve.Debido a su accionar, se acumula en lashondonadas a sotavento de los obstáculos,endurece su superficie y forma una costra deviento, de algunos centímetros de espesor.Cuando se trata de un terreno accidentado, enla ladera expuesta al viento, también se formauna espesa costra resistente, soldada a las capasinferiores, y con cristales angulosos de tamañodesigual. Además, la nieve proyectada sobre lacima, genera una capa coherente muy dura, concristales de tamaño uniforme y muytransformados. Se denominan tablones de nieve,y por desprendimiento o rotura pueden dar lugara la formación de aludes, en la ladera opuesta(FIG. X-2).

Transformación de la nieve con fusión parcial

Con temperaturas superiores a los 0 °C,la transformación de la nieve se realiza por fusiónparcial. La nieve o hielo, se derrite o evaporadebido a la absorción de calor, resultante delbalance neto de energía entre la radiación solar

FIG. X-2: Proceso de formación de un tablón de nieve (según LLIBOUTRY, 1956).

v ien to v ien to

31

v ien to

2


recibida, emitida o reflejada y absorvida. Paratransformar un gramo de nieve o hielo en agua,se requieren 80 calorías aproximadamente(AMBACH, 1973). El desarrollo del balancetérmico de un cuerpo de nieve o hielo es complejo,y escapa al alcance que se le pretende dar alpresente texto.

Al comienzo de la fusión, el agua esretenida en la nieve remanente por acción de lacapilaridad. La cantidad retenida depende del tipode nieve, siendo el 30% en nieve nueva, 15% ennieve vieja, y 5% en neviza o firn (LLIBOUTRY,1956). A medida que la nieve en superficie secarga de agua, aumenta su densidad. Cuandosatura todos los poros e intersticios, y alcanzasu capacidad máxima de almacenamiento,comienza a escurrir hacia abajo; ello, disminuyebrúscamente la densidad de la nieve superficial.

El movimiento vertical descendente, seproduce formando una película de agua alrededorde los cristales, sin completar el espacio de vacíosentre ellos; el movimiento es esencialmente portensión superficial, debido a las fuerzas deatracción entre las moléculas del líquido entre siy entre las moléculas del líquido con las del sólido.este movimiento diferencia profundamente deldesplazamiento descendente del agua en el suelo,que es realizado por acción de la fuerza degravedad, cuando los poros se encuentransaturados de agua. Si el movimiento vertical delagua en el manto de nieve, se mantiene en eltiempo, se forman diminutos canales de fusión,por los cuales el agua fluye libremente, ya no porfuerzas capilares, sino por gravedad. Decontinuar la fusión, la nieve se convierte en unamezcla de agua y hielo, de muy baja consistencia.

Por otra parte, las fusiones parciales ycongelamientos repetidos, transformanrápidamente a la nieve. Los cristales se redondeany se compactan, dando lugar a un envejecimientode la nieve (aumento de densidad), que forma laneviza o firn. También, durante el día con cielodespejado, la nieve puede derretirse y volver acongelarse durante la noche, lo que da lugar a laformación de una costra compacta y dura,denominada costra de sol. Si sobre la nieve viejao neviza (consistentes y duras), se presenta unasucesión de fusión y congelamiento parcial, nose forma la costra de sol. Durante las horas demayor temperatura, la superficie se derriteparcialmente y reblandece, y forma lo que sedenomina nieve de primavera.

Cuando el agua se estanca y mezcla con

la nieve, su congelamiento produce hielo, que esimpermeable al agua en estado líquido. Lascostras de sol o viento, sepultadas bajo nuevascapas de nieve, se transforman en estratos dehielo, bien diferenciadas dentro de la neviza;también, pueden formarse masas lenticulares dehielo. En invierno, si el viento elimina la nievedepositada sobre un estrato de hielo, este espulido por el roce de los cristales de la nieve, yforma una capa muy lisa de aspecto marmolado.

El aumento de la densidad de la nieve, sedebe en parte a la compactación por su propiopeso, y a la congelación del agua que la inunda,proceso denominado recongelación. Si secomparan las densidades debajo de un estratode hielo y en él, se observa que en el primero sólointerviene el apisonamiento, y en el estratointervienen a su vez apisonamiento yrecongelación.

Algunas formas de ablación

Los procesos con fusión parcial, originannumerosas formas de ablación (desgaste), entrelos que se destacan los surcos de fusión, suelosestriados, nieve apanalada, penitentes y otrasformas con presencia de cubierta detrítica.

Las temperaturas por encima de 0 °C,producen la fusión de grandes cantidades denieve, y en un campo de nieve de poco espesor seforman surcos paralelos que siguen la línea demayor pendiente. El agua de fusión, circula enla parte inferior del manto, sobre el suelocongelado, concentrándose en la línea de mayorpendiente; se destruye la nieve allí presente y sefacilita el escurrimiento. Cuando la concentraciónde agua subsuperficial es importante, se produceun hundimiento en la superficie del manto denieve, sobre la línea de escurrimiento, dandolugar a un surco de fusión sobre ella. El agua alactuar sobre el suelo congelado, acarrea a su pasolas partículas finas del fondo del surco, y dejalas más gruesas (gravas) retenidas por la nieve.Cuando la nieve desaparece, en los surcos quedauna hilera de piedras sueltas, que se denominasuelos estriados. Es conveniente reiterar, para sumejor comprensión, que el movimiento del aguaen el interior de un manto de nieve, es casisiempre subsuperficial.

Cuando la capa de nieve es de mayorespesor, el movimiento del agua de fusión es ver-tical. En un terreno poco inclinado, se formansuaves depresiones redondeadas y pequeñas, que


cubren enteramente el campo, en forma deceldas, como las de un panal, y se denomina nieveapanalada. En los bordes de la depresión, la nievepuede estar congelada, y en el centro, embebidade agua de fusión, pasando gradualmente a laformación de penitentes si el aire es frío y el cielodespejado.

Los penitentes son láminas de nieve vieja,neviza o hielo, alineadas generalmente en sentidoeste-oeste, e inclinadas hacia el sol (norte). Es elresultado de una ablación desigual. Sedesarrollan con el tiempo, desde algunoscentímetros (micropenitentes), hasta variosmetros de altura; incluso, alcanzan la superficiedel suelo. Los penitentes permanecen duros ysecos durante todo el día, mientras que loscorredores entre ellos, entran en fusión durantelas horas de mayor temperatura, y la nieve sevuelve blanda y empapada de agua.

Con un cielo libre de nubes, aire seco yfrío, la evaporación es más importante que lafusión, pero en el interior de cualquier depresión(estadio inicial), la radiación solar se refleja variasveces en las paredes internas, absorviendo mayorenergía calórica que los bordes del hoyo. Por ello,la fusión es mas importante en el interior y ladepresión se profundiza. Por otra parte, el ladonorte de la depresión, debido a la inclinación delsol, se encuentra a la sombra, permanece dura yseca, y forma una cresta este-oeste. Al norte dela cresta, se formará un hoyo y se repite elmecanismo mencionado. Así, a partir de unascuantas depresiones se origina un campo depenitentes.

Una cubierta de sedimentos oscurossobre la nieve, produce el derretimiento de ellaen la zona de contacto con el sedimento,acelerando su fusión; ello se debe a que elsedimento absorve mayor cantidad de radiaciónsolar y se calienta. Una roca caída sobre la nieve,se hunde profundamente en ella debido a sucalentamiento por el sol. Sobre un glaciar, lasgravas horadan profundamente el hielo, y loshuecos son ocupados por agua de fusión, sedenominan hoyos de fusión. Cuando una rocasobresale de un campo de nieve, la irradiaciónde la roca calentada por el sol incrementa laablación de la nieve que la rodea. Su desapariciónpor fusión o evaporación, genera un foso periféricoalrededor de la roca.

Una capa delgada de sedimentos aumentala ablación, una gruesa la impide, sobre todo sies continua y seca. En las morenas terminales,

la capa de detritos es mas espesa, y permite laexistencia de grandes masas de hielo bajo laprotección de ellas. Por tal razón, el sector ter-minal de la morena se encuentra sobreelevado.Cuando una roca grande, yace sobre un campode nieve, protege de la fusión al hielo que seencuentra debajo, y permanece sobreelevada alderretirse la nieve de los alrededores; constituyeuna mesa glaciar inclinada hacia el sol.

LOS GLACIARES

Definición y morfología

La nieve, es reconocida como unimportante elemento del ciclo hidrológico, y esestudiada por numerosos científicos. Sin em-bargo, los glaciares, como se denomina de formasimple a toda masa de hielo o neviza, provenientede la nieve y perenne a la escala humana, recibela atención de un muy reducido número deespecialistas. Aproximadamente el 75% de todael agua dulce del Planeta, es detenida yalmacenada temporalmente en el hielo glacial; lacantidad mencionada, es equivalente a laprecipitación mundial durante casi 60 años. Unafracción muy importante de la población, dependedel escurrimiento provenientes de los glaciarespara su subsistencia y el desarrollo económicosocial (MEIER, 1972).

El monto total de precipitación anualcrece con la altura, pero su acumulación bajoforma sólida no depende exclusivamente de ella.Existen otros factores que impiden laacumulación; el viento despeja la nieve de lascumbres, o si las laderas son demasiadoabruptas, la nieve no se acumula y cae al valleen forma de aludes. Por otra parte, la ablaciónde la nieve o hielo también disminuye con laaltura, ya que la temperatura del aire es la prin-cipal causa de fusión; ella decrece a un gradienteaproximado de 1 °C cada 100 a 150 m de altura.Por encima de la cota correspondiente a la líneade nieve, toda la precipitación nívea caída en unaño no alcanza a derretirse, y al acumularse añotras año, sufre procesos de metamorfismo y formaun glaciar (LLIBOUTRY, 1956).

Se denomina glaciar, a toda masa de hieloo neviza perenne a la escala temporal de la vidahumana, formada por la acumulación de nieve,que posea movimiento o presente evidencias dehaberlo tenido, cualquiera sea su dimensión yforma. Cuando adquiere cierto espesor, fluye afavor de la vertiente en que esté situado; el


movimiento puede variar de algunos kilómetrosa algunos metros por año. El desplazamiento, seexplica por el flujo gravitacional sobre lapendiente y la sobrecarga de la nieve, neviza ohielo (POLANSKI, 1974).

