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Guía metodológica para la elaboración del balance hídrico de América del Sur
unesco rostlac
Las ideas expresadas por los autores de los artículos firmados, pertenecen a los mismos y no reflejan necesariamente las de Unesco. Las designaciones empleadas, las expresio - nes y lapresentaciónadoptadaparatodos los materiales de esta publicaciÓn,no deben ser interpretadas por parte de algún paÍs o te- rritorio, como una toma de partido en rela- ción con s u régimen político o con el traza - do de sus fronteras.
Pub1 ¡cado e impreso en 1982 por la Oficina Regional de Ciencia y Tecnología de la Unesco para América Latina y el Caribe - ROSTLAC Montevideo - Uruguay ISBN 92-3-302074-6
O Unesco 1982
PREFACIO
La serie "Estudios e Informes sobre Hidrologla" así co- mo la colección de "Documentos Técnicos sobre Hidrología" se iniciaron en 1965 cuando el Decenio Hidrológico Intemaciond (DHI) fue establecido en la 13a. sesión de la Conferencia Ck neral de la UNESCO. El fin de esta labor fue promover las ciencias del agua a través del desarrollo de la cooperación internacional y la formación de especialistas y técnicos.
El DHi fue un instrumento eficaz y que cumplió con los objetivos trazados. Cuando concluyó el Decenio en 1974 se habían creado Comités Nacionales para el DHI en 107 de los 135 Estados Miembros que integraban UNESCO en ese momento.
En la 17a. sesión de la Conferencia General la UNESCO decidió, siguiendo las recomendaciones de los Estados Miem- bros, promover un nuevo programa intergubernamental de largo plazo, que se llamó Programa Hidrológico Internacional (PHI) . Comenzó sus actividades el 1" de enero de 1975 y debe ejecu- tar su cometido a nivel mundial en sucesivas fases de seis años de duración.
En abril de 1976 se llevó a cabo, de conformidad con lo decidido en la 16a. sesión de la Conferencia General, la prL mera Reunión Regional de Miembros de los Comités Nacionales de América del Sur. Dentro de las recomendaciones que emans ron de la misma en el punto 4 de la recomendación NO5 se SO- licitó al Director General de la UNESCO el establecimiento de un Grupo de Trabajo Regional para la elaboración de la Me todología para un eventual Balance Hídrico de América d d Sur
. Es importante enfatizar la significativa labor que realizó este Grupo de Trabajo, presidido y permanentemente estimula- do por el señor Nelson da Franca Ribeiro dos Anjos e integrs do por la señorita Elide Mart'inez y los señores Andrés Bení- tez, Lázaro Medina, Alberto Sánchez de la Calle y Luis Vega Cedano: más allá de las obligaciones que le cabían a cada uno realizaron un trabajo de alto nivel técnico y con un espíritu de equipo, solidaridad, comprensión y amistad. Deseamos des tacar la colaboración de los señores José Marques en la pre-
paracio'n del capítulo sobre balance hídrico aerológico y Osa mu Suzuki en el capítulo sobre balance hídrico isotópico, quienes se unieron al grupo en la Última etapa. Finalmente, nuestro particular agradecimiento al señor Andrés Benl'tez, quien efectuó la revisión y redacción final de todos los tex - tos aceptados para la Guía, de manera de uniformar y armoni- zar el manuscrito final, y cuya generosa dedicación ha resul tado en el presente documento. Por Último, UNESCO agradece a todas las instituciones que permitieron la participación de sus especialistas en la edición de esta Guía.
La mecánica operativa utilizada ha sido muy adecuada y abre una serie de posibilidades de interés, ya que ayuda in- clusive a buscar mecanismos y áreas de trabajo dentro del marco de la cooperación horizontal.
Finalmente queremos señalar que la presente Guía Meto- lógica tendrá un alto valor para los especialistas en la ma- teria y será importante herramienta de trabajo y de docencia, dentro y fuera de nuestra región.
Gustavo Malek Director
Oficina Regional de Ciencia y Tecnología de la UNESCO para América Latina y el Caribe
(ROSTLAC)
Montevideo, octubre de 1982
INDICE
Lista de figuras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . viii Lista de cuadros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ix Terminología y simbología . . . . . . . . . . . . . . . X Siglas y abreviaturas . . . . . . . . . . . . . . . . . xiii
1 . INTRODUCCION 1.1 Estudio del balance hídrico de América del Sur 1.2 Grupo de trabajo regional . . . . . . . . . . .
1.2.1 Objetivos y funciones . . . . . . . . . 1.2.2 Actividades realizadas . . . . . . . . . Guía metodológica para la elaboración del balan - ce hldrico de América del Sur . . . . . . . .
1.3
2 . EL BALANCE HIDRICO DE AMERICA DEL SUR 2.1 Concepto de balance hldrico y de ciclo hidroló -
gico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2 Métodos que pueden utilizarse . . . . . . . . .
2.2.1 Balance hídrico superficial . . . . . . 2.2.2 Balance hídrico aerológico . . . . . . 2.2.3 Balance hídrico isotópico . . . . . . . 2.2.4 Otros métodos . . . . . . . . . . . . .
2.3 Perlcdo para el cálculo del balance . . . . . . 2.4 Escala de la cartografía . . . . . . . . . . .
3 . BALANCE HIDRICO SUPERFICIAL 3.1 Generalidades . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.2 Información requerida . . . . . . . . . . . . .
3.2.1 Cartográfica . . . . . . . . . . . . . . 3.2.2 Edaf ológica y biológica . . . . . . . . 3.2.3 Hidrometeorológica . . . . . . . . . . . 3.2.4 Confiabilidad y precisión de la informa -
ciÓn hidrometeorológica . . . . . . . . 3.3 Estudio de los parámetroc que intervienen .en el
balance hídrico superficial . . . . . . . . . .
7
9 9 10 13 15 16
17
18
21
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22 23 23
24
26 3.3.1 Precipitacifn . . . . . . . . . . . . . 26
IV
3.3.1.1 Precisión en su estimación . . 3.3.1.1.1 Error en la medida
puntual . . . . . . 3.3.1.1.2 Error en la evalua -
ción espacial . . . 3.3.1.2 Análisis de la consistencia de
un registro pluviométrico y ajuste de la estadística . . .
3.3 1.3 Ampliación y relleno de estadís - ticas pluviométricas . . . . .
3.3.1.4 Evaluación de la precipitación espacial . . . . . . . . . . .
3.3.1.5 Presentación de los resultados
3.3.2 Evaporación y evapotranspiración . . . 3.3.2.1 Precisión en su estimación . . 3.3.2.2 Evaporación . . . . . . . . .
3.3.2.2.1 Medicióndela evapo - ración . . . . . .
3.3.2.2.2 Estimaciónde la eva poración por fórm; - las empíricas . . .
3.3.2.2.3 Estimaciónde la eva - poración por otros métodos . . . . . .
3.3.2.3 Evapotranspiración . . . . . . 3.3.2.4 Validez y limitaciones de las
fórmulas . . . . . . . . . . . 3.3.2.5 Presentación de los resultados
3.3.3 Escorrentía . . . . . . . . . . . . . 3.3.3.1 Análisis de la consistencia y
corrección de las estadísticas f luviométricas . . . . . . . . 3.3.3.1.1 Análisis por compara -
ción de escorrentías 3.3.3.1.2 Análisis por compara -
ción con precipita- ciones . . . . . .
3.3.3.2 Ampliación de estadísticas flii - viométricas . . . . . . . . .
3.3.3.3 Estimación de caudales en luga - res con información insuficiente
3.3.3.4 Presentación de 1 os resultados 3.3.3.4.1 Mapas de caudales
específicos . . . .
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40 41 41
42
42
50
50
62 64
65
65
65
67
68
69 71
71
V
3.3.1.2.3 Mapa de isolheas de escorrentía . .
3.3.3.4.3 información compls mentaría de esco- rrentía . . . . .
3.4 Metodología para la aplicación de la ecuación del balance hldrico superficial . . . . . . . 3.4.1 Análisis de los componentes que inter
vienen y su influencia en el cálculo del balance h’idrico . . . . . . . . .
3.4.2 Balances hídricos según los antecedes tes existentes . . . . . . . . . . . . 3.4.2.1 Cuencas con control f luviomg
trico . . . . . . . . . . . . 3.4.2.1.1 Cuencas con ante-
dentes de escorren tía, precipitación y evapotranspira- ción real . . . .
3.4.2.1.2 Cuencas con antecg dentes de escorren tía y precipitación
3.4.2.1.3 Cuencas con antece dentes de escorren tía solamente . .
3.4.2.2 Cuencas sín.contro1 fluviomé- trico . . . . . . . . . . . . 3.4.2.2.1 Cuencas con antecg
dentes de precipí- tación y evapotrans piración real . .
3.4.2.2.2 Cuencas con antece dentes de precipi- tación solamente .
3.4.2.3 Cuencas sin antecedentes de es - correntía, Precipitación y e- vapotranspiración real . . . Cuencas con parte importante de su área cubierta por las agua:
3.4.2.4
3.4.3 Balances hídricos de acuerdo al tipo de cuenca . . . . . . . . . . . . . . . 3.4.3.1 Cuencas exorreicas o abiertas 3.4.3 .a Cuencas endorreicac o cerradas 3.4.3.3 Cuencas areicas . . . . . . .
3.4.4 Balance hldrico por el método de la ma - lla cuadrada . . . . . . . . . . . . .
72
74
7 4
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7 9
79
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8 1
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8 2
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8 5 86 8 7
87
VI
4 . BALANCE HIDRICO AEROLOGICO 4.1 Ecuación del balance hldrico aerológico . . . . 4.2 Modelo aerológico . . . . . . . . . . . . . . 4.3 Parámetros que intervienen en la ecuacióndelba
lance hídrico aerológico y en el modelo aeroló- gico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4.3.1 Agua precipitable . . . . . . . . . . . 4.3.2 4.3.3 Escorrentía. precipitación y evapotrans-
Flujo del vapor de agua atmosférico
piración real . . . . . . . . . . . . . 4.4 Datos básicos de altitud . . . . . . . . . . . 4.5 Metodología para la aplicación de la ecuación
del balance hldrico aerológico . . . . . . . . 4.5.1 Cálculo de la divergencia media mensual
4.5.2 Cálculo de la divergencia del campo de
Estimación del escurrimiento en las grandescuen cas o sistemas de cuencas . . . . . . . . . . .
del flujo de vapor de agua . . . . . . .
transporte del vapor de agua . . . . . . 4.6 -
4.7 Información básica . . . . . . . . . . . . . . 4.7.1 Precipitación . . . . . . . . . . . . . 4.7.2 La red de estaciones radiosonda . . . . 4.7.3 Recopilación de la información básica de
altitud . . . . . . . . . . . . . . . . 5 . BALANCE HIDRLCO ISOTOPICO
5.1 Consideraciones básicas . . . . . . . . . . . . 5.2 Aplicación a la determinación del balance hldri
co . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2.1 Balance hídrico isotópico de la rama aé-
rea . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5.2.2 Balance hldrico isotópico de la rama te-
rrestre . . . . . . . . . . . . . . . . 5.3 Red de estaciones de muestre0 . . . . . . . . .
-
6 . INFORME DE LOS RESULTADOS DEL BALANCE HIDRICO 6.1 Informes nacionales de los palses . . . . . .
6.1.1 Texto . . . . . . . . . . . . . . . . . 6.1.2 Cuadros . . . . . . . . . . . . . . . . 6.1.3 Mapas . . . . . . . . . . . . . . . . .
91
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95 95
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109
110
113
113
114
116
VI i
6 . 6.2 Informe general para América del Sur . . . . . 116
BIBLIOGMFIA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117
* * *
VI I I
LISTA DE FIGURAS
Des cr i pci Ón Pág. .- .
NÚme ro . -- 3- 1
3- 2 3- 3
3-4
3-5
3-6
3- 7
3- 8
3- 9
3-- 10
3-11
3-12
3-13
3-14
4- 1
4-2
4- 3
4-4
Grandes cuencas y vertientes hidrográficas de América del Sur . . . . . . . . . . . . Curva doble acumulada . . . . . . . . . . Correlación de precipitaciones anuales . . Ampliación y relleno de estadjsticas plu- viomé t r i ca s . . . . . . . . . . . . . . . Perfil pluviométrico . . . . , . . . . . . Esquema de cuenca con curvas de niveleiso - yetas , . . . . . . . . . . . . . . . . . Mapa con histogramac de precipitación men- suales . . . . . . . . . . . , . . . . . . Cálculo de valores puntuales de ETR apli- cando Turc . . . . . . . . . . . . . . . . Perfil térmico . . . . . . . . . . . . . . Mapa de caudales especlf icos . . . . . . . Mapa para el cálculo de caudales específi - COS . . . . . . . . . . . . . . . . . . Esquema para el cálculo de la escorrentía
Ordenamiento de cuencas para el balance . Subdivisión de una cuenca en mallas . . . Modelo utilizado para la caracterizaciónde las componentes de la rama aérea del ciclo hidrológico . . . . . . . . . . . . . . . Esquema del flujo del vapor de agua atmos- férico . . . . . . . . . . . . . . . . . Malla para cálculo de la divergencia del flujo de vapor . . . . . . . . . . . . . . Red aerológica de América del Sur en 1980.
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34
35
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38
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53
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72
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96
100
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IX
LISTA DE CUADROS
N úme ro Des c r i pc i Ón Pág.
3- 1
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3-3
3-4
3- 5
3-6
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3- 8
3- 9
3-10
3-11
3-12
4- 1
4-2
Estimación de la precipitación media deuna cuenca 39 . . . . . . . . . . . . . . . . . Valores de - * entre 1 y 40°C . . . . . . 45
Y Radiación solar recibida en el límite supe rior de la atmósfera en el 15" día de cada mes entre las latitudes 10"N y 40"s (Cal/ cm2 día) . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
Duración máxima de la insolación diaria de los distintos meses del año y entre las la titudes 10"N y 40°C. Valores correspondien - tes al 15"día de cada mes . . . . . . . . Valores de O O4 (Cal/cm2 día) para tempera - turas entre lo$ 280,O y 311,5"K . . . . . Presión de vapor saturante (e,) sobre la superficie del agua, en mm . . . . . . . Indices de calor i . . . . . . . . . . . .
47
48
49 55
Duración media de las horas de sol expresa das en unidades de 30 días con 12 horas d e sol cada una . . . . . . . . . . . . . . . 57 Cálculo de la evapotranspiración real se-
Porcentaje medio diario "p" de las horas anuales de luz diurna en diferentes latitu - des . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60
Coeficiente de cultivo estaciona1 "K" se-
gÚn Thornthwaite . . . . . . . . . . . . 58
gÚn Blaney-Criddle . . . . . . . . . . . . 60
Valor del factor de cultivo (F) . . . . . 63
respectivas altitudes . . . . . . . . . . 98
ciÓn de su dirección . . . . . . . . . . . 102
Relación entre los niveles isobáricos y sus
Señal de la componente del viento en fun-
X
TERMINOLOGIA Y SIMBOLOGIA
Símbolo Si gn i f i cado Un i dades
A
b
C
cs
c" D
d
E
ETP
ETR
G
9
L
1
M
?
P
Q
q
Area de una cuenca o sección
Ancho de una cuenca o sección
Con cen t ración
Coeficiente de posición o asimetría
Coeficiente de variación
Grado-día
Profundidad, diámetro, espesor
Evaporación
Evapotranspiración potencial
Evapotranspiración real
Almacenamiento de agua subterránea
Aceleración de la gravedad
Calor latente de vaporización del agua
Longitud
Humedad del suelo en zona saturada
Precipitación
Presión
Caudal
Caudal específico de una cuenca
Km2, m2
Km, m
g/ 1
- -
"C
m, cm
m
mm
mm
m3
m/s2
J /kg
Km, m
mm
m
mb,mm Hg
m3/s
l/s/Km2
XI
S ímbo 1 o S i g n i f i cado
S Ímbo 1 o S ign i f i cado Un i dades -
R
R
r
S
T
U
us
u
v V
W
B
e
n
Escorrentía
Radiación
Coeficiente de correlación
Agua almacenada
Desviación standard
Período del balance hldrico
Humedad relativa
Humedad del suelo
Velocidad del viento
Volumen, almacenamiento de agua
Velocidad del agua
Almacenamiento de agua en la atmÓc f era
Densidad
Temperatura
m
J/m2 ,Ly
m3, mm
varios
%
% volumen
m/s, Km/h
m3,hm3, KIT
m/s
m3 ,hm3 ,Km:
Kg/m3 ,g/cr
*C
Término residual de la ecuación del b alan ce h í dr i c o mm
ch
C
ob
i
max
min
O
sn
t
1
O
S
U
L
gl
Cauce de los ríos
Calculado
Observado
Intensidad
Valor máximo
Valor medio (guión sobre el símbolo)
Valor mínimo
Inicial (léase cero)
Nieve
Dependiente del tiempo (el tiempo como dimen- sión es T)
Flujo de entrada en los cuerpos de agua en estudio
Flujo de salida en los cuerpos de agua en estudio
Superficial
Subterráneo
Lagos y embalses
Glaciares
XI I I
ABREVIATURAS Y SIGLAS
AyE E
BHA CCHEN C DA CENA ClDlAT
DGA DGA DGM DMCH DNAEE
DNOS
Agua y Energía Eléctrica Sociedad del Estado (ArgeG tina)
Balance hldrico aerológico
Comisión chilena de energía nuclear
Curva de doble acumulación
Centro de Energía Nuclear na Agricultura (Brasil)
Centro Interamericano de Desarrollo Integrado de Agua y Tierra (Venezuela) Dirección General de Aguas (Chile)
Dirección General de Aguas (Perú)
Dirección General de Meteorología (Uruguay)
Dirección Meteorológica de Chile
Departamento Nacional de Aguas e Energía Elétrica (Brasil)
Departamento Nacional de Obras de Saneamento (Brasil)
ELETROB RAS Centrais Elétricas Brasileiras S.A.
EMBRAPA Empresa Brasileira de Pesquisas Agropecuarias
ENDE S.A. Empresa Nacional de Electricidad S.A. (Bolivia) ENDESA FCEyN
H I MAT
I HH
I NCyTH
I IG
I NAMH I
Empresa Nacional de Electricidad S.A. (Chile)
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales de la Uni- versidad de Buenos Aires (Argentina)
Instituto Colombiano de Hidrología, Meteorología y Adecuación de Tierras (Colombia)
Instituto de Hidráulica e Hidrología de la Universi- dad Mayor de San Andrés (Bolivia)
Instituto Nacional de Ciencia y Técnica HídI-icas (AL gentina)
Instituto de Investigaciones GeolÓgicas (Chile)
Instituto Nacional de Meteorología e Hidrología (Ecuador)
XI v
I NEMET I NGEMMET I N I E
I NPA I NPE I NTA
I PH
MARN R
OMM/AR/ I I I
ONERN
PP P PA PH I PR RB ROSTLAC
S ENAMH I
SENAMH I
SMN
SMOW SUDAM
SUDENE
TCG
Instituto Nacional de Meteorología (Brasil)
Instituto Geológico, Minero y Metalúrgico (Perú)
Instituto Nacional de Investigaciones Energéticas (Perú)
Instituto Nacional de Pesquisas daAmazonia (Brasil)
Instituto de Pesquisas Espaciais (Brasil)
Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria (Ar- gentina)
Instituto de Pesquisas Hidráulicas da Federal do Rio Grande do Su1 (Brasil)
Ministerio del Ambiente y de los Recursos Naturales Renovables (Venezuela)
Asociación Regional 111 de la Organización Meteoro - lógica Mundial
Oficina Nacional de Evaluación de RecursosNaturales (Perú)
Patrón de precipitaciones
Patrón de precipitaciones anuales
Programa HidrolÓgico Internacional
Patrón de escorrentía
Estadística fluviométrica base
Oficina Regional de Ciencia y Tecnología delaUNESC0 para América Latina y el Caribe
Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología (Bo- livia)
Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología (Pe- rú)
Servicio Meteorológico Nacional dependiente de la Fuerza Aérea Argentina
Standard Mean Ocean Water
Superintendencia de Desenvolvimento da Amazonia (Brasil)
Super intendencia de Desenvolvimento do Nordeste (Brasil)
Tiempo civil de Greenwich
Universidade
xv
uc ucv UCH UFRJ
UNA UNESCO
UN I US ARMY üS B USM us P WLA
Universidad Católica (Chile)
Universidad Central de Venezuela
Universidad de Chile
Universidade Federal do Rio de Janeiro (Brasil)
Universidad Nacional Agraria (Perú)
Organización de las Naciones Unidas para la Educa ción, la Ciencia y la Cultura
-
Universidad Nacional de Ingeniería (Perú)
United States Army
Universidad SimÓn Bolívar (Venezuela)
Universidad Técnica Federico Santa María (Chile)
Universidade de Sbo Paulo (Braeil)
Hydraulic Research Division (Surinam)
1. INTRODUCCION
1.1 Estudio del Balance Hídrico de América del Sur
Es indudable que dentro de la completa y difícil proble - mática del mundo moderno, la de los recursos naturales y eE tre ellos la del agua, ocupa un lugar relevante.
El excesivo crecimiento demográfico, agregado ademandas crecientes del agua con tasas aún superiores a las del propio incremento poblacional, frente a una oferta natural práctica mente constante, hacen proliferar situaciones con problemas físicos, técnicos y/o económicos para satisfacer aquellas de mandas, no sólo para las generaciones actuales sino tambiéñ para las que nos sucedan.
J,a ampliación de los servicios de agua potable y alcanta rillado, la incorporación de nuevas áreas de regadío, la cre - ciente industrialización y otros usos esenciales para el de- sarrollo y bienestar socio-económico de los pueblos, genera nuevas y mayores demandas de agua en términos de calidad, can tidad y oportunidad, difíciles de resolver en muchos casos, dada la extrema variabilidad espacial y temporal del recurso hldrico.
Las técnicas para evaluar el balance hídrico constitu- yen uno de los medios para resolver problemas hídricos prác ticos y teóricos. ñacándose en ellas es posible realizar un'a evaluación cuantitativa espacial y temporal, de los recursos hídricos.
El estudio de la estructura del balance hídrico es l a b a se para la ejecución de proyectos hidráulicos tendientes a 1% utilización racional, control y distribución de recurso agua en el tiempo y en el espacio. Asimismo ayuda a cuantificar y prevenir las consecuencias derivadas de la intervención del hombre en als condiciones naturales de los ríos, lagos y aguas subterráneas.
La comprensión del balance hl'drico es importante para los estudios del ciclo hidrol6gico. A partir de los datos del balance hzdrico es posible comparar los recursos aislados de agua de un sistema y establecer las graduaciones de sus efec - tos sobre las variaciones del régimen hidrológico.
2
El anál.isis utilizado para evaluar los parámetros indi- viduales del balance hldrico y la coordinacióndeestos compo nentes en la ecuación del balance, hacen posible la identifi cación de las deficiencias en la distribución de las estacio nes de medida y el descubrimiento de errores sistemáticos e; las mediciones.
Finalmente, los estudios de balance hídrico suministran los medios para la evaluación indirecta de parámetros cuyos antecedentes son insuficientes para calcularlos.
Solamente cuatro cuencas fluviales de América del Sur (Fig. 3.1), es decir, Amazonas, Río de la Plata, Orinoco y San Francisco, ocupan en conjunto el 65% deláreacontinental y constituyen casi el 75% del flujo que desagua en el Océano Atlántico. El Amazonas solamente, con el 38% del área del continente, aporta más de la mitad de dicho caudal.
De acuerdo a estimaciones, América del Sur es el conti nente que ocupa el segundo lugar, después de Asia, enla cuan tía de sus recursos hldricos, siendo el primero en valor espe - tífico.
Sin embargo, el problema de proporcionar agua a muchas regiones de América del Sur es bastante agudo, lo que se ex - plica por la distribución espacial extremadamente irregular de sus recursos hldricos.
El cálculo del balance hídrico del continente indicará a los países la cantidad y distribución de sus recursos de a- gua, suministrando información indispensable para su utiliza - ción racional.
1.2 Grupo de Trabajo Regional
El Grupo de Trabajo Regional sobre balance hídrico de América del Sur fue establecido con la ayuda de la Unesco, dando cumplimiento a la Recomendación NO5 formulada en la "Reunión regional de miembros de los Comités Nacionales de América del Sur para el PHI", realizada en Buenos Aires, del 20 al 26 de abril de 1976.
Para constituir dicho Grupo, la Unesco invitó a la seño rita Elide Martínez (Venezuela) y a los señores Andrés Ben? - tez (Chile), Lázaro Medina (Argentina), Alberto Sánchez de 1.a Calle (Colombia), Luis Vega Cedano (Perú) y NelsondaFran ca Ri.beiro dos Anjos (Brasil), quien en la primera reunión fue elegido Presidente del Grupo de Trabajo Regional.
3
1.2.1 Objetivos y funciones
Teniendo en cuenta el mandato aprobado en dichareunión, así como los términos de referencia y actividades queestáde sarrollando el Grupo de Trabajo sobre Hidrologla de la OMM/- AR 111, se consideró que los objetivos del Grupo de Trabajo sobre Balance Hídrico de América del Sur debían ser los si- guientes :
i) elaborar la metodología o metodologíac aplicables por los diferentes países de la región, con vistas aobtener posteriormente un balance hídrico de América del Sur,te niendo en cuenta el volumen y calidad de la informació; disponible ;
ii) formular recomendaciones que aseguren la utilización de dicha metodología y compatibilidad de los resultados ob - tenidos.
Se consideró además que la revisión del estado actual y futuro de las redes hidrol6gicas de los diferentes países de la región, la normalización de los métodos e instrumentos de observación, así como la recolección y procesamiento de los datos, eran actividades o funciones que estaban siendo reali zadac por el Grupo de Trabajo de Hidrología y otros grupos d$ la OMM/AR 111. Por lo tanto, se estimó que el Grupo de Traba - jo sobre Balance Hídrico de América del Sur debía tener las siguientes funciones:
i) analizar la cantidad y grado de confiabilidad de los da tos existentes sobre cada uno de los componentes del b a lance hídrico, identificando las lagunas más importantes de datos esenciales;
ii) analizar los resultados de los estudios y cálculos rea- lizados en la región sobre los diferentes componentes del balance hídrico y para distintos períodos de tiempo;
iii) discutir las bases científicas y los aspectos prácticos de los diferentes cálculos del balance hídrico realiza dos individualmente por cada país a nivel de cuenca, re gional o nacional, así como los realizados para el con- tinente sudamericano, comparando y analizando los datos ya publicados ;
iv) elaborar un programa de trabajo coordinado para ser desarrg llado enlos diferentes paísesypor losmiembros delGrupo de Trabajo, identificando los estudios einvestigaciones que requerirán cooperación internacional en el futuro.
4
Al analizar el programa de trabajo a desarrollar a cor- to, mediano y largo plazo, el Grupo de Trabajo tuvo en mente que los subciclos hidrológicos a escala local, regionalycoc tinental son parte del ciclo hidrológico mundial. Debi.do al tamaño reducido de los continentes (29% del área total del globo), la precipitación sobre ellos es solamente un efecto lateral del ciclo hidrológico mundial. Por lo tanto, el cono - cimiento del ciclo hidrológico mundial es un requisito para comprender exactamente el funcionamiento de los diferentes subciclos. Cualquier actividad de caracter regional no ten- dría sentido sin estar apoyada eintegradapor unacooperación de estudios e investigaciones a nivel mundial, tal como la propuesta dentro del PHI.
Con el fin de llegar a determinