HIDROLOGIA 1) Introdu Int roducció cción n El suelo es removido constantemente de la tierra y transportado aguas abajo por los ríos hasta que se deposita fnalmente en los lagos, estuarios y océa océano nos. s. Dado Dado que que el agua agua es uno uno de los los principa principales les agentes de la erosión erosión y el vehículo vehículo principal de transporte del material erodado, este proceso es de gran interés para el hidrólogo. El interés interés principal principal en hidrolog hidrología ía son las tasas de transporte y las tasas de deposición deposición en embalses, embalses, puerto puertos s y estuar estuarios ios,, así como como los medio medios s para para cont contro rola larr la eros erosió ión n en los los siti sitios os dond donde e se produce, tanto para conservar el suelo en su sitio, como para minimizar la acumulación en embalses y puertos. os sedimentos juegan un papel importante en el ciclismo ciclismo elemental elemental en el ambiente ambiente acu!tico, acu!tico, son respo responsa nsabl bles es de transp transport ortar ar una una propor proporció ción n sig signif nifcati ativa de much uchos nutri triente ntes y los los contam contamina inante ntes. s. a mayorí mayoría a de sedime sedimento nto en aguas aguas super superfci fciale ales s se deriva deriva de erosi erosión ón de la superfcie y comprende un componente mineral, proviniendo de la erosión de lecho de roca, y un comp compon onen ente te org! org!ni nico co asce ascend ndie iend ndo o dura durant nte e proce procesos sos "inclu "incluyen yendo do produ producci cción ón biológ biológic ica a y microb microbiol iológi ógica ca y desco descomp mposi osició ción# n# que que $orjan $orjan terreno. %n componente org!nico adicional puede agregarse agregarse por la actividad actividad biológica biológica dentro dentro del cuerpo de agua. El sedimento puede ser clasifcado tan ingresado o &usp &uspen endi dido do.. El sedi sedime ment nto o depo deposi sita tado do se encu encuen entr tra a en la cama cama de un río río o lago lago.. El sedi sedime ment nto o susp suspen endi dido do es tamb tambié ién n llam llamad ado o mate materi ria a susp suspen endi dida da,, part partíc ícul ulas as o sóli sólido dos s suspendid suspendidos. os. 'eneralme 'eneralmente, nte, el término término solidos solidos suspendid suspendidos os se refere referen n al mineral, mineral, los sólidos sólidos org!nicos, mientras que el sedimento suspendido debería estar restringido para la $racción mineral de la carga suspendida de sólidos.
embargo, si puede mover partículas ya sueltas en la superfcie. os procesos de socavación y (ujo super superfci fcial al son respo responsa nsable bles s de la erosi erosión ón en capa capas s de poco poco espes spesor or,, una una degr degrad adac ació ión n relativamente uni$orme de la superfcie del suelo. a erosión de capaz es di$ícil de detectar a menos que el suelo hayas descendido por debajo de las viejas marcas de nivel en postes de cercas, si ha puesto raíces de !rboles al descubierto o si ha dejado peque+os pilares de suelo cubierto capaz de roca o grava. as gotas de lluvia varían en tama+o de .- a mm y la velocidad terminal varia con el di!metro desde / a 0 m1s. dado que la energía cinética es proporcional a D23/, el poder erosivo de las gotas m!s grandes puede ser 4 veces mayor que de las m!s peque+as. Esto es compatible con el hecho de que unas pocas tormentas $uertes son las causantes de la mayor parte de la erosión en una cuenca. Este e$ecto es aumentado en razón de que que el (ujo (ujo supe superf rfci cial al ocur ocurre re con con mayo mayorr $recuencia $recuencia durante tormentas de gran intensidad.
5tro tro $ac $actor tor que ayud ayuda a a la erosió osión n es el movimiento de masas de suelo, que puede tomar la $orma de un lento movimiento de arrastre, o de un colapso masivo r!pido, como un deslizamiento puede pueden n ocurri ocurrirr direc directam tament ente e sobre sobre un canal canal natura naturall lleva llevand ndo o un volume volumen n consid considera erable ble de material sedimentario al canal.