El material de un glaciar, puede estarconstituido por nieve vieja (G > 0.45) permeableal agua, o hielo con burbujas de aire entrampado(G > 0.80), pero impermeable al agua. Su tamañopuede variar desde unos pocos metros cuadradoshasta miles de kilómetros cuadrados. En esteúltimo caso, se denomina campo de hielo o hielocontinental. Para ciertos estudios, se considera ala extensión mayor como un solo glaciar, aunquecada lengua de hielo lleve un nombre distinto, ydenominándose también glaciar (LLIBOUTRY,1973).

En un glaciar, se distinguen dos sectores,separados por una línea de equilibrio,denominándose así a la curva de nivel, a la cualla formación y ablación del hielo se compensadurante el año. La zona de ablación, por debajode la línea de equilibrio, es el sector donde laablación anual, excede a la precipitación anual.El sector donde la acumulación es preponderante,se denomina zona de alimentación o acumulación.En dicho sector, la alimentación proviene de lanieve y lluvia; esta última, se congela cuando lanieve se mantiene por debajo de 0°C. En glaciares,cuando no se presenta el proceso derecongelación, la línea de equilibrio coincide conla línea de nieves perennes; si la recongelaciónes abundante, la línea de equilibrio, se encuentraa una cota inferior de la línea de nieves perennes.

La nieve depositada sobre un glaciar, sufreuna serie de transformaciones por procesos demetamorfismo que conducen a la formación delhielo, debido a la acción de la sobrecarga delpropio hielo o nieve y del movimiento hacia puntosde cota inferior. La nieve nueva, poco densa, alacumularse aumenta su densidad y alcanzavalores altos (G = 0.84), la porosidad ypermeabilidad disminuyen significativamente. Elaire expulsado de los intersticios del hielo, puedequedar entrampado dentro de los cristales demayor tamaño, lo que le confiere un color blanco.

La fusión parcial seguida derecongelación, elimina gran parte del resto de airey transforma poco a poco la nieve en unconglomerado de granos, cuyo tamaño aumentaprogresivamente con la profundidad. Posee unaapariencia compacta, pero se trata de granosencajados unos con otros. Este hielo, encierra

pocas burbujas de aire, y resulta transparente overde oscuro, bajo un gran espesor. Latransformación de la nieve en hielo, se realizamas rápidamente en las regiones menos frías queen los casquetes polares, incluso bajo un pesomenor de nieve. En las regiones polares, larecristalización no pasa por el estado líquido.También, el movimiento del hielo genera cambiosde forma y tamaño en los cristales.

El hielo glacial es vidrioso, cristalino-granular e impermeable. La parte basal de unglaciar sufre deformaciones en sudesplazamiento, si en virtud de este movimientollega a un terreno escalonado, se fractura enbloques, y luego de superado el terreno escabrosose unen rápidamente, recobrando su anteriorcontinuidad. En las parte terminales, sepresentan planos de cizalla, causados por eldesplazamiento, licúa momentáneamente el hielo,que al congelarse rápidamente expele las últimasburbujas de aire atrapada en los cristales.

Movimiento de los glaciares

El esquema de un glaciar simple, queocupa un valle de paredes escarpadas, se muestraen la FIG. X-3. La nieve se acumula en el extremosuperior, en una depresión denominada circo, ysufre los procesos de transformaciónmencionados. No se trata de una masa de hielohomogénea; se compone de numerosas capas,que se distinguen por su color según laproporción de aire que contienen. Las capas seforman anualmente, y suelen estar separadas porotra capa muy delgada de finas partículas depolvo. Posee un perfil transversal ligeramenteconvexo.

El hielo, se encuentra sujeto a distintosesfuerzos, que originan profundas grietas detensión, llamadas crevasses. En la parte inferiordel glaciar, el proceso de fusión es dominante, yse muestra extremadamente rugoso y quebradizo,con un perfil transversal cóncavo; el frente delglaciar contiene gran cantidad de derrubios. Elestrato superficial, presenta numerosas fracturasy grietas (STRAHLER, 1974). En general, la partealta de un glaciar está rodeada por un filo deroca muy abrupto y libre de hielo; en la temporadade ablación, la masa de hielo se separa de la roca,formando una grieta que se conoce como rimaya.Por otra parte, cuando el lecho glaciar presentaun importante cambio de pendiente y elmovimiento es rápido, aparecen numerosasgrietas que fragmentan la superficie en grandes


bloques de hielo denominados seracs.

El desplazamiento del hielo sobre unadeterminada pendiente comienza, cuando tieneun espesor suficiente; cualquier protuberanciaimportante del basamento o sustrato rocoso,modifica la velocidad de desplazamiento. Sepresentan distintos aspectos, que surgen delesquema de tensiones a que se encuentrasometida la masa de hielo, sin que exista acuerdodefinitivo sobre el mecanismo íntimo delmovimiento.

