INTRODUCCIÓN El present presentee trabajo trabajo denomina denominado do Estudio Estudio Sedim Sedimento entológi lógico co de la la Cuenca Cuenca del Rio MALLCU MALLCUMAY MAYO, O, quien quien es uno de los aflue afluente ntess del Lago Lago Titica Titicaca ca la cual es de régimen permanente y sus máximas descargas se presentan generalmente en los meses Enero febrero y marzo. En el presente trabajo se estudiara estudiara los sedimentos sedimentos en un tramo de un kilometro, kilometro, aguas aguas abajo, a partir del puente puente Mallcomayo, Mallcomayo, los cuales corresponden corresponden a la Provincia de Puno Departamento de Puno. Los problemas que se presentan en los diseños de estructuras hidráulicas cuando se necesi necesita ta eval evaluar uar de manera manera confi confiabl ablee los los vol volúme úmene ness de sedim sediment entos os que los ríos ríos transp transport ortan an hasta hasta las las obras obras y que a menudo menudo ocasiona ocasionann falla fallass en la operac operació iónn de bocatomas y presas de embalse, en el control de las inundaciones y en las protecciones de las márgenes, se deben a los siguientes factores: • Deficiencia en la información cartográfica e hidrometeoro lógica de las cuencas vertientes, y de caudales líquidos y sólidos en la mayoría de los ríos. • Desarrollo aún incipiente de los métodos de medición de sedimentos y de aplicación de fórmulas empíricas a casos reales. • Cambios en las prácticas tradicionales de manejo de la cuenca después de construidas las obras. En los primeros dos casos las cargas totales de transporte de sedimentos que se aplican en el diseño de las obras pueden resultar excesivas o deficientes; en el tercero, el pronóstico hecho con base en la información histórica resulta ireal. Por las razones expuestas, para lograr un buen diseño de las obras que van a estar sometidas al efecto de los sedimentos es necesario evaluar, además de la información hist histór óric icaa exis existe tent nte, e, la rela relaci ción ón que que exis existe te entr entree la cuen cuenca ca como como prod produc ucto tora ra de sedimentos sedimentos y el río como conductor de los mismos.
ESTUDIO SEDIMENTARIO DEL RIO MALCOMAYO 1. CARACTERI CARACTERISTICA STICASS PRINCIPAL PRINCIPALES ES DEL RIO MALCOMAYO MALCOMAYO NOMBRE: Rio Mallcomayo Mallcomayo LATITUD: -16.00 LONGITUD: -69.93 CLASIFICACION MORFOLOGICA DEL RIO: Río recto TIPO DE CORRIENTE: Corriente Perenne 2. OBJETIVOS
Realizar el estudio sedimentológico del río Mallcomayo
Realizar el análisis granulométrico del rio Mallcomayo
Calcular las magnitudes de la capacidad de transporte de sedimentos como son: Gasto solido de fondo, gasto solido en suspensión y transporte total
3. CONC CONCEP EPTO TOSS BASI BASICO COS: S: 3.1 CICLO HIDROLOGICO El ciclo hidrológico es el “proceso que describe la ubicación y el movimiento del agua en nuestro planeta". Es un proceso continuo en el que una partícula de agua evap evapor orad adaa del del océa océano no vuel vuelve ve al océa océano no desp despué uéss de pasa pasarr por por las las etap etapas as de precipitación, precipitación, escorrentía escorrentía superficial superficial y/o escorrentía subterránea. subterránea. El concepto de ciclo se basa en el permanente movimiento o transferencia de las masas de agua, tanto de un punto del planeta a otro, como entre sus diferentes estados (líquido, gaseoso y sólido). Este flujo de agua se produce por dos causas principales: la energía Solar y la gravedad. a.
Evaporación: El ciclo se inicia sobre todo en las grandes superficies líquidas (lagos, mares y océanos) donde la radiación solar favorece que continuamente continuamente se forme vapor de agua. El vapor de agua, menos denso que el aire, asciende a capas más altas de la atmósfera, donde se enfría y se condensa formando nubes.
b. b. Cond Conden ensa saci ción ón:: El vapor de agua se mezcla con el aire y asciende a la troposfera, donde es distribuido distribuido por los vientos en forma de nubes. c.
Precipitación:
Cuando por condensación las partículas de agua que forman las nubes alcanzan un tamaño superior a 0,1 mm comienza a formarse gotas, gotas que caen por gravedad dando lugar a las precipitaciones precipitaciones (en forma de lluvia, granizo o nieve). Esta agua de precipitación sigue tres caminos: una parte regresa a la atmósfera por evaporación; otra parte se infiltra o percola a través de la tierra dando lugar a la formación formación de las aguas subterrán subterráneas eas y por últi último, mo, la mayor parte circula circula superficialmente, superficialmente, sin cauce fijo o por un canal, constituyendo las llamadas aguas de escorrentías.
3.2 CUENCA Se entiende por cuenca hidrográfica hidrográfica o cuenca de drenaje el territorio drenado por un único sistema de drenaje natural, natural, es decir, que drena sus aguas al mar a través de un únic únicoo río, río, o que que vier vierte te sus sus agua aguass a un únic únicoo lago lago endo endorr rrei eico co.. Una Una cuen cuenca ca hidrográfica hidrográfica es delimitada por la línea de las cumbres, también llamada divisoria de aguas. El uso de los recursos naturales se regula administrativamente separando el territorio por cuencas hidrográficas. Características Características De La Cuenca u Hoya Hidrográfica
Las principales características de una cuenca son:
La curva cota superficie: esta característica da una indicación del potencial hidroeléctrico de la cuenca.
El coeficiente de forma: da indicaciones preliminares de la onda de avenida que es capaz de generar.
El coeficiente de ramificación: ramificación: también da indicaciones indicaciones preliminares respecto al tipo de onda de avenida.
Elementos de una Cuenca a. Diviso Divisoria ria de agua aguass La divisoria de aguas o divortium aquarum es una línea que delimita la cuenca hidr hidrog ográ ráfi fica ca.. Una Una divi diviso sori riaa de agua aguass marc marcaa el lí lími mite te entr entree una una cuen cuenca ca hidrográfica y las cuencas vecinas. El agua precipitada a cada lado de la divisoria desemboca generalmente en ríos distintos. b. El rio rio princ principa ipall El río principal suele ser definido como el curso con mayor caudal de agua (medio o máximo) o bien con mayor longitud o mayor área de drenaje. Tanto el concepto de río principal como el de nacimiento del río son arbitrarios, como también lo es la distinción entre río principal y afluente. Sin embargo, la mayoría de cuen cuenca cass de dren drenaj ajee pres presen enta tann un río río prin princi cipa pall bien bien defi defini nido do desd desdee la desembocadura hasta cerca de la divisoria de aguas. El río principal tiene un curso, que es la distancia entre su naciente y su desembocadura. Cursos de una Cuenca
El curso superior, Ubicado en lo más elevado del relieve, en donde la erosión de las aguas del río es vertical. Su resultado: la profundización del cauce.