2) Eros Er osió ión n 2.1)
El proceso de erosión: erosió n:
a erosión puede ser analizada comenzando por el despegue de las partículas de suelo debido al impacto de gotas de lluvia. a energía cinética de las gotas puede lanzar las partículas de suelo al aire durante durante el impacto. impacto. En suelos a nivel. nivel. as partículas se dispersan m!s o menos uni$ormemente uni$ormemente en todas las direcciones, direcciones, pero pero en un terreno terreno con pendiente pendiente habr! un transporte transporte neto hacia abajo. &i durante durante el proceso ocurre ocurre (ujo superfci superfcial, al, las partículas partículas removidas removidas ser!n incorporadas en el (ujo y ser!n transportadas a)n m!s abajo antes de ser depositadas de nuevo en la superfcie. El (ujo superfcial es predom predomina inante ntemen mente te lamin laminar ar y en genera generall ni puede despegar partículas de masa de suelo* sin
2.2) Factores que controlan control an la erosión 6ay un gran n)mero de $actores que controlan la erosión. os m!s importantes son7 el régimen de lluvias, la cobertura vegetal, el tipo de suelos y la pendiente del terreno, la importancia del régimen de las lluvias lluvias ha sido sido analiz analizada ada en la secci sección ón anterior. anterior. Dado el importante papel del impacto de
HIDROLOGIA las gotas de agua en el proceso de erosión, la vegetación da una protección muy signifcativa absorbiendo la energía de las gotas que alcanzan el suelo. a vegetación puede también dar protección mec!nica contra la erosión en c!rcava de suelo, y adicionalmente puede mejorar la capacidad de infltración del suelo por el aumento en el contenido natural de materia org!nica del mismo. %na mayor infltración signifca menor (ujo superfcial y menor erosión. %n suelo bien cementado resistir! la erosión causada por el impacto de las gotas de lluvia m!s $!cilmente que un suelto. En general la erosión por impacto de la lluvia aumenta con el contenido de arena de un suelo debido a la perdida de cohesión. a erosión por impacto disminuye con el aumento en el contenido de agregados estables en el agua. %n suelo cuyos granos individuales no tienden a $ormar agregados ser! erosionado m!s $!cilmente que uno que se aglutina $!cilmente.
) !ransporte de "aterial en suspensión os sedimentos se mueven en un cauce natural como sedimento en suspensión en el (ujo, o como carga de $ondo, que se desliza y rueda a lo largo del lecho del canal. 8lgunas veces se emplea un tercer término, el de saltación para defnir algunos sedimentos que parecen rebotar contra el $ondo del canal. os procesos no son independientes entres si, dado que el material que aparece en un tramo como carga de $ondo puede aparecer aguas abajo en suspensión. 5tra distinción )til es la de carga de material de lecho, representada por aquellas partículas cuyos tama+os se encuentran normalmente en el lecho del cauce, y carga de lavado" o de legamos#, $ormada por partículas m!s peque+as que aquellas que se encuentran normalmente en el lecho del rio. a carga de lavado consiste de los materiales lavados por la lluvia en la superfcie de la cuenca y que viajan normalmente a través de sistema sin redepositarse. a velocidad de asentamiento de las partículas en suspensión en agua tranquila esta apro9imadamente dada por la le# de $to%es
Donde :g y : son las densidades de las partículas y del (ujo respectivamente r es el radio de la partícula ; es la viscosidad absoluta del agua. Esta ecuación, que se supone es adecuada para partículas entre ./ y ./mm de di!metro, considera que la viscosidad o$rece la )nica resistencia a la deposición y que las partículas son rígidas y es$éricas, y que su asentamiento no est! in(uenciado por choques con otras partículas. En (ujo turbulento, el asentamiento gravitacional de las partículas es contrarrestado por el transporte ascendente de los remolinos turbulentos. Dado que la concentración de las partículas es mayor cerca del $ondo, los remolinos