El hielo es un cuerpo en estado intermedioentre lo viscoso y plástico. En general, todo cuerporígido, sometido a grandes presiones yprolongadas puede fluir. Observacionesrealizadas en un gran número de glaciaresalpinos, confirman que el hielo fluyenaturalmente, lo mismo que una pasta viscosa,pegado al basamento (DE MARTONNE, 1964). Lavelocidad es máxima en el centro y disminuyenotablemente en los bordes y fondo, debido al

rozamiento con las paredes del valle que locontiene, y disminuye gradualmente con laprofundidad. Puede variar entre 10 y 100 m .año-1, aunque puede ser mucho mayor cuandose trata de glaciares provenientes de un extensocampo de hielo, que terminan en el mar. Lasirregularidades del lecho, fragmentan al glaciaren grandes trozos de hielo, que se mueven todosmás o menos a la misma velocidad (LLIBOUTRY,1964).

Algunos glaciólogos, indican que elmovimiento de la masa de hielo, se debe aldesplazamiento de los cristales, unos en relacióna los otros, facilitado por una película acuosaproveniente de la fusión debido al rozamientoentre los granos y a la presión a que seencuentran sometidos. Otros, establecen que eldesplazamiento se produce en el interior delcristal; es decir, un reacomodamiento de lasmoléculas de agua que lo componen (MEIER,1972). Este último proceso, solo es posible englaciares de regiones polares, donde no existe

FIG. X-3: Estructura y dinámica de un glaciar de montaña simple (según STRALHER, 1974).

zona rígida

neviza

sección transversal del circo

crevasses

sección transversal de la parte inferior del glaciar

SECCION TRANSVERSALb

cd

a

PLANTA

superficie del glaciar

zona plásticafondo

superficie del hielo

pared frontal

circo

base del

circo

umbral

ZONA DE ACUMULACION

séracs

ZONA DE ABLACION morena

lateral

morena frontal

till

final del glaciar

nevizahielo glaciar


fusión y recongelamiento.

La velocidad de un glaciar no puedeexplicarse únicamente como un flujo gravitatorio.Cuando el basamento es cóncavo o la ablaciónreduce hacia abajo el espesor del glaciar, dependedel empuje sobre hielo que se ejerce desde arribapor el mismo glaciar, y que además, posee mayorvelocidad; en este caso, se denomina corriente decompresión. Si el sustrato rocoso es convexo o laacumulación de nieve aumenta el espesor delglaciar, la parte inferior ejerce un efecto detracción, aumentando su velocidad; se denominacorriente de tracción (FIG. X-4).

El glaciar se desplaza como un sólobloque, y posee un movimiento discontinuo. Elhielo es arrastrado por tracción, cuando en laparte inferior el espesor es importante, y lacomponente de su peso paralela al lecho, esmayor que la fuerza de fricción de sentidocontrario. También, mueve por empuje, si el hielodel sector más bajo es de poco espesor, y lapendiente del basamento mayor; en este caso, elmovimiento es posible, si el empuje provenientede la parte superior del glaciar, es suficiente paravencer la rugosidad del lecho.

Existe otro proceso, que favorece eldesplazamiento sobre el fondo del valle. El aguaproveniente de la fusión, en contacto con elbasamento, lubrica la superficie, disminuye lasfuerzas de fricción y facilita el movimiento. Elloimplica, que en el fondo del glaciar, latemperatura se encuentre próxima al punto defusión. Sucede en casi todos los casos, exceptoen los glaciares de regiones muy frías. Dosmecanismos son posibles: el movimiento delglaciar genera energía cinética, y es transformadaen energía calórica, que produce la fusión en lasuperficie de contacto; el hielo constituye un buenaislante, almacena en su base el calor procedentedel interior de la tierra (calor geotérmico), que

también produce fusión y evita que el agua sufrael proceso de recongelación. Los dos mecanismos,tienen efectos del mismo orden de magnitud.

Las consideraciones precedentes, seaplican a glaciares de montaña, donde lapendiente del terreno es el motor esencial. Enalgunas masas de hielo, como los inlandsis, elsustrato es prácticamente horizontal y el hielose eleva gradualmente hacia el centro. Elmovimiento es hacia los lados, debido a lasdiferencias de presiones entre la zona dealimentación (centro) y el sector de ablación(bordes), que tiende a ser de menor espesor; enel fondo de la parte central, yace una masa dehielo inmóvil; propio de las altas latitudes y climasmarítimos. La ablación, es debida a la fusión oalumbramiento de témpanos, ya que los bordesllegan al mar sobre un extenso frente. Lavelocidad de desplazamiento es elevada encomparación con los glaciares de montaña;poseen un rango de 2 a 27 m . día-1 (FIG. X-5)(LLIBOUTRY, 1964).

Balance de masa de glaciares

Los glaciares, constituyen unacomponente importante del ciclo hidrológico enlas regiones montañosas y polares. También, sonindicadores clave del cambio climático. El balancede masa (b), se define como el cambio de masaen un punto determinado del glaciar y en unperíodo de tiempo dado; puede ser positivo onegativo. Su estudio y medición, permitedeterminar el “estado de salud” y “metabolismo”del glaciar (ØSTREN y BRUGMAN, 1991).