El curso medio, en donde el río empieza a zigzaguear, ensanchando el valle.
El curso inferior, situado en las partes más bajas de la cuenca. Allí, el caudal del río pierde fuerza y los materiales sólidos que lleva se sedimentan, formando las llanuras aluviales o valles.
Partes De Una Cuenca
Cuenca alta.- Corresponde a la zona donde nace el rio, el cual se desplaza por una gran pendiente
Cuenca media.- Es la parte de la cuenca en la cual medidamente hay un equilibrio entre el material sólido que llega traído por la corriente y el material que sale. Visiblemente no hay erosión.
Cuenca baja.- Es la parte de la cuenca en la cual el material extraído de la parte alta se deposita en lo que se llama cono de deyección.
Tipos De Cuencas
Exorreicas: drenan sus aguas al mar o al océano. Un ejemplo es la cuenca del Plata, en Sudamérica.
Endo Endorr rrei eica cas: s: dese desemb mboc ocan an en lago lagos, s, lagu laguna nass o sala salare ress que que no ti tien enen en comunicación salida fluvial al mar. Por ejemplo, la cuenca del río Desaguadero, en Bolivia.
Arreicas: las aguas se evaporan o se filtran en el terreno antes de encauzarse en una red de drenaje. Los arroyos, aguadas y cañadones de la meseta central patagónica pertenecen a este tipo, ya que no desaguan en ningún río u otro cuerpo hidrográfico de importancia.
EROSION DE CUENCAS Erosión Hídrica Se define el fenómeno de la erosión como un proceso de desgaste, transporte y deposición de las partículas de la masa de suelo. La sedimentación, proceso de deposición deposición del material erosionado y transportado, ocurre a veces lejos del lugar de origen, pudiendo provocar provocar tanto o más daño que la erosión misma. El impacto de las gotas de lluvia y el escurrimiento representan los agentes externos que trabajan para vencer la cohesión de las partículas de la masa de suelo y provocar su transporte. Si bien bien exis existe te una una comb combin inac ació iónn entr entree el tran transp spor orte te por por salp salpic icad adur uraa y por por escurrimiento, ambos tienen características propias. Por salpicadura el suelo se mueve hacia los surcos y cárcavas y así es transportado por el escurrimiento conjuntamente con el material que éste desagrega. La capacidad de transporte está directamente vinculada a la velocidad y turbulencia del flujo. Tipos De Erosión Hídrica
Erosión laminar: Es la más extendida extendida y la menos perceptible. El daño causado, a igualdad de pérdida del suelo es mayor, ya que selecciona las partículas del suelo (deja atrás las más gruesas, llevándose el limo, la arcilla y la materia orgánica)
Erosión por arroyamiento: Tiene lugar cuando el agua concentra el poder erosivo a lo largo de un canal, en función de su energía cinética.
3.3 RIOS Son cursos de agua encauzada encauzada cuyo régimen hidrográfico hidrográfico es constante constante y regular, poseen una gran cuenca de recepción, cuyo canal de desagüe es de gran trayectoria. Los ríos reciben el agua e de todas las fuentes naturales, como son el agua superficial proveniente de las lluvias, deshielos, torrentes las que contribuyen para formar parte importante del cauce cauce del rió; pero el aporte más seguro y significativo significativo procede de los manantiales manantiales y de las aguas aguas subterráneas. subterráneas. De esta manera se recoge en un solo curso el agua procedente de una región determinada. PARTES DE UN RÍO. Un río es una corriente natural de agua que fluye con continuidad. Posee un caudal determinado y desemboca en el mar, en un lago o en otro río, en cuyo caso se denomina afluente. La parte final de un río es su desembocadura. Algunas veces termi termina nann en zonas zonas desért desértic icas as donde donde sus aguas aguas se pierde pierdenn por infi infilt ltrac ració iónn y evaporación: es el caso de los ríos alóctonos (llamados así porque sus aguas proceden de otros lugares con clima más húmedo), como el caso del Okavango en el falso delta donde desemboca o numerosos wadis (uadis) del Sáhara y de otros desiertos. Cuando el río es corto corto y estrecho recibe el nombre nombre de riacho, riachuelo riachuelo o arroyo; el río tiene tres partes importantes las cuales son: a. Curso Curso Super Superior ior o Alt Alto: o: En su primera etapa, la pendiente del rió es considerable, por que el agua que discurre tiene tiene gran energía; a esta etapa se le le denomina curso superior superior o alto. De acuerdo acuerdo a sus caracterí característic sticas as su acción acción más notable notable es la erosiva, erosiva, que se manifiesta manifiesta en la excavación de su cauce, cauce, tanto del fondo como de sus laderas. Los fragmentos arrancados son arrastrados en forma más o menos violenta, provocando choques entre ellos, favoreciendo de esta manera el desgaste y el redondeamiento redondeamiento de estos. b. Curso Curso medio: medio: Generalmente, en el curso medio de un río suelen alternarse las áreas o zonas donde el río erosiona con los lugares donde deposita parte de sus sedimentos, lo cual se debe, principalmente, a las fluctuaciones de la pendiente y a la influencia que reciben con respecto al caudal y sedimentos de sus afluentes. c. Curso Curso Infe Inferio riorr y bajo: bajo: En las partes en donde el río fluye en áreas relativamente planas, suele formar meand meandros ros:: estab estable lece ce curvas curvas regul regulare ares, s, pudie pudiendo ndo ll lleg egar ar a formar formar lagos lagos en herradura. Al fluir el río, acarrea grandes cantidades de sedimentos, los que
pued pueden en dar origen origen a islas islas sedime sedimenta ntaria rias, s, ll llam amada adass delt deltas as y tambi también én puede puede ocasionar la elevación del cauce por encima del nivel de la llanura, por lo que muchos ríos suelen discurrir paralelos al mismo por no poder desembocar por la mayor elevación del río principal: son los ríos tipo Yazoo. Aquellos ríos cuya desembocadura desembocadura termina en una boca muy ancha y profunda forman estuarios. CLASIFICACION CLASIFICACION DE RIOS Perennes: Estos ríos están formados por cursos de agua localizados en regiones de lluvias abundantes con escasas fluctuaciones a lo largo del año. Sin embargo, incluso en las áreas donde llueve muy poco pueden existir ríos con caudal permanente si existe una alimentación freática (es decir, de aguas subterráneas) suficiente. Estacionales: Estos ríos y ramblas son de zonas con clima tipo mediterráneo, en donde hay estaciones muy diferenciadas, con inviernos húmedos y veranos secos o viceversa. Suelen darse más en zonas de montaña que en las zonas de llanura. Transitorios: Son los ríos de zonas con clima desértico o seco, de caudal esporádico, en los cuales se puede estar sin precipitaciones durante años. Esto es debido a la poca frecuencia de las tormentas en zonas de clima de desierto. Pero cuando existen desc descar arga gass de torm tormen enta ta,, que que mu much chas as vece vecess son son torr torren enci cial ales es,, los los ríos ríos surg surgen en rápidamente y a gran velocidad. Reciben el nombre de wadis o uadis, a los cauces casi siempre secos de las zonas desérticas, que pueden llegar a tener crecidas violentas y muy breves. Alóctonos: Son ríos, generalmente de zonas áridas, cuyas aguas proceden de otras regiones más lluviosas. Clasificación Según Geomorfología Rectilíneo: Esta Estass corr corrie ient ntes es se cara caract cter eriz izan an por por una una sinu sinuos osid idad ad baja baja (men (menor or a 1,5) 1,5) y mult mu ltip ipli lici cida dadd 1, es deci decir, r, un únic únicoo cana canal. l. So Sonn mu muyy ines inesta tabl bles es,, tend tendie iend ndoo a
evolucionar a otros tipos de río. Tienen caudal de alta energía y gran capacidad erosiva. Anastomosado: Estas corrientes presentan canales múltiples. múltiples. Tienen gran capacidad capacidad de transporte y sedimentación. Tienen menor energía que las corrientes rectilíneas, por lo que, al encontra encontrarse rse con obstácul obstáculos, os, tienden tienden a modific modificar ar su trayecto trayectoria ria adecuánd adecuándose ose al relieve y a los sedimentos en el fondo del cauce, siendo la deposición en el fondo de sedimentos. Meándrico: Este tipo de río tiene sinuosidad alta (mayor a 1,5) y canal único. Su característica principal es la unidad geométrica llamada meandro, curva completa sobre el canal, compuesto por dos arcos sucesivos. 3.4 TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Sedimentos El sedime sediment ntoo es un materi material al sólid sólido, o, acumu acumula lado do sobre sobre la superf superfic icie ie terre terrestr stree (litosfera) derivado de las acciones de fenómenos y procesos que actúan en la atmósfera, en la hidrosfera y en la biosfera (vientos, variaciones de temperatura, precipitaciones meteorológicas, circulación de aguas superficiales o subterráneas, desplazamiento de masas de agua en ambiente marino o lacustre, acciones de agentes químicos, acciones de organismos vivos). Clasificación de los sedimentos. La carga total de sedimentos sedimentos que transporta una corriente natural es la suma de tres componentes componentes que son:
Carga de fondo.
Sedimentos en suspensión.
Sedimentos en saltación.
Formación de sedimentos El principal modo de formación de los sedimentos lo constituye la meteorización física y química de las rocas de la superficie terrestre. En general las partículas de limo, arena y grava se forman por la meteorización física de la roca, mientras que las partículas arcillosas son formadas por procesos de alteración química de las mism mi smas as.. La form formac ació iónn de part partíc ícul ulas as arci arcill llos osas as a part partir ir de las las roca rocass pued puedee
producirse, por combinación de elementos en disolución o por la descomposición química de otros minerales. Modos De Transporte De Sedimentos La transferencia de masa de un punto a otro es el transporte. Es el resultado de la interacción dinámica entre unas partículas y un fluido en movimiento, sino existe este fluido, en general no existe transporte. Es un sistema que generalmente necesita que exista una fase sólida (transportado) y una fase fluida (medio de transporte). Hay ocasiones en las que esto no se cumple, por ejemplo cuando hay agua que discurre sobre un material y lo disuelve, el agua transporta la roca y sedimenta la misma roca, en este caso no hay fase sólida. Propiedades Físicas De Los Sólidos o Sedimentos Tamaño y Forma ROCHA F. (20) existen diferentes clasificaciones para identificar diferentes a una partícula de tamaño determinado. en la tabla de American Geophysical Union (AGU) confecc confecciona ionada da en base a diámetr diámetros os del tamaño de los cantos cantos rodados rodados y guijarros se puede medir directamente. •
Cantos rodados (250-4000 mm)
• • •
Guijarros (64-250 mm)
• •
• •
Gravas (2-64) mm
• • •
• • • •
Arenas (0.062-2 mm) Limos (4-62) μ
Arcillas (0.24-4 μ)
3.5 PENDIENTE DEL CAUCE
•
•
muy grandes grandes medianos pequeños grandes pequeños muy gruesa gruesa media fina muy fina
• • •
• •
• • • • •
muy gruesa gruesa media fina muy fina donde: 1
•
• • • • •
μ=
4000-2000mm 2000-1000mm 1000-500mm 500-250mm 250-125mm 125-64mm 64-32mm 32-16mm 16-8mm 8-4mm 4-2mm 2-1mm 1-0.5mm 0.5-0.25mm 0.25-0.125mm 0.125-0.062mm
El conocimiento de la pendiente del cauce principal de una cuenca, es un paramento impor im porta tant nte, e, en el estudi estudioo del compor comporta tami mient entoo del recurs recursoo hídri hídrico, co, como como por ejemp mpllo, para para la det determi rminaci nacióón de las caract racteeríst rístiicas ópt óptimas mas de su aprovechamiento aprovechamiento hidroeléctrico, hidroeléctrico, o en la solución de problemas de inundaciones. En general, la pendiente de un tramo de un cauce de río, de puede considerar como el cociente, que resulta de dividir, el desnivel de los extremos del tramo, entre la longitud horizontal de dicho tramo. Pues existen varios métodos para obtener la pendiente de un cauce y son los siguientes: Método I. PENDIENTE UNIFORME Ese método considera la pendiente del cauce, como la relación entre se desnivel que hay entre los extremos del cauce y la proyección horizontal de su longitud, es decir: S =
H L
Donde: S = Pendiente H = Diferencia de cotas entre los extremos del cauce, en Km. L = Longitud del cauce, en Km.
Método II. COMPENSACION DE AREAS Una manera más real de avaluar la pendiente de un cauce, es compensándola, es decir elegir la pendiente de una línea que se apoya en el extremo final del tramo por estudiar estudiar,, y que tiene tiene la propiedad propiedad de contener contener la misma área ( abajo y arriba), respecto al perfil del cauce. El proceso para su cálculo: 1. Trazar Trazar el el pperfi erfill llongi ongitudi tudinal nal del cauce. cauce. 2. Traz Trazar ar una una lí líne neaa apoy apoyad adaa en el extr extrem emoo fina final, l, y que que divi divida da el perf perfil il longitudinal en áreas por encima y por debajo de ella. 3. Calcu Calcula larr con un planí planímet metro ro las áreas áreas por encim encimaa (A1) y por debaj debajoo de la línea (A2). 4. Si esta estass área áreass son son apro aproxi xima mada dame ment ntee igua iguale les, s, es deci decirr A1=A A1=A2, 2, la lí líne neaa trazada representa la pendiente del cauce, sino repetir los pasos 2 y 3. 3.5 GRANULOMETRIA DEL SEDIMENTO JUAR JUARES ES B.(0 B.(08) 8)so sola lame ment ntee en suel suelos os grue grueso soss cuya cuya gran granul ulom omet etrí ríaa pued puedee determinarse por mallas la distribución por los tamaños puede revelar algo de lo refe refere rent ntee a las las prop propie ieda dade dess físi física cass del del mate materi rial al una una medi medida da simp simple le para para la uniformidad de un suelo son los coeficientes de HALLEN HAZEN.
Cu
D60 =
Cu
D10
=
…………coeficiente de uniformidad
( D30 ) 2 ( D60 × D10 )
…………..coeficiente de curvatura
3.7 VELOCIDAD DE CAIDA ROCHA F. (20) se denomina velocidad de caída a la velocidad con la que cae una partícula solida o una masa fluida, ilimitada y en reposo. En el principio la velocidad de caída varia con el tiempo, al iniciarse la caída de una partícula su movimiento es acelerado, cuando la partícula alcanza su velocidad terminal la velocidad de caída se hace constante e independiente del tiempo. w
=
4G × D × ∆ 3C D
………. velocidad de caída de una partícula esférica.
ECUACION DE RUBEY, para hallar la velocidad de una partícula en forma natural.
3.8 PESO ESPECÍFICO Y PESO ESPECÍFICO RELATIVO ROCHA F. (20). Cada partícula solida tiene su propio peso especifico depende a la composición mineralógica del material. Es muy frecuente la presencia de materiales cuarzosos cuyo . El peso específico relativo se denomina: Se denomina peso específico del material solido sumergido a la expresión: Se denomina peso específico relativo del material sumergido a la relación: Para el cuarzo su valor será: 1.65 4. INICIACI INICIACION ON DEL MOVIMIENTO MOVIMIENTO DE LAS LAS PARTICU PARTICULAS LAS EN EN EL LECHO LECHO Piérola Nicolás; los valores resultantes de los análisis hidrológicas no pueden ser contradi contradictor ctorios ios en el extremo físico físico de una cuenca, cuenca, esto es el cause cause y el área de recepción, razón por la cual deberá existir una coherencia de valores en termino de región, área geográfica, nivel o estructura ecológica y estado de erosión. Además la ocurrencia de una descarga extrema implicara necesariamente la presencia de sólido,
tanto, sólido de fondo como de suspensión, luego es lógico suponer un proceso de avenidas con altas concentraciones que originaran a su vez un esfuerzo de corte superior al previsto para el caso de un flujo de agua limpia y sin gradiente dinámica. 4.1 CARACTERIZACIÓN DEL MATERIAL DE LECHO: Normalmente se encuentra en el lecho una mezcla de diferentes tamaños de grano (granulometría mixta), la cual puede ser caracterizada por curvas granulométricas que son líneas de porcentajes porcentajes acumulados (líneas (líneas sumas), se necesita de diámetros diámetros característicos característicos de D50 (50% más fino). Frecuentemente se usa como rugosidad de un lecho plano el valor de D90 (90% más fino) en la formula de manning - strickler (lecho granular, pero plano):
c
=
5.8 7(2 g ) 16 1 ( D 9 )016
=
26 =
n ( D9 0) 16
Este criterio considera que el movimiento ocurre debido a la acción del impacto del flujo sobre la partícula. La velocidad de referencia, que puede ser una velocidad velocidad en las proximidades proximidades del lecho, o velocidad velocidad media, es relacionada con el diámetro de la partícula. DE PIEROLA C. (06).
La crítica a este método es que la velocidad no es la suficiente para proveer información sobre el inicio del movimiento de las partículas. Se sabe dos flujos con la misma fuerza tractiva en el fondo, granulometrías idénticas y las mismas distribuciones de velocidades, pueden tener velocidades medias diferentes si las profundidades fueran diferentes. Por esta razón es recomendable que se emplee el criterio del esfuerzo crítico de corte siempre que sea posible. Tanto en criterio de Shields, como los otros que han sido expuestos para la iniciación del movimiento, se basan en la suposición de que las iniciación del movimiento, se basan en la suposición de que las partículas constituyentes del lecho son lo suficiente grandes como para que la influencia de las fuerzas de cohesión sea despreciable. En estas condiciones condiciones la caracterización caracterización de la iniciación del movimiento resulta ser fundamentalmente una función del diámetro de las partículas. No ocurre lo mismo con los materiales cohesivos.
ROCHA F. (23).
Cuando el material material del lecho lecho que se estudia estudia es muy fino, es decir que en su mayor parte está compuesto por limos y arcillas, en los cuales SCHRODER W. (25).
el omitir la fuerza de cohesión no es posible; la granulometría no es importante sino mas bien la dureza representada mediante el volumen de poros. Por esta razón generalmente este valor de porosidad se relaciona con la velocidad crítica. SCHR SCHROD ODER ER W. (25) (25).. Segú Segúnn dato datoss prov proven enie ient ntes es de la URSS URSS,, de suel suelos os arcillosos y con contenidos de arena menores al 50%. Lane propone el uso de los gráficos que logro, mediante el uso de la relación de vacios, tensión de corte límite, y la velocidad critica; además del uso de un factor de corrección que depende del tirante de la corriente. ROCHA F. (23). Propusieron para la velocidad crítica la siguiente expresión. R es el radi radioo hidr hidráu áuli lico co.. Esta Esta fórm fórmul ulaa es váli válida da para para cuar cuarzo zo y ti tira rant ntes es comprendidos comprendidos entre 0.4m y 10m. Para materiales de otros pesos específicos la formula general propuesta por Maza, García Flores es:
4.2 FASES DE TRANSPORTE SOLIDO- FORMA DE SOLERA Para un flujo de velocidad gradualmente creciente se tiene que la configuración del fondo es variable y pasa por varios estados que son de la velocidad media del flujo. Dichos estados son: fondo plano, rizos, dunas, antidunas.
ROCHA F. (23),
el movimiento de los sólidos, especialmente el movimiento de arrastre de fondo significa cambios en la forma de la solera.
SCHRODER W. (25),
Aquí aparecen formas típicas que siempre se repiten y dependen tanto de las características de la solera como también de las condiciones de contorno hidráulico. Las formas de la solera solera a continuación continuación describimos describimos claramente en en fondos de arena ( ), estas adquieren una forma de acuerdo con las cargas del caudal. La aparición de una forma de solera depende del número de Froude del canal esto en gran medida de la velocidad del flujo, pero también del diámetro del grano e incluso de la temperatura. El numero de fraude esta dado por:
V = velocidad media
g = aceleración de la gravedad y = tirante, (valor medio, para casos aluviales se usa el radio hidráulico) a) Fondo Fondo pla plano: no: es una etapa inicial que corresponde a una velocidad pequeña. Se observa movimientos aislados e intermitentes de las partículas más grandes constituyentes del fondo; las más pequeñas están eventualmente en suspensión.
ROCHA F. (23),
b) Rizos Rizos o acanaladur acanaladuras: as: increm emen enta tars rsee la velo veloci cida dadd apar aparec ecen en en el fond fondoo ROC ROCHA HA F. (23) (23),, al incr ondulaciones de pequeña amplitud. Hay aumento de resistencia. (Aumento de coeficiente de Manning y disminución del de Chezy). El numero de Froude es menor que 1 ( ). aparecen inmediatamente el inicio del movimiento de arrastre de fondo, en las soleras de arena con (tridimensional (tridimensional en el cote) cote) no ejerce ninguna ninguna influenci influenciaa sobre el espejo de agua (pelo (pelo de agua); el transporte de sedimentos es pequeño, el material tomado de la solera se mueve en las cercanías de la misma como arrastre de fondo, la iniciación de los taludes de los risos en su parte aguas arriba es casi plana, mientras que aguas abajo tiene fuerte pendiente. SCHRODER W. (25),
c) Dun unas as:: la fase siguiente siguiente representa representa un cambio en la forma de los rizos adquieren hacia aguas arriba una pendiente suave en la forma que se produce erosión hacia aguas abajo una pendiente fuerte que es igual a la tangente el ángul ánguloo de reposo reposo.. Hay un aument aumentoo de resist resistenc encia ia.. Event Eventual ualme mente nte pueden pueden alargarse hasta concentrarse en barras. El numero de Froude es menor que 1 .
ROCHA F. (23),
SCHRODER W. (25), aparecen rápidamente al inicio del movimiento del arrastre
de fondo en lechos de arena , en caso contrario procede los rizos al aumentar la velocidad. El espejo de agua es ondulado, en fase distinta con la solera (aceleración sobre la corona de la duna →expansión). El transporte de sedim sediment entoo es peque pequeño, ño, el mater material ial tomad tomadoo de la sole solera ra puede puede perma permanec necer er también en suspensión (arrastre de fondo + caudal solido en suspensión), en canales anchos se procesa un proceso de tres dimensiones, en canales delgados se tiene solo en dos dimensiones. Las dunas aguas arribas normalmente son casi planas planas (formados (formados por material material fino), mientras mientras que aguas abajo se presentan presentan escarpadas (materia grueso). El movimiento de dunas es aguas abajo.
d) Transi Transició ción: n: se caracteriza por una situación bastante inestable, donde puede ocurrir cambios rápidos en la forma de superficie libre y del lecho con solo solo pequeñ pequeños os cambi cambios os del las las condi condici cione oness del flujo. flujo. Genera Generalme lment ntee ocurre ocurre cuando el numero de Froude es del orden de 0.8 con el aumento progresivo de la velocidad, velocidad, las dunas se van alargando y disminuyendo en amplitud si el material fuera relativamente fino, el lecho puede pasar a la forma plana.
DE PIEROLA. (06),
se presenta en forma de solera plana al aumentar la velocidad. velocidad. El espejo de agua es plano y el transporte de sedimentos muy intenso (arrastre de .fondo + caudal solido en suspensión). SCHRODER SCHRODER W. (25), (25),
e) An Anti tidu duna nas: s: repr repres esen enta ta una una inve invers rsió iónn de las las duna dunas. s. Su Suel elen en ser ser más más simétricas. El El nnuumero de de Fr Froude es es ma mayor qu que 1 ( ).
ROCHA ROCHA F. (23), (23),
SCHRODER W. (25), se origina a partir de las soleras planas
.
Acelerando el flujo de antidunas cresen en altura hasta que se rompen como golp golpes es de mar. mar. El espej espejoo de agua agua siem siempr pree está está en fase fase con la sole solera ra.. Se representan dos formas: ondas paradas u ondas en rompiente tienes solera rugosa, ondas paradas con una solera plana. Las Las antid antiduna unass puede puedenn avanza avanzarr haci haciaa aguas aguas arrib arribaa pero pero no deben deben hacer hacerlo lo necesariamente. Se, tiene un transporte de sedimentos muy fuerte (arrastre de fondo fondo + caudal caudal solid solidoo en suspens suspensión) ión).. La formaci formación ón se represe representa nta en dos dimensiones. f) Rápi Rápida dass y poz pozos os:: se originan originan solame solamente nte en sólidos sólidos gruesos gruesos en régimen régimen pa parec recido al fo forma rmado en la las ant antiduna unas ( ). Se Se pre prese senntan lev levaanta ntami mieento ntos planos con marcados tramos de tiro descendientes. Muy fuerte transporte de sedimentos (arrastre (arrastr e de fondo caudal en suspensión). SCHRODER W. (25),
Es posib sible la com ombi binnaci ación de dif diferen rentes regí regím mene enes en una secc ección correspondiendo a la distribución de la tensión de arrastre. 5. HIDRA HIDRAULI ULICA CA DE DE CONDU CONDUCTO CTOS S ABIER ABIERTOS TOS en el caso de flujo permanente y uniforme sobre un contorno fijo o móvil existe una relación relación entre la velocidad media V, el radio hidráulico R, la
DE PIEROLA C. (06),
pen pendi dien ente te del del cana canall S y las las cara caract cter erís ísti tica cass del del cana canal. l. Tale Taless rela relaci cion ones es son son comúnmente comúnmente conocidas como las Ecuaciones Ecuaciones de Resistencia. Resistencia. En causes de lecho fijo, las ecuaciones de Manning, Chezy y las ecuaciones logarítmicas deducidas por Keulegan, son comúnmente usadas. El conocimiento de la resistencia es importante para el diseño de canales de irrigación, trabajos de mejoramiento de ríos aluviales, estudios de transporte de sedimentos, etc. Además de conocer la velocidad velocidad media es importante importante conocer la distribución distribución vertical de la velocidad, la predicción de la resistencia del flujo y la distribución de las velocidades en causes de lecho móvil como es el caso de los ríos aluviales. Esto es muy complicado debido a dos condiciones: Primero, la configuración del lecho cambia las condiciones de flujo, lo que hace extremadamente difícil describir la resistencia. Segu Segund ndo, o, porq porque ue una una part partee de los los sedi sedime ment ntos os tran transp spor orta tado doss se encu encuen entr traa en suspe suspensi nsión, ón, por lo que ti tiene ene una infl influen uencia cia signi signific ficat ativa iva en la distr distribu ibuci ción ón de velocidades y velocidad media. Los conductos abiertos se caracterizan por tener una superficie libre, en contacto con la atmosfera. El flujo se produce como consecuencia del peso del fluido. En tal sentido, y desde el punto de vista hidráulico, un canal se comporta como si fuese un rio.
ROCHA F. (23).
Para el estudio hidráulico de los canales se necesita hacer algunas simplificaciones simplificaciones y esquematizaciones del flujo real, que es bastante complejo. Generalmente suponemos que el escurrimiento es permanente y uniforme. En un canal se puede lograr un cierto grad gradoo de perm perman anen enci ciaa mant manten enie iend ndoo cons consta tant ntee el caud caudal al.. En un rio rio solo solo excepc excepcio ional nalme mente nte se podría podría log lograr rar la perman permanenc encia ia.. Normal Normalme mente nte los cauda caudales les fluviales son muy irregulares en el tiempo. Las descargas son tan variantes que para registrar las variaciones variaciones de nivel debe recurrirse a aparatos como los limnigrafos. limnigrafos. En los canales puede lograrse algo parecido al movimiento uniforme, en la medida en la que el canal sea primatico y mantenga su sección transversal es muy variable y, en consecuencia, el movimiento no es uniforme. Por lo tanto, las ecuaciones de descarga que se usan en conductos abiertos, como la ecua ecuaci ción ón de Chez Chezyy o la de Mann Mannin ing, g, corr corres espo pond nden en a simp simpli lifi fica caci cion ones es,, a esquem esquemati atiza zacio cione nes, s, del escurri escurrimi mient entoo real. real. De acá acá que sea frecu frecuent entee encon encontra trar r diferencias entre los valores medios y los calculados. Una dificultad adicional que se encuentra en los ríos es la presencia del transporte solido. En realidad el flujo en un rio con transporte solido corresponde a un flujo a dos fases. Sin embargo, y a pesar de las limitaciones anteriores, en Hidráulica Fluvial tenemos que hacer uso de las formulas y conceptos deducidos para el flujo en canales. De acá la importancia de conocer profundamente la hidráulica de canales para su aplicación, aplicación, criti critica ca y razona razonabl ble, e, en hid hidráu ráuli lica ca fluvi fluvial al.. Así, Así, en los estudi estudios os de campo campo de la
hidráulica fluvial medimos la velocidad de la corriente puntualmente, por medio de correntómetros, por ejemplo, y luego calculamos el caudal y la velocidad media. 6. DISTRIBUC DISTRIBUCION ION DE DE VELOCIDA VELOCIDADES DES PARA PARA FLUJO FLUJO TURBULENT TURBULENTO O En el flujo permanente y uniforme sobre un contorno fijo ó móvil existe una relación entre la velocidad media V, el radio hidráulico R, la pendiente del canal S y las características características del canal. Tales relaciones relaciones son comúnmente comúnmente conocidas conocidas como las ecuaciones de resistencia. En cauces del lecho fijo, las ecuaciones de manning, chezy chezy y las ecuacion ecuaciones es logarítm logarítmicas icas deducida deducidass por keuliga keuligan, n, son comúnmen comúnmente te usadas. Usualmente se considera que el flujo en canales y ríos es uniforme, sin embargo, la condición de uniformidad es poco frecuente y debe entenderse que únicamente porque los cálculos para el flujo uniforme son relativamente relativamente sencillos y porque estos aportan soluciones satisfactorias. Para entender mejor los problemas asociados con la distribución de velocidades y la resistencia al flujo en cauces aluviales, es necesario proveer una información breve sobre canales canales del lecho fijo. Es práctica práctica general que estos resultados resultados sean aplicados aplicados a casos particulares de flujo turbulento.
Vy V ∗ V ∗ =
=
1
y ln( ) k y '
gRS gR S = τ ο ρ
Y’= es la distancia distancia tal que Vy es cero cuando Y=Y’. Y=Y’. Después de sustituir sustituir el valor experimental de y’. Para flujo hidráulicamente liso y rugoso. Vy = 5.75 log( V ∗ y / ν ) + 5.5 → regimen − hidraulica mente − liso V ∗ Vy Ks ) + 8.5 → regimen − hidrulicam ente − rugoso . = 5.75 log( y / Ks V ∗ Ks Ks = es − la − rugosidad − equivalent e − del − lecho .
6.1 RESISTENCIA AL FLUJO EN EN CUACE DE LECHO FIJO ECUACION DE CHEZY
Según; máximo villón vejar. La fórmula se originó en 1768 cuando el ingeniero francés antoine chezy recibió el encargo de diseñar un canal para el suministro de agua a parís. Las experiencias realizadas por chezy le permitieron establecer la primera fórmula del flujo uniforme, para el cálculo de la velocidad media en un conducto, la cual se expresa. V
=
C
RS
FORMULA DE BAZIN Según, máximo villón vejar. Henry Bazin en 1897 de acuerdo con sus experiencias presentó, en el sistema métrico, la siguiente expresión para C. V =
87 1 + Y
R
Luego: V =
87 1 + Y
RS R
Y = coeficiente que depende de las características de rugosidad de las paredes. FORMULA DE MANINNG Es la formula cuyo uso se halla muy extendido a casi todas las partes del mundo. Proveniente de considerar en la formula de chezy un coeficiente C, de forma monómica, igual a: C =
1
1/ 6
n R
luego .....V
V
=
1
=
1
1/ 6
n R
n R
2/3
RS RS
1/ 2
S
Donde: n = coeficiente de rugosidad; están dados en Chow Ven Te.
Relación entre la ecuación de manning y chezy.
V V ∗
1/ 6
1 =
=
g
R
n g
7. RESISTEN RESISTENCIA CIA AL FLUJO FLUJO EN CAUCES CAUCES DE LECHO LECHO MOVIL FORMULA DE PARIS LLORET C. Mediante la combinación combinación de trabajos en laboratorio laboratorio de trabajos en labo labora rato tori rioo con con mo mode delo loss a esca escala la , las las obse observ rvac acio ione ness y medi medici ción ón del del acompañamiento acompañamiento de diferentes ríos, París propone la utilización utilización de una fórmula para flujo sub critico en ríos aluviales aluviales . En el cual considera el criterio chields, como un parámetro que influye en la rugosidad. SOLUCION DE RANGA RAJU SCHORODER W Ranja Raju Raju platea una solución solución para para el cálculo de la velocidad a partir partir de la util utiliza ización ción d dos constant constantes es obtenida obtenidass por el : A y E , las cuales cuales dependen dependen de las las caracterí característic sticas as hidráuli hidráulicas cas del cauce cauce , del material material de lecho lecho ; y además de dos constantes Ka y Kb que dependen del D del material del lecho. METODO DE BROWNLIE GARDE R J , RANGA R browinlie presenta ecuaciones basada en un análisis adimensional adimensional ,en la cual da a conocer conocer la importancia de la variación variación que existe entre entre los diferentes diferentes tamaños de granos , que constituyen constituyen un lecho . Además de relacionar relacionar los parámetros hidráulicos del cauce. 8. METODOS PARA LA DETERMINACION DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS GENERALIDADES: Según; rossell calderón a. la realización de proyectos de almacenamiento. Al igual el diseño y operación de sistemas hidráulicos hacen necesario disponer de métodos para estimar el gasto sólido transportado en un cauce. Se denomina capacidad de transporte de un río a la máxima cantidad de material sólido, que es capaz de transportar el río, dependerá esta capacidad de magnitud de las máximas descargas de la naturaleza de su cuenca y del lecho.
Gene Genera ralm lmen ente te las las part partíc ícul ulas as son son tran transp spor orta tado doss en dos dos form formas as:: la prim primer eraa corresponde al movimiento de las partículas de mayor tamaño, las cuales ruedan sobre el fondo y la segunda corresponde a las partículas partículas finas en suspensión. suspensión. Según; Chávez Díaz , en detalle existe tres formas de transporte. La primera es el transporte de sólidos de fondo, en la cual las partículas ruedan, se deslizan y chocan a lo largo del fondo. 9. TRANSP TRANSPORT ORTE E DE SEDIME SEDIMENTO NTOS S DE FONDO FONDO Cuando el esfuerzo de corte promedio en el fondo excede la fuerza tractiva crítica para el material, estadística estadísticamente mente las partículas del fondo empiezan a moverse en la dirección del flujo. Las partículas se mueven de diferentes formas dependiendo de las condiciones del flujo, tamaño y peso específico de las partículas. Una forma de movimiento de las partículas es por rodamiento o deslizamiento a lo largo del lecho. FORMULA DE DUBOYS partir de los resultados experimentales obtenidos por Gilbert en 1914 y Meyer – Meter y Muller .Einstein propuso una formula para evaluar el arrastre de la capa de fondo, lo que en 1950 fue completada por BROWN.
ROCHA F. A
Así propone que la cantidad cantidad de de transporte sólido de la capa capa de fondo depende bási básicam cament entee del paráme parámetro tro d inten intensid sidad ad de flujo flujo . Este parám parámet etro ro es la invers inversaa del parámetro adimensional de la fuerza tractiva. De esta manera manera,, y media mediante nte la presen presentac tació iónn de un gráfi gráfico co que relaci relaciona ona el parámetro de transporte con el parámetro de intensidad intensidad de flujo ψ . FORMULA DE EINSTEIN BROWN Einstein fue el primero en concebir de manera semi-teórica, el pro probl blem emaa del del tras traspo port rtee del del fond fondo. o. El méto método do basa basado do en algu alguna nass prem premis isas as importantes, respaldadas por evidencias experimentales.
DE PIEROLA C.
FORMULA DE MEYER PETER MULLER DE PIEROLA C .
La ecuación de mayor difusión y uso es la Formula De MeyerMeter Y Muller, desarrollada en el laboratorio de Zurch en el año 1948, ellos encontraron que no todo el esfuerzo es usado para vencer la resistencia a las ondulaciones ondulaciones del lecho y el transporte es solo función del esfuerzo de corte debido a los granos.
FORMULA DE SHIELDS
En 1936 Shields presento los resultados de los experimentos que efectuó para determinar la fuerza tractiva necesario para iniciar el arrastre se sedimentos, a lo que llamo fuerza tractiva critica. Shields además relaciona esta fuerza tractiva critica, con un valor adimensional, presentando esta relación en un grafico.
MAZA A. J.
9.1 TRANSPORTE DE SOLIDOS EN EN SUSPENSION Las partículas partículas en suspensión suspensión se distribuyen distribuyen en toda la sección sección transversal. transversal. Son las que dan color al agua. Las partículas en suspensión tiene una velocidad similar a la de la corriente. El transporte sólido en suspensión se expresa como un gasto (gasto sólido), se mide por ejemplo en Kg. /seg. Los sólidos en suspensión se encuentran separados unos de otros en forma tan tosca, que son visibles a simple vista, ya que directamente o porque absorben o difu difund nden en luz. luz. Prod Produc ucen en turb turbid idez ez y cont contie iene nenn la sust sustan anci ciaa que que han han descargado al agua, las que arrastra la corriente desde el fondo y las que se formaron en la misma, debido a la precipitación química o por crecimiento de los organismos vivos en partículas algas.
FORMULA GARDE Y PANDE Mediante observaciones y datos tomados en campo obtuvieron una relac relación ión entre entre el cauda caudall sólid sólidoo en suspe suspensi nsión ón y el caudal caudal lí líqui quido do específico.
GARDE R.
METODO DE LANE KALINSKE Según la hipótesis, que los sedimentos en suspensión tienen la mi misma sma veloc velocida idadd de sedime sedimenta ntaci ción, ón, plant plantea ea una formul formulaa expres expresad adaa mediante el valor de rugosidad relativa, además del uso de la concentración de sedimentos suspendidos. MONSALVE S.
Para el caso general, donde existen diversos diámetros de sedimentos, se puede superponer los resultados considerando el caudal para cada diámetro, pero se aconseja que se dé una solución cuantitativa cuantitativa adecuada, adecuada, medir medir las concentraciones en el campo y, si es posible, elaborar un modelo reducido del techo del río. 9.2 9.2 TRAN TRANSP SPOR ORTE TE DE SO SOLI LIDO DOSS TOTA TOTAL L
El material sólido transportado por el flujo corresponde a la suma del material predominante en la constitución del lecho y del material de lavado. Este último está constituido constituido por un material muy fino raramente se encuentra en el lecho. El material de lavado es el resultado de la erosión del suelo en la cuenca, de las márgenes del río y del desgaste del material. La producción de este material está ligada a factores externos al flujo, por lo que no es posible correlacionar correlacionar con los parámetros hidráulicos. hidráulicos. METODO DE ACKES Y WHITE GARDE R.
postularon que solo parte del esfuerzo de corte generado en el fondo del río es efectivamente el causante de movimiento de las partículas. Bajo esta presencia definieron un parámetro de movilidad de sedimentos. En términos de parámetros de flujo y descarga de sólidos. METODO DE GARDE Y DATIRI
GARDE R.
para el estudio de transporte de sólidos total se considera que la carga de sedimentos en suspensión, toma la misma forma funcional que el transporte de fondo, es decir que el aporte de sedimentos se encuentra en una cuestión de equilibrio con la erosión del cauce, por esta razón consideran que el transporte de sedimentos se expr4esaen valores totales, por lo cual el transporte de sedimentos sea en suspensión o de fondo depende de la fuerza tractiva que se ejerce sobre el cauce.
10. DESARROLLO DEL ESTUDIO ESTUDIO DE SEDIMENTACIÓN: SEDIMENTACIÓN: 10.1 ANALISIS DE ZONA: Ámbito de estudio El Rio Mallcomayo, está localizado a la altura del kilómetro 16 de la carretera Puno - Moquegua. A veinte minutos del sur de Puno. Ubicación geográfica -
Departamento : Puno
-
Provincia : Puno
PUENTE MALLCOMAYO
PUENTE MALLCOMAYO
10.2 MATERIALES
EQUIPOS PARA TRABAJOS
Wincha.
GPS.
Estaca.
Pala.
Pico.
Recipientes para la extracción de muestras del suelo.
Tamices.
Balanza.
Recipiente de medición.
10.3 METODOLOGIA TRABAJO DE CAMPO El trabajo de campo consiste primeramente en el reconocimiento del río donde se reali realizar zaraa el estudi estudioo sedim sediment entoló ológic gico, o, (río (río Mallc Mallcoma omayo) yo),, prosig prosigui uiend endoo de la siguiente manera. Medición con wincha los 500 mts. ( en nuestro caso medimos 580 m). Y la zona donde donde existe existe mayor mayor sediment sedimentació ación, n, obras obras hidráuli hidráulicas, cas, socavaci socavación, ón, entre entre otros otros aspectos que ayuden al desarrollo de nuestra vocación. Toma de muestras en cada progresiva de 100 mts. Tomando 3 muestras en cada sección transversal del río.
MIDIENDO LA LONGITUD TRANSVERSAL Y ANCHO DEL RIO
SACANDO MUESTRAS DE LA SECCIÓN DEL RIO
TRABAJO DE LABORATORIO En el laboratorio se precedió a obtener los siguientes parámetros:
GRANULOMETRIA A trav través és de una una mu mues estr traa de sedi sedime ment ntos os obte obteni nido doss en el trab trabaj ajoo de camp campo. o. Genera Generalme lment ntee se encuen encuentra tra en el lecho lecho una mezcl mezclaa de diferen diferente tess partí partícul culas as (granulometría (granulometría mixta), la cual caracterizamos caracterizamos realizando un análisis granulométrico granulométrico por tamizado, para obtener la llamada CURVA GRANULOMETRICA DE LA MUESTRA. En el estudio del transporte de sólidos se necesita diámetros característicos para la aplicación de las diferentes formulas de cálculo de trasporte de sedimentos. Por consi nsiguie uiente es necesa esario rio la obt obtenc ención de diá diámetro etross rep represe resent ntaativos vos correspondientes a los siguientes porcentajes acumulados: D10, D16, D35, D40, D50, D65, D90.
Así también se debe calcular los diámetros efectivos. 10.4 RESULTADOS: HALLANDO LA VELOCIDAD:
Para ello, empleamos el método del flotador y para ello hemos tomado 5 tiempos en un trayecto de 1 metro de longitud. t1 t2 t3 t4 t5 t
= = = = = =
2.29 2.16 1.84 1.97 2.35 2.12
=
= V
V
t
1.00
=
=
(tiempo promedio) Donde: V = velocidad (m/seg) e = distancia de recorrido (m.) t = tiempo (seg)
e
V
e
seg. seg. seg. seg. seg. seg.
m
(distancia que se tomo en cuenta)
1.00 2.12
0.47
m/seg
HALLANDO CAUDAL:
Q
=
V × A
A
=
6.58
m2
Q
=
3.10
m3/seg
Donde: Q = caudal (m3/seg) V = velocidad (m/seg) A = área de sección del rio (m2) (este es el área de la sección 0+000)
HALLANDO LA PENDIENTE LONGITUDINAL
Hallando la pendiente: S =
H L
Donde:
S = Pendiente H = Diferencia de cotas entre los extremos del cauce, en m. L = Longitud del cauce, en m. S
=
S
=
S
=
S
=
3917 .00
3914 .101321 580
−
2.90 580 0.005 ó 0 .5 %
SECCION TRANSVERSAL REPRESENTATIVA DEL RIO CUTIMBO El secc seccio iona nami mien ento to se real realiz izoo de agua aguass arri arriba ba a agua aguass abaj abajoo a part partir ir del del puen puente te Mallcomayo, las secciones son vistas de aguas arriba hacia aguas abajo. 1. SECC SECCIO ION N 0+00 0+0000
2.
SECCION 0+080
3.
SECCION 0+200
4.
SECCION 0+300
5.
SECCION 0+380
6.
SECCION 0+480
7. SECC SECCIO ION N 0+58 0+5800
ANALISIS GRANULOMETRICO DEL RIO CUTIMBO MUESTRA. : 01 COTA : 0+000 PESO DE LA LA MUESTRA. MUESTRA. : 821.70 821.70 gr.
MUESTRA. : 02 COTA : 0+100 PESO DE LA MUESTRA. : 469.30 gr.
MUESTRA. : 03 COTA : 0+200 PESO DE LA MUESTRA. : 794.20 gr.
MUESTRA. : 04 COTA : 0+300 PESO DE LA LA MUESTRA. MUESTRA. : 1368.80 1368.80 gr.
MUESTRA. : 05 COTA : 0+380 PESO DE LA LA MUESTRA. MUESTRA. : 1535.90 1535.90 gr.
MUESTRA. : 06 COTA : 0+480 PESO DE LA LA MUESTRA. MUESTRA. : 1579.70 1579.70 gr.
MUESTRA. : 07 COTA : 0+580 PESO DE LA LA MUESTRA. MUESTRA. : 1851.70 1851.70 gr.
CURVAS GRANULOMÉTRICAS
CONCLUSIONES.
Este rio en tiempos de avenidas llega a subir su caudal como es lo común y no ha llegado a desbordarse desbordar se según lo comentado por los pobladores de la zona.
El trasporte de sedimentos es muy mínimo ya que el agua es casi transparente y a simple vista no presenta trasporte de sedimentos.
En las curvas meándricas meándricas se formaron formaron una acumulación acumulación de sedimentos sedimentos el cual es muy fina y en muchos casos se encontró gran cantidad de % de arena.
BIBLIOGRAFIA
ROCHA A., “Introducción a la hidráulica Fluvial”, Fluvial”, primera edición, 1998.
Tesis: Estudio Sedimentológico del rio Ilave / Ysaias Choquegonza Huiracocha
http://es.wikipedia.org/wiki/Cuenca_hidrogr%C3%A1fica
http://www.cienciaybiologia.com/geologia/sedimentacion.htm
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