ascendentes transportan m!s material que los remolinos descendentes. El sistema estar! en equilibrio si el asentamiento gravitacional y el transporte turbulento est!n balanceados y la cantidad de material en suspensión permanece constante. a ecuación general bidimensional de no equilibrio, para el transporte de material en suspensión, es7
Donde
c s es la concentración de sedimentos
para un tama+o específco,
v s es la velocidad
del asentamiento de dichas partículas, < es el coefciente de mezcla turbulenta y 9 y y son las dimensiones longitudinal y vertical respectivamente. Dada la cantidad de simplifcaciones necesaria para obtener resultados de esta ecuación, ninguna de las soluciones obtenidas hasta el momento o$rece mayor valor en su aplicación, a canales naturales. a literatura est! llena de estudios analíticos y e9perimentales sobre el transporte de material en suspensión* la mayoría de los es$uerzos han sido dirigidos hacia la obtención de una $unción de distribución vertical de la velocidad, permita el c!lculo del transporte total de materia en suspensión. 8lternativamente, a partir de las concentraciones de muestras en una o dos pro$undidades di$erentes, se podría obtener la carga total de sedimentos por un procedimiento similar al de la medición de velocidades en una sección mediante un correntómetro. &e han obtenido varias $unciones, que se adaptan bastante bien a las variaciones observadas de la concentración de sedimentos* sin embargo, estas $unciones son aplicables solamente a un rango peque+o de tama+os de partículas al rango de partículas del material del lecho, es posible obtener apro9imaciones razonables al transporte de material en suspensión* sin embargo, la componente grande y variable del material lavado impide el c!lculo apro9imado del transporte total en suspensión. =or esta razón, se han desarrollado métodos para la medición de la carga en suspensión, independientes del conocimiento gradiente vertical de la concentración de sedimentos.
># !rasporte lec&o
de
"aterial
del
=or muchos a+os, el an!lisis del transporte de $ondo se ha basado en la ecuación cl!sica de ?oys
HIDROLOGIA Donde
Gi
es la tasa de transporte de $ondo
por unidad de ancho del cauce
Y
es un
coefciente empírico que depende del tama+o de las partículas de sedimento, específco del agua
T 0
w
es el peso
es el es$uerzo
cortante en el lecho del rio y
T c
es la
magnitud del es$uerzo cortante critico al cual se inicia el movimiento. &e han propuesto numerosas variaciones de esta ecuación, todas ellas utilizando el concepto de $uerza tractiva critica para la iniciación del movimiento. Estas apro9imaciones ignoran los conceptos m!s modernos de turbulencia y de capa límite, así como su e$ecto, sobre las partículas del $ondo. a aplicación adecuada de la ecuación radica en la selección del coefciente
Donde
W
es el peso especifco del agua :s
densidad del material del $ondo, d di!metro de las partículas, & la pendiente del canal y A radio hidr!ulico del (ujo. a solución empírica de Einstein entre los par!metros B y C permite las soluciones de las ecuaciones para obtener 'i. El método se aplica a un rango estrechos de tama+os de partículas y se debe repetir varias veces hasta cubrir la totalidad del rango de tama+os del material del $ondo. &on embargo, cuando el rango de tama+os del material no es muy agradable, Einstein sugiere una solución usando D2-, el tama+o de los granos para el cual el 2- por ciento del material del $ondo es m!s fno.