Se puede definir el año de balance, altiempo transcurrido entre la formación de dossuperficies o costras de verano sobre el glaciar;de acuerdo a esta definición, el año de balance,raramente coincida con el año calendario.

FIG. X-4: Corte esquemático de un lecho glaciar, con umbral y cubetas y formas de flujo. Cr: grietasde tensión; c, corriente de compresión; e, corriente de tracción; R, rimaya.

ce

Cr

ce

Cr ec

R


la subárea Aj; N es el número de subáreas queconforman la superficie total S del glaciar.

CLASIFICACION DE GLACIARES

Los glaciares se pueden clasificar dedistintos modos: si se encuentran libres dedetritos o no, según su morfología, sutemperatura o basados en el tipo climático. Lasmasas de hielo pueden ser reconocidas como hielodescubierto o hielo cubierto por detritos. Elprimero, comprende a masas de hielo o nieveperennes libres de cobertura detrítica, los quede acuerdo a su morfología pueden subdividirseen distintos tipos. Los segundos, soncaracterísticos de los Andes Centrales, presentanuna cubierta detrítica producto de ladesintegración mecánica de las paredes del valle;se localizan sobre la superficie en la parte infe-rior del glaciar (ESPIZUA y AGUADO, 1984).

En las masas de hielo cubiertas pordetritos, pueden distinguirse distintos tipos enfunción del la altitud y del espesor de la cubierta(CORTE, 1976; BUK, 1983). Se clasifican en:morenas con núcleo de hielo; termocarst, dondeel proceso de ablación se desarrolla sobre hielocubierto por una delgada capa de detritos y secaracterizan por presentar agujeros o depresionesasimétricas por efecto de la radiación; glaciaresde escombros, que es un cuerpo de hielo y detritosen forma de lóbulo o lengua, con hielo intersticialo masivo, cuando son activos presentan un frenteabrupto y lineamientos de flujo bien marcados,o inactivos, cuyo frente es suave.

De acuerdo con la distribución de latemperatura, los glaciares pueden ser clasificadosen: fríos, politermales y temperados (PATTERSON,1993). La distribución de la temperatura en unglaciar se encuentra determinada por variosprocesos, entre los que se destacan: a) lasvariaciones estacionales de la temperatura delaire, que determinan la temperatura del hielo enla capa superficial de aproximadamente 15 m deespesor; b) el flujo de calor geotérmico y la fricciónsi el hielo se desliza, calientan o funden la basedel glaciar; c) la deformación y en algunos casosel recongelamiento del agua de fusión, tambiénelevan la temperatura en el interior de la masade hielo.

Los procesos de conducción térmica delhielo, el movimiento del mismo y en algunoscasos, el flujo de agua son los responsables de latransferencia de calor en el interior del glaciar.

FIG. X-5: Movimiento del hielo en el interior deun inlandsis.

El balance invernal (bw), es la medidamáxima del balance (positiva). En la regiónandina mendocina, es aproximadamente igual ala acumulación nival (LEIVA et al, 1986). La fechaen que este valor es alcanzado, divide al año enla estación invernal y la estación de verano,anteriormente llamadas estaciones deacumulación y de ablación. Se llama balance deverano (bs) a los cambios de masa producidosdurante esta estación. A este balance se lodesignaba como de ablación total, la que,hablando en sentido estrico es generalmentemayor, debido a que la nieve precipitada en elverano cambia el balance de éste y lo hacediferente de la ablación total.

El balance neto (bn) es el cambio de masadurante un año de balance y puede ser expresadocomo la suma algebraica:

bn = bw + bs = ct + at

Donde el balance de invierno y la acumulacióntotal (ct) son positivos y el balance de verano y laablación total (at) son negativos. El balance netopuede ser positivo o negativo, dependiendo delas condiciones de cada año de balance. Todoslos valores se expresan en metros equivalente enagua (FIG. X-6).

Los términos definidos, son específicospara un punto de la superficie del glaciar. Laintegración de los balances netos sobre el áreatotal del glaciar, se realizan de manera semejanteal cálculo de la precipitación media sobre unacuenca. El balance total neto (Bn) y balance netomedio (Bn) del glaciar son respectivamente:

Bn = bn jA j

j=1

N

∑

Bn = Bn

S

Donde: bn j es el balance neto, representativo de

hielo inmóvi l


a las variaciones estacionales de temperaturaambiente.

Se llaman glaciares fríos a aquellos queposeen una distribución de temperaturas del tipoa o b; un glaciar con distribución del tercer tipo(c), se denomina glaciar politérmico; los glaciaresque tienen una distribución de temperaturaspróxima al punto de fusión en toda la masa del

FIG. X-6: Términos del balance de masa medidos en un punto sobre el glaciar o casquete de hielo(según ØSTREM y BRUGMAN, 1991.

Como resultado de estos procesos, la distribuciónde la temperatura en el cuerpo del glaciar puedeser: a) toda la masa de hielo se encuentra pordebajo del punto de fusión; b) la temperatura defusión sólo es alcanzada en la base del glaciar; c)una capa de espesor finito se encuentra en elpunto de fusión; d) toda la masa de hielo delglaciar está en el punto de fusión, excepto unacapa superficial de unos 15 m de espesor, sujeta

SS

0

+

-meses

año medido

ablación (a)

SS bala

nce

anua

l (b a

)

balance (b)

acumulación (c)

acum

ulac

ión

anua

l (c a

)ab

laci

ón a

nual

(a a

)

año del balance

estación de invierno

ablación (a) estación de verano

SS

acumulació

n (c) balance (b)

bala

nce

de in

vier

no

(bw

)

bala

nce

neto

(b n

)

bala

nce

de

vera

no (

b s)

SS0

+

-

acum

ulac

ión

tota

l (c t

)ab

laci

ón to

tal (

a t)

acum

ulac

ión

de in

vier

no (

c w)

abla

ción

de

vera

no (

a s)

ablación de invierno (aw)

acumulación de verano (cs)


glaciar, se llaman glaciares temperados. Deacuerdo al tipo de glaciar, su dinámica es distintacomo también lo son las diferentes formas yprocesos de erosión que producen. Además, unmismo glaciar puede ser frío en una zona ytemperado en otra.

Clasificación morfológica

Existen distintas clasificacionesmorfológicas de cuerpos de hielo. La de mayoruso, es la definida por la Comisión Internacionalsobre Hielo y Nieve (MÜLLER et al, 1977).Establece nueve categorías, e incluye informacióncomplementaria referentes a aspectos vinculadosa la forma, características del frente, perfil longi-tudinal, zona de ablación y actividad del glaciar.Primariamente, las masas de hielo sonclasificados en:

1 - Hielo continental: enormes plataformas dehielo de gran espesor, tamaño mayor a 50000km2, que forman una cobertura continua dehielo y nieve sobre la superficie terrestre. Seesparcen en todas direcciones y no seencuentran confinada por la topografía lo-cal; propios de Groenlandia y la Antártida.

2 - Campo de hielo: es un área extensa, más omenos horizontal, de menor tamaño que laanterior, cuyo espesor no es suficiente paraenmascarar el relieve del basamento. Enregiones montañosas, pueden ser unconjunto de glaciares interconectados; en losocéanos, se presentan como plataformas dehielo flotantes.

3 - Casquetes de hielo: cubierta de hielo perenne,en forma de cúpula o vasija con flujo radial.Se localiza en las cumbres de macizosmontañosos, cuyos picos no emergen de lacubierta de hielo. También, constituyenmasas flotantes de hielo como algunas islasdel Artico.

4 - Glaciar emisario o de descarga: es un flujode hielo proveniente de un casquete o campode hielo. Se desplaza a través de un valle osobre una trayectoria delimitada por rocasexpuestas. La zona de alimentación no esclaramente definida (FIG. X-7).

5 - Glaciar de valle: se trata de un glaciar propiode terrenos montañosos, y fluye a través deun valle hacia niveles inferiores,disminuyendo su tamaño hasta terminar en

un frente o morro. Posee una zona dealimentación bien definida.

6 - Glaciar de montaña: no tiene una formadefinida; a veces es similar al anterior, peromucho mas pequeño. Se localiza sobre laladera. Se origina por acumulación de nievesobre la ladera de una montaña, en un circoo nicho.

7 - Glaciarete: es una pequeña masa de hielo deforma indefinida, ubicada en una depresióno hueco de una pendiente, fondos de ríos oladeras protegidas. Se forma a partir delacarreo de nieve por el viento, avalanchas, ouna fuerte acumulación nívea en pocos años.Generalmente, no posee un patrón de flujovisible, y la diferenciación con un campo denieve no es clara.

8 - Barrera de hielo (ice-shelf): grandes masas dehielo flotante de gran espesor, formado a lolargo de las costas polares y adheridos a ellas.La ablación, se produce por debajo por elcontacto del agua dulce del hielo con el mar,con acumulación de nieve en la superficie.(FIG. X-8)

9 - Glaciar de escombros: es un cuerpo de hieloy detritos angulosos de rocas, que se muevenlentamente pendiente abajo. Se tratan decuerpos pequeños, agrupados en dos tipos:a) glaciares de escombros con núcleos dehielo, o hielo masivo cubierto de detritos; b)glaciares de escombros originados a partirde avalanchas de nieve y detrito, con hielointersticial.

FIG. X-8:Esquema deuna barrera dehielo (ice-shelf).

FIG. X-7:Esquema de unglaciar emisario.


alcanzar las tierras bajas de piedemonte, inclusolos distintos lóbulos pueden encontrarse encoalescencia; de pie expandido: cuando la porcióninferior del glaciar abandona el confinamiento delvalle, se expande lateralmente, aunque en menormedida que el anterior, y el frente forma unabanico de hielo sobre el piedemonte; lobulado:forma de lengua que desborda de un campo ocasquete de hielo; con desprendimiento detémpanos (calving): cuando el frente del glaciarse encuentra suficientemente extendido dentrodel mar o lago, y produce el desprendimiento detémpanos; confluente: encuentro de dos lenguasde glaciares que fluyen paralelamente sin unirseen una (FIG. X-11).

