ESCURRIMIENTO
La expresión escurrimiento
superficial suele referirse al volumen de las precipitaciones que caen sobre una
cuenca, menos la retención superficial y la infiltración. El escurrimiento
superficial o directo es función de la intensidad de la
precipitación y de la permeabilidad de la superficie del suelo, de la duración
de la precipitación, del tipo de vegetación, de la extensión de la cuenca
hidrográfica considerada, de la profundidad del nivel freático y de la
pendiente de la superficie del suelo.
La aportación de una cuenca se
representa comúnmente en una gráfica llamada "hidrograma",
que consiste en una curva que representa las oscilaciones, respecto el tiempo,
del nivel del agua de un río en una sección dada del mismo. En el caso de un
río con un tiempo de descarga muy largo, los caudales que por él circulan al
cabo de un tiempo, son el resultado de la acumulación del escurrimiento
superficial con la aportación subterránea.
Ciclo del escurrimiento
El estudio del escurrimiento de los
ríos como parte del ciclo hidrológico, incluye la distribución del agua y su
trayectoria desde que se precipita sobre la tierra hasta que alcanza la red
hidrográfica o vuelve directamente a la atmósfera a través de la evapotranspiración. La distribución del volumen total de
agua caída durante una precipitación dada, depende tanto de las características
y condiciones físicas -naturales o artificiales- de la cuenca, como de las
características de la propia precipitación.
Al comienzo de una precipitación
fuerte, una gran cantidad de agua es interceptada por la vegetación; el agua
así almacenada sobre la superficie de la capa vegetal se encuentra muy expuesta
al viento y ofrece una enorme área de evaporación, de tal forma que las
precipitaciones de corta duración y poca intensidad pueden llegar a ser
completamente consumidas por la intercepción de las plantas, por
la pequeña cantidad de agua que se infiltra a través del suelo y por el agua
que llena los charcos y pequeñas depresiones de la superficie del suelo.
Para que el agua llegue a
infiltrarse, la superficie del suelo debe presentar una serie de condiciones
adecuadas. Cuando a lo largo de una precipitación, el poder de intercepción y
de almacenamiento en la superficie del suelo han sido ya
agotados, y cuando la precipitación es tal que su intensidad excede la
capacidad de infiltración del suelo, comienza ya el escurrimiento superficial
propiamente dicho. La superficie del suelo se cubre en ese momento con una fina
película de agua llamada película de retención superficial. Una
vez que el agua corre sobre la superficie del suelo y alcanza los cauces de la
red hidrográfica, comienza a aparecer el escurrimiento superficial en los
cauces (Figura 1).
Figura 1. Tipos de escurrimiento o
escorrentía
Parte del agua que se infiltra en el
suelo continúa fluyendo lateralmente como un flujo hipodérmico, que tiene lugar
a pequeñas profundidades debido a la presencia de horizontes relativamente
impermeables situados muy cerca de la superficie del suelo, avanzando de este
modo los cauces de la red sin haber sufrido una percolación profunda. Otra
parte de esta agua se percola hacia la zona de
saturación de las aguas subterráneas y eventualmente, alcanza la red
hidrográfica para suministrar el escurrimiento base de los ríos.
Existe todavía otra porción del agua infiltrada, que no llega a alcanzar el
nivel de saturación de las aguas subterráneas y queda retenida encima del nivel
freático, ésta es la llamada zona de saturación incompleta.
Figura 2. Descomposición de la
aportación de una lluvia de intensidad uniforme
La Figura 2, representa gráficamente
la contribución que ejerce al caudal de los ríos una precipitación de
intensidad moderada y constante. Cuando comienza una precipitación, casi toda
el agua de la lluvia es recogida por la tierra en forma de retención
superficial (intercepción + almacenamiento superficie suelo + evaporación); a
medida que el tiempo transcurre, el almacenamiento que tiene lugar sobre la
capa vegetal y la superficie del suelo se va saturando progresivamente y el
agua comienza a infiltrarse a través del suelo; finalmente, aparece el flujo
superficial que corre sobre la superficie del terreno, comenzando con ello a
hacer presencia el escurrimiento puramente superficial en el caudal
de los ríos. Existe además una porción de lluvia que desde el primer momento
cae directamente sobre los cauces de los ríos y circula por ellos sin haber
corrido previamente sobre la superficie del suelo; esta porción puede a veces
aparecer claramente individualizada en el hidrograma
general de la crecida.