Y . a mayoría de
los valores conocidos de este par!metro han sido determinados por medio de estudios en canales e9perimentales. a precisión de los instrumentos utilizados para la medición del transporte de $ondo es tan incierta, que la comparación en el terreno de las di$erentes $órmulas es muy di$ícil* por lo tanto, la validez de las $ormulas es bastante indefnida. os trabajos m!s recientes en el an!lisis del problema del transporte de $ondo, han utilizado los conceptos del (ujo turbulento y de la variación estadística de las $uerzas en un punto. %n procedimiento utilizado ampliamente es el de Einstein, quien defnió el transporte en $unción de dos par!metros, la intensidad del transporte de $ondo e9presada como7
@ la intensidad del (ujo e9presada como7
') (edición del transporte de sedi"entos as primeras mediciones de sedimentos en suspensión se hicieron por medio de botellas abiertas o trampas complejas para atrapar las partículas, las cuales no cumplieron su cometido de obtener datos adecuados por varias razones. %n buen muestreador debe producir un mínimo de perturbaciones en el (ujo, debe evitar errores producidos por las (uctuaciones a corto plazo de las concentraciones y debe dar resultados que puedan relacionarse con las mediciones de velocidad del (ujo. =arece que una serie de medidores dise+ados en el laboratorio de hidr!ulica han cumplido estos requisitos. os medidores consisten en un cuerpo aerodin!mico con una botella de vidrio para contener las muestras* un conducto permite la salida del aire a medida que el agua llena la botella y controla la velocidad de entrada de modo que sea apro9imadamente igual a la velocidad del (ujo local. El e9tremo de entrada de la botella tiene una boquilla intercambiable que viene en varios tama+os para controlar la tasa a la cual se llena la botella completamente encerrada y est!n equipados con aletas de cola para mantener el aparato de cabeza al (uido cuando este se halla suspendido por medio de un cable.
HIDROLOGIA uando las curvas se utilizan solo para estimar la producción media anual de sedimentos, los errores tienden a compensarse y la respuesta es razonablemente satis$actoria si e9iste un registro sufcientemente largo.
El manejo del medidor requiere su descenso vertical a lo largo de la pro$undidad del rio a una velocidad constante, hasta alcanzar el $ondo, inmediatamente después asciende a la superfcie, también a velocidad constante. El resultado es una muestra integrada con la cantidad relativa de material recogida a cada altura en proporción a la velocidad"o al caudal# local. a duración del viaje del medidor est! determinada por el tiempo necesario para llenar la botella, y se puede calcular a partir de curvas particulares para cada boquilla, una vez conocida la velocidad de la corriente. %n cierto n)mero de verticales debe ser muestreado a lo largo de cada sección trasversal con el objetivo de determinar la carga total de la sección* de esta manera no e9iste el problema de si una muestra puntual es o no representativa de la carga total de la sección. os muestreadores puntuales se utilizan solamente cuando es posible usar los aparatos integradores debido a grandes pro$undidades o altas velocidades, o cuando se est!n haciendo mediciones de la distribución de sedimentos en la sección. Debido a la $orma de la boquilla los medidores no pueden descender hasta el $ondo del rio lo cual puede causar errores bastante grandes en cauces de poca pro$undidad.
# ur*as de sedi"entos
cali+ración
de
as medidas de transporte de sedimentos, lo mismo que las mediciones de caudal con correntómetro, producen lecturas ocasionalmente de la tasa de transporte. as cur*as de cali+ración de sedi"entos, que relacionan las tasas de transporte en suspensión con los caudales, se utilizan $recuentemente para obtener estimativos de transporte en días para los cuales no se hicieron mediciones. a fgura indica claramente que estas relaciones son muy apro9imadas* un caudal dado puede causar una tasa de transporte completamente di$erente de las otras. a distribución espacial de la precipitación puede ser también una causa de las di$erencias ya que las distintas partes de la cuenca tienen di$erentes sedimentos y di$erentes tasas de producción de los mismos. as curvas de calibración se deben utilizar con cuidado, y cuando sea posible deben aplicarse solamente a cuencas relativamente peque+as y homogéneas.