También, del análisis del perfil longitudi-nal de un glaciar se desprende que este puedefluir sin interrupciones (glaciar regular ocontinuo), terminar en el borde de un acantilado(glaciar colgante), desplazarse sobre unbasamento que presente una serie de caídas osaltos (glaciar en cascada), encontrarse separadopor un escarpe y reconstituido después de él(glaciar interrumpido), o al fluir sobre una fuertependiente, se fractura el hielo del cual sedesprenden seracs (cascada de hielo). Esconveniente destacar, que un glaciar colgante sedesarrolla en plena zona de alimentación, y laablación se produce por desprendimientos deseracs. En todos los casos los seracs pueden, al

En función de la forma del glaciar, sepueden distinguir distintos tipos: complejos:conformados por dos o más cuencas dealimentación, cuyos efluentes confluyen en unacorriente de hielo; compuestos: dos o más áreasde alimentación unidas, que forman una sólacorriente de flujo; sencillos: una sóla área dealimentación (FIG. X-9); circo: la masa de hielosobre una ladera o flanco de montaña, ocupa unadepresión de forma semicircular con paredesabruptas; nicho: cuando un glaciar se localiza enlas depresiones de una ladera en forma de V pocopronunciadas (FIG. X-10); cráter: glaciar formadosobre el cráter de un volcán; placa de hielo (iceaprom): delgada masa de hielo de forma irregu-lar, localizada sobre la pendiente de una montaña;en grupo: un número de masas de hielo próximasentre si, muy pequeñas para ser reconocidasindividualmente; remanente o hielo muerto:pequeña e inactiva masa de hielo remanente,aislada, debido al retroceso de un glaciar(ARMSTRONG et al, 1973).

De acuerdo a las características del frenteo morro, se presentan distintos tipos: depiedemonte: cuando la alimentación esimportante, el glaciar se puede expandirlateralmente fuera de los límites de la montaña y

FIG. X-10: Localización de un glaciar sobre laladera de una montaña (esquema): a) glaciar decirco; b) glaciar de nicho.

FIG. X-9: Clasificación de un glaciar en funcióndel área de alimentación (esquema):a) glaciarcomplejo; b) glaciar compuesto; c) glaciar simple.

FIG. X-11: Distintos tipos de frente o morroglaciar: a) y b) glaciar de piedemonte; c) glaciarde pie expandido; d) glaciar lobulado; e) glaciarconfluente.

a b

a b c

a

b

cd

e


llegar más abajo, fusionarse y formar un nuevoglaciar continuo, denominado glaciar regeneradoo reconstituido.

Clasificación climática

La clasificación climática se basa en doscaracterísticas principales (LLIBOUTRY, 1973).Una de ellas es el coeficiente de actividad, que esla variación del balance de masas en la vecindadde la linea de equilibrio, que cuando más fuertees, más tiene un glaciar que evacuar el exceso deprecipitación sólida de las partes altas a las bajas,es decir, es más activo. La otra característica esel régimen, definido como la suma de laalimentación y ablación; este valor es más alto,cuando más marcadas son las estaciones deacumulación y ablación. La clasificación,distingue siete grandes categorías, que se detallaa continuación.

A. Glaciares temperados tropicales (muy fuerteactividad)

A.1. Tipo ecuatorial: Precipitacionesdurante todo el año, disminuyendo conla altitud y línea de equilibrio entre 4400a 4700 msnm. Se presentan en algunosvolcanes de Ecuador, montes Carstenz(Nueva Guinea), Ruwenzoni (Uganda) yMonte Kenya (Kenya).

A.2. Tipo peruano: Con una estación seca,de duración y ocurrencia variable segúnla localidad, y precipitaciones crecientescon la altura. En Colombia, la estaciónseca se presenta durante los meses denoviembre a marzo, y la línea deequilibrio se encuentra entre los 4800a 5100 msnm. Ejemplos de este tipo deglaciares se lo encuentra en SierraNevada de Santa Marta, sierras delCouy y Cordillera Central colombiana.En Perú y Bolivia, la temporada secaocurre durante los meses invernales demayo a agosto, y la línea de equilibriose encuentra a una altura de 5300 a5500 msnm. La mayoría de los sistemasmontañosos peruanos y bolivianomuestran este tipo de glaciar. Esconveniente destacar, que la temporadaseca, no significa ausencia absoluta deprecipitaciones, sino que compara-tivamente con el resto de los meses, lasprecipitaciones son muy bajas.

A.3. Tipo himalayo: presenta precipita-ciones de carácter monzónico en verano,disminuyendo mucho hacia el interiordel macizo montañoso himalayo.

B. Glaciares fríos subtropicales (actividad yrégimen pequeños)

B.1. Tipo sumamente árido: manchones dehielo o nieve con penitentes prolongadospor una pequeña corriente de agua quese congela; se los localiza a los 6000msnm entre los paralelos de 18° y 29°de latitud Sur. La alimentación es muyirregular y no ocurre en todos los años.

B.2. Tipo santiaguino: veranos absoluta-mente secos, con muchas cumbres sinnieve, con glaciares en los altos valles,penitentes, y línea de equilibrio entre4000 y 5300 msnm. Son propios de lacordillera de los Andes, entre 29° y 35°de latitud Sur, Kilimanjaro (Tanzania),monte Ararat (Turquía), montes Alam-Kuh y Damavend (Irán) y cadena delIndukuch (Afganistán y Paquistán).

B.3. Tipo mejicano: precipitaciones deinvierno y verano, con penitentesdurante la primavera. Se presenta en losvolcanes más altos de México.

B.4. Tipo de Asia Central: precipitacionesdébiles todo el año, con un máximo enprimavera o verano y línea de equilibrioentre 4000 y 5200 msnm.

C. Glaciares temperados de latitudes medias (aveces llamados tipos marítimos, siendo el B.4.de tipo continental)

C.1. Tipo Karakorum: glaciares muy largosy línea de equilibrio entre 4800 a 5400msnm. Se los encuentra en Asia Cen-tral.

C.2. Tipo alpino: la línea de equilibrio seencuentra entre 1800 a 3800 msnm.Propios de la regiones europeas delCáucaso, Alpes y Pirineos; en lasmontañas Rocallosas de EE.UU. yCanadá; también en el hemisferio surse los encuentra en la cordillera de losAndes, entre los paralelos 35° y 41° delatitud sur y en algunas montañas delsur de Nueva Zelanda.


C.4. Tipo alaskiano: línea de equilibrio entre600 y 1800 msnm, aunque puedenalcanzar el océano o lago. Se losencuentra en Alaska, Columbiacanadiense, Patagonia, Tierra del Fuego,Islandia y Escandinavia.

D. Glaciares fríos del Artico

D.1. Tipo siberiano: clima muy continentaly precipitaciones moderadas todo el año.

D.2. Tipo ártico seco: se los encuentra alnoroeste del archipiélago canadiense,norte y este de Groenlandia, Svalbard,archipiélago Francisco José y SevernayaZembla (mar Artico).

D.3. Tipo ártico húmedo: se localizanalrededor del mar de Baffin (Canadá),oeste de las islas Spitzberg, NovayaZembla norte.

D.4. Indlandsis de Groenlandia: Ocupaaproximadamente el 30% de suterritorio, donde no existe fusión.

E. Glaciares subantárticos

Precipitaciones importantes en todas lasestaciones. Glaciares fríos en la partes altas ytemperados en las bajas. Este tipo de glaciaresse los encuentra en las islas subantárticas yen la parte norte de la Península Antártica.

F. Antártida

Excluyen la parte norte de la Península, tansolo 40 km2 de la superficie total delcontinente se encuentra libre de hielo. Noexiste fusión, salvo en una estrecha franja de10 a 100 km de ancho a lo largo del costa.

G. Shelfs (barreras de hielo)

Masas de hielos flotantes, descriptasanteriormente. Se localizan alrededor delcontinente antártico.

Inventario de glaciares

El CUADRO X-2, muestra un resumende la información recopilada por el World GlacierMonitoring Service referente a la superficieenglazada del Planeta ((HAEBERLI et al, 1989).Las grandes masas de hielo continental de laAntártida (85.7%) y Groenlandia (10.9%),

representan el 96.6% del área total. Delremanente (3.4%, aproximadamente 500000km2), cerca de dos tercios (2.1%) corresponden acasquetes de hielo de altas latitudes y solamente1.3% se trata de glaciares de montaña, vinculadoscon el desarrollo de las actividades humanas delas medias y bajas latitudes.

Excluyendo los hielos continentalesantárticos y árticos, el 50.3% de los pequeñoscasquetes de hielo y glaciares de montaña seencuentran en América del Norte (36.6% enCanadá y 13.7% en Alaska y EE.UU.), 43.6% enEurasia (entre las superficies más importantesfiguran: 14.1% ex URSS, 10.3% China, 7.3%Pakistan e India y 6.7% en el archipiélagoSvalbard), 4.7% en América del Sur(especialmente en los campos de hielo de Tierradel Fuego y Patagonia, con un 3.9%), 1.4% enNueva Zelanda e islas subantárticas y 0.002%en Africa.

CUADRO X-2Superficie englazada del Planeta

________________________________________________________

territorio superficie[km2]

_______________________________________________________

América del Sur 25 908Tierra del Fuego y Patagonia 21 200Argentina (norte 47° 30' S) 1 385Chile (norte 46° S) 743Bolivia 566Perú 1 780Ecuador 120Colombia 111Venezuela 3

América del Norte 276 100

México 11EE.UU. (incluyendo Alaska) 75 283Canadá 200 806

Groenlandia 1 726 400

Africa 10

Europa 53967

Islandia 11 260Svalbard (Noruega) 36 612Escandinavia (incluyearchipiélago Jan Mayen) 3 174Alpes 2 909Pirineos 12


CUADRO X-2Continuación

________________________________________________________

territorio superficie[km2]

_______________________________________________________

Asia 185 211

Ex URSS 77 223Turquía, Irán y Afganistán 4 000Pakistan e India 40 000Nepal y Butan 7 500China 56 481Indonesia 7

Nueva Zelanda eislas Subantárticas 7 860

Nueva Zelanda 860Islas Subantárticas 7 000

Antártida 13 586 310

TOTAL 15 861 766_______________________________________________________

FUENTE: World Glacier Inventory.

Status 1988, HAEBERLI et al, 1989.


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