Ríos que ganan o ceden
agua al acuífero
El río o arroyo típico de una región
húmeda recibe agua del nivel freático. Este es un río efluente o
que gana agua (Figura 3A). En las regiones áridas, muchos ríos llevan bastante
agua en las partes altas. A medida que llegan a una elevación más baja, su
cauce decrece debido a una menor precipitación, lo que provoca un descenso en
el nivel freático, hasta el punto en que el río cede agua al acuífero, y se
llama río influente (Figura 3B).
Algunos ríos pueden ser de ambos tipos, cediendo agua en épocas de sequía y
recibiéndola en tiempos de lluvia (Figura 3C).
Figura 3. Tipos de ríos: A) Efluente,
B) Influente, C) Efluente en período de lluvia e influente en época de sequía
Aforo
Para determinar el volumen que
escurre por una cuenca, se deben aforar o medir las corrientes. Los aforos
se realizan en estaciones hidrométricas (en puentes de aforo y usando molinete)
o se puede medir la corriente de cualquier río de manera individual. Estos
aforos se hacen a través de cierto intervalo de tiempo (horas, días, etc), con cuyos datos se construyen gráficas de gasto (m3/s)
contra tiempo (h), llamadas hidrogramas.
En México se usan básicamente tres
tipos de métodos para aforar corrientes, a saber:
Secciones de control. Una sección de control de una corriente se define como aquélla en la
que existe una relación entre el tirante y el gasto. Consiste de una obra
hidráulica o vertedor construido especialmente para
aforar una corriente. Este método es el más preciso de todos para el aforo,
pero es relativamente costoso y en general, sólo se puede usar cuando los
gastos no son muy altos. En el caso de estrechamientos en el cauce, deberá
restringirse el transporte de objetos arrastrados por la corriente ya que la
sección puede obstruirse. Un inconveniente de los vertedores es que generan un
remanso aguas arriba de la sección. Por ello, este método es adecuado en ríos
pequeños, cauces artificiales (como canales de riego) o cuencas experimentales.
Relación sección-pendiente. Este método se utiliza para estimar el gasto máximo
que se presenta durante una avenida reciente en un río donde no se cuenta con
ningún otro tipo de aforo. Para su aplicación se requiere solamente contar con
la topografía de un tramo del cauce y las marcas del nivel máximo del agua
durante el paso de la avenida (obtenidas con estadal o de escalas dibujadas en
las orillas del canal).
Relación sección-velocidad. Este es el método más usado en México para aforar
corrientes. Consiste básicamente en medir la velocidad en varios puntos de la
sección transversal y después calcular el gasto por medio de la ecuación de
continuidad Q = v A (A = área hidráulica). Dentro
de este método, existen varias maneras para obtener la velocidad del agua:
a)
Flotador. Se escoge un tramo recto del río,
libre de vegetación o cualquier otro obstáculo que pueda interrumpir el flujo. Se
coloca un objeto que flote sobre el agua, a la mitad del tramo. Se mide el
tiempo (s) que tarda en recorrer una distancia determinada (m). La velocidad
(m/s) estará dada por el cociente entre distancia y tiempo. Este método aunque
barato y fácil de usar, es inexacto porque se está midiendo la velocidad en la
superficie de la corriente y de acuerdo a la parábola de velocidades del agua,
ésta es la más grande y no corresponde a la velocidad media del río o canal.
b)
Molinete. Este método es más exacto para medir la velocidad
media de un río. Consiste en introducir un aparato especialmente diseñado, que
se llama molinete (Figura 4), el cual tiene una hélice o rueda de
aspas o copas que gira impulsada por la corriente y mediante un mecanismo
eléctrico, transmite por un cable el número de revoluciones por minuto o por
segundo con que gira la hélice. Esta velocidad angular se traduce después a
velocidad del agua usando una fórmula de calibración que previamente se
determina para cada aparato en particular.