-) roducción de sedi"entos de una cuenca. a producción anual, el tipo de suelos, el uso de la tierra, la topogra$ía y la e9istencia de embalses. 'eneralmente es di$ícil obtener datos adecuados para an!lisis completo de todos los $actores. angbein y schumm utilizaron datos de numerosas cuencas para construir la siguiente curva en la que se relaciona la producción media anual de sedimentos por la unidad de !rea con la precipitación media anual. a tasa de producción m!9ima ocurre para apro9imadamente 2-mm de precipitación media anual, dado que en esas condiciones e9isten poca cobertura vegetal. on precipitación m!s intensa, la vegetación proli$era y reduce la erosión, y con lluvias m!s bajas también ocurre una reducción.
HIDROLOGIA re$erencia a la producción anual media por unidad de !rea en cuencas características similares en la región. a tabla siguiente presenta algunos valores seleccionados de producción de sedimentos. 5btenidos de investigaciones en algunos embalses de los Estados %nidos. Estos datos se obtienen generalmente por levantamientos batimétricos con sondas o con equipo de ecoFsonda, y se publican periódicamente.
=ara la tasa en suspensión
Qs en toneladas,
como una $unción del caudal medio anual en pies c)bicos por segundo para varios tipos de cobertura vegetal7
Qs
=
aQ
n
os errores esperados de estimación en estas relaciones son del orden de F -G. =ara cuencas sin registro de sedimentos, las relaciones presentadas anteriormente pueden interpretarse como un orden de magnitud del transporte esperado. &i es posible, estos estimativos deben ser comparados con datos de transporte de cuencas similares en la misma región.
/) $edi"entación en e"+alses a tasa a la cual se reduce la capacidad de almacenamiento de un embalse debido a la sedimentación depende de la cantidad de sedimentos que entra al embalse, del porcentaje de estas entradas que es atrapado en el embalse, y de la densidad de los sedimentos depositados. a cantidad se sedimentos que entra se puede calcular por cualquiera de los métodos discutidos anteriormente. &i se dispone de datos, por
omparando la cantidad de sedimentos acumulados en un embalse con estimados de las entradas calculadas en base a mediciones del transporte, ?rune obtuvo una relación entre la efciencia de retención de un embalse, el porcentaje del sedimento que entra, atrapado por el mismo, y la relación entre la capacidad de embalse y el caudal medio anual de agua que entra al embalse. %n embalse con una relación peque+a entre capacidad y caudal a(uente tendr! una buena descarga a través de su vertedero de e9cesos y gran parte del sedimento saldr! con esta agua. %n embalse con una relación alta descargara poca agua a través del vertedero y en consecuencia retendr! la mayoría del sedimento que entra. a siguiente fgura se puede utilizar para estimar la $racción del sedimento de entrada, que ser! retenida en un embalse. 8 medida que el embalse se llena de sedimentos, la efciencia de retención disminuye de manera que puede ser necesario realizar el c!lculo en intervalos cortos de tiempo, haciendo ajustes necesarios cada vez. as curvas se aplican a sedimentos en suspensión, y se deben a+adir los incrementos de carga de lecho a los datos de suspensión.
HIDROLOGIA
El volumen ocupado por el embalse depender! del peso específco del material. El peso específco varia con la clase de sedimento y con la edad de los depósitos. os depósitos m!s viejos tienen m!s tiempo para consolidarse y adem!s est!n bajo una capa pesada de los sedimentos m!s recientes. ane y Hoelzer encontraron que el peso específco
os sedimentos est!n compuestos por una mezcla de materiales, se debe calcular un peso específco promedio ponderado. a ecuación se aplica a cada incremento anual de acumulación de sedimentos, y el peso promedio de la acumulación total al cabo del tiempo t debe calcularse integrando desde el a+o 4 hasta el a+o t. la siguiente tabla presenta los pesos específcos promedio después de - a+os, utilizados por el servicio de conservación de tierras de los Estados %nidos para propósitos generales de dise+o.
W t al cabo del tiempo est! t
defnido por7
W t =W 1 + klog ( t )
Donde
W 1 es el peso específco inicial y H es
un coefciente de consolidación.
El volumen bruto de sedimentos se utiliza generalmente al calcular la tasa con que se llena un embalse* sin embargo, parte del agua en los poros del material puede ser recuperada.