Figura 4. Fotografía mostrando un
molinete y cómo se introduce a un río
Para obtener la velocidad media de
un río o canal utilizando el molinete, se escoge una sección transversal al flujo,
la cual se divide en secciones o tramos iguales (m). Se introduce el molinete
en cada tramo, a los 6/10 de la profundidad media del tramo, que de acuerdo a
la parábola de velocidades, es donde se ubica la velocidad media (m/s). Se
obtiene la velocidad en cada sección. Es necesario también, conocer el área de
cada tramo o sección, por lo que se introduce un estadal en el punto medio de
cada sección, obteniéndose la profundidad media (m). Esta se multiplica por el
ancho de cada sección (m), dando el área (m2) del rectángulo o
tramo. Finalmente, se obtiene el producto de la velocidad (m/s) por el área (m2)
dando el gasto (m3/s) de cada sección. La velocidad media se obtiene
del cociente entre la sumatoria de todos los gastos y las áreas unitarias de
cada sección.
c)
Trazador químico o radioactivo. Este es un método indirecto para
obtener la velocidad de una corriente y utiliza trazadores radioactivos (fluoricerinas) o químicos (sales de sodio, cromo o
potasio). El procedimiento consiste en soltar una cantidad conocida de
partículas fluorescentes, radiactivas, etc, al inicio
de una sección recta del río previamente seleccionada, para medir el tiempo que
tarda en llegar al final de dicha sección. Esto se puede hacer visualmente, con
contadores de radioactividad, salinidad o cualquier otro aparato, dependiendo
del tipo de partículas usadas. Este y otros métodos aún se encuentran en la
etapa de experimentación y su uso todavía está limitado en la práctica.
La fórmula usada en el tramo de un
río es:
Q = [ (
K - K' ) / K' ] q
Donde:
Q = gasto del río (m3/s)
q = gasto de la solución que se
inyecta (m3/s)
K = concentración de la solución
inyectada
K' = concentración de la solución
observada al final del tramo del río
Hidrograma de escurrimiento
Es una gráfica que nos muestra la
descarga, caudal o gasto de un río en función del tiempo. Durante un período de
sequía la descarga estará compuesta enteramente de contribuciones subterráneas,
como se observa en la Figura 5. A medida que el río o arroyo drena agua de la
reserva subterránea, el nivel freático decae, dejando cada vez menos agua para
alimentarlo. Si no hay una recarga del agua subterránea, el escurrimiento será
cero.
Figura 5. Hidrograma
mostrando la recesión del flujo base en estación de verano seco
El escurrimiento va a depender de la
topografía, el clima, la geología y el tipo de suelo. El flujo base del
escurrimiento decrece en un período de sequía debido a que el agua subterránea
se drena hacia el río o arroyo, y así el nivel freático desciende (Figura 5).
La recesión del flujo base es igual
a:
Q = Q0 e –at
Donde:
Q = flujo al mismo tiempo t después
de que la recesión empezó (ft3/s o m3/s)
Q0 = flujo al inicio de la recesión (ft3/s
o m3/s)
a = constante de recesión para la cuenca
( d-1)
t = tiempo desde que la recesión empieza
(d)
Partes de un hidrograma
Si se mide el gasto (volumen de
escurrimiento por unidad de tiempo; m3/s) que pasa de manera contínua durante todo un año por una determinada sección
transversal de un río y se grafican los valores obtenidos contra el tiempo, se
obtendría una gráfica como la de la Figura 6.
Figura 6. Partes de un hidrograma
Aunque la forma de los hidrogramas producidos por tormentas particulares varía no
solo de cuenca a cuenca, sino también de tormenta a tormenta, es posible, en
general distinguir las siguientes partes en cada hidrograma
(Figura 6):
a)
Punto de levantamiento. En este punto, el agua proveniente de la tormenta
bajo análisis comienza a llegar a la salida de la cuenca y se produce
inmediatamente después de iniciada la tormenta, durante la misma o incluso
cuando ha transcurrido ya algún tiempo después de que cesó de llover. Su forma
depende de varios factores, entre los que se pueden mencionar el tamaño de la
cuenca, su sistema de drenaje, tipo de suelo, la intensidad y duración de la
lluvia, etc.
b)
Gasto pico. Es el gasto máximo que se produce por la tormenta.
Con frecuencia es el punto más importante de un hidrograma
para fines de diseño.
c)
Punto de inflexión. En este punto es aproximadamente cuando termina el
flujo sobre el terreno y de aquí en adelante, lo que queda de agua en la cuenca
escurre por los canales y subterráneamente como escurrimiento base.
d)
Final del escurrimiento directo. De este punto en adelante el
escurrimiento es sólo de origen subterráneo. Normalmente se acepta como el punto
de mayor curvatura de la curva de recesión, aunque pocas veces se distingue de
fácil manera.
e)
Tiempo de pico (Tp). Es el tiempo que transcurre desde el punto de
levantamiento hasta el pico del hidrograma.
f)
Tiempo base (Tb). Es el tiempo que transcurre desde el punto de
levantamiento hasta el final del escurrimiento directo. Es, entonces el tiempo
que dura el escurrimiento directo.
g)
Rama ascendente. Es la parte del hidrograma
que va desde el punto de levantamiento hasta el pico.
h)
Rama descendente o curva de recesión. Es la parte del hidrograma
que va desde el pico hasta el final del escurrimiento directo. Tomada a partir
del punto de inflexión, es una curva de vaciado de la cuenca.
El tiempo de un hidrograma
aislado puede ser desde algunos minutos hasta varios días, y el pico puede
tener valores del orden de unos cuantos litros por segundo hasta miles de
metros cúbicos por segundo.
El área bajo el hidrograma,
es el volumen total escurrido; el área bajo el
hidrograma y arriba de la línea de separación entre
el gasto base y directo, 
, es el volumen
de escurrimiento directo.
Debido a que el escurrimiento directo
proviene de la precipitación, casi siempre aporta un componente del gasto total
en un hidrograma mucho mayor que el que genera el
escurrimiento base.
Análisis de hidrogramas
A pesar de que el flujo
base de un arroyo o río es relativamente constante, la descarga total del
escurrimiento fluctúa grandemente en el año. Esto se debe a los períodos de
precipitación que contribuyen al flujo, interflujo y
la precipitación directa sobre el cauce del río o arroyo. Para la mayoría de
las cuencas de drenaje, la precipitación directa contribuye muy poco al cauce.
El interflujo
es un factor que puede ser altamente variable, dependiendo de la geología de la
cuenca de drenaje. El factor principal en un hidrograma
de tormenta es el flujo superficial, que se asume termina aproximadamente poco
después del pico de la tormenta. Puede calcularse aproximadamente con la
fórmula:
D = A0.2
Donde:
D = número de días entre el pico de la tormenta y el
fin del flujo superficial
A = cuenca de drenaje (km2)
O:
D = 0.827 A0.2
Note que estas ecuaciones son
empíricas y son dimensionalmente incorrectas. El valor exponencial de 0.2 es
arbitrario. La cantidad obtenida con D va a depender de muchas características,
como la pendiente, vegetación, densidad de drenaje, etc.
Ejemplo: Calcular la
velocidad media de un río
Se tiene una sección transversal de
un río, cuyo ancho es de 28 m. La sección se subdividió en 14 secciones y en
cada una de ellas se midió en el campo, la velocidad del agua con un molinete.
Los datos se consigan en la tabla siguiente. Calcule la velocidad media de toda
la sección.
Coeficiente de
escurrimiento
Otra manera de conocer el volumen de
escurrimiento superficial que entra a una cuenca, es calcular el coeficiente
de escurrimiento. Para ello, el INEGI (1993) propone una
método que toma en cuenta la permeabilidad de rocas y suelos, la densidad de la
cubierta vegetal y la variación espacial de la lluvia.
Según el método usado, la
intersección de la permeabilidad de los suelos y la densidad de la cubierta
vegetal, da un valor de K (Figura 7). Este valor se lleva a la gráfica para
determinar el coeficiente de escurrimiento que se obtiene de la intersección
del valor de K con la precipitación media anual previamente calculada para la
cuenca en estudio (Figura 8).
Figura 7. Relación
Permeabilidad-Densidad de vegetación
Figura 8. Gráfica para determinar el
coeficiente de escurrimiento
Se pueden obtener varios coeficientes
de escurrimiento para una cuenca, dependiendo si tiene áreas de montañas o
valles, lo que produce un coeficiente de escurrimiento mínimo (valle) y uno
máximo (sierra). Para ello aplica la fórmula:
C = [( As * Cs ) + ( Av * Cv
) ] / Ac
Donde:
C = coeficiente de escurrimiento
promedio del área analizada (%)
As = área de sierras (km2)
Cs = coeficiente de escurrimiento de
sierras (%)
Av = área de valles (km2)
Cv = coeficiente de escurrimiento de
valles (%)
Para obtener el volumen escurrido
total, se sustituyen los valores en la ecuación:
Ve = [
( Pp ) ( Ac ) ( C )
] / 1000
Donde:
Ve = volumen escurrido para el área
(m3)
Pp = precipitación media (mm)
Ac = área de la cuenca (km2)
C = coeficiente de escurrimiento
promedio del área analizada (%)
Estudio de caso: Cuenca
del Río Mátape
La precipitación media para la
Cuenca del Río Mátape, ubicada en la porción costera
del Estado de Sonora, México, fue calculada en 250 mm
anuales. Obtener el coeficiente de escurrimiento y el volumen de escurrimiento
anual.
Procedimiento:
Dividir
la cuenca en tres áreas, siendo la A1 y A3 los límites de la cuenca con zona
montañosa y correspondiendo a la A2 la zona baja o del valle (Figura 9)
Considerando
para la zona montañosa una permeabilidad baja y una cubierta vegetal moderada,
obtener de la Figura 7 un factor de 0.29
En
la Figura 8, buscar la intersección del factor 0.29 con la precipitación media
de 250 mm, para obtener en las zonas A1 y A3 un
coeficiente de escurrimiento de 9.2%
Para
la zona de valles o A2, seguir el mismo procedimiento, considerando una
permeabilidad alta y una cubierta vegetal moderada, para obtener un coeficiente
de escurrimiento de 1.3%
Estos
valores se sustituyen en la ecuación del coeficiente de escurrimiento promedio,
elaborándose la tabla siguiente a partir del mapa de la Figura 9.
Figura 9. Zonas de escurrimiento para
la Cuenca del Río Mátape
|
CALCULO DEL COEFICIENTE DE ESCURRIMIENTO |
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TIPO AREA |
A (km2) |
Cs |
Cv |
|
|
|
As (A1) |
1,817.60 |
0.092 |
|
|
|
|
Av (A2) |
4,347.50 |
|
0.013 |
|
|
|
As (A3) |
2,762.40 |
0.092 |
|
|
|
|
TOTAL |
8,927.50 |
|
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|
|
|
|
|
|
|
C = [(As*Cs)+(Av*Cv)]/Ac = [(4,580*0.092)+(4,347.50*0.013)]/8,927.50 |
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
C = 0.053 = 5.3% |
|
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|
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|
CALCULO DEL VOLUMEN DE ESCURRIMIENTO |
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|||
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|
Ve = [(Pp)(Ac)(C)] = [(2.5 X 10-4 km)(8,927.50 km2)(0.053)] |
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
Ve = 118.289 Mm3 |
|
|
|
|
|
|
|
|
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Bibliografía consultada
Aparicio Mijares F. J. 1999. Fundamentos
de Hidrología de Superficie. Ed. Limusa. México. 303 p.
Davis, S. N. y DeWiest
R. 1966. Hidrogeología. Ed. Ariel. España.
563 p.
Fetter,
C.W. 2001. Applied Hydrogeology. Fourth
Edition, Ed. Prentice Hall, EEUU, 598 p.
Flores, E.Z.
1978. Hidrología Superficial. Ed. Univ. Son.
México. 183 p.
http://nh.water.usgs.gov/gauge_station/3_howusgs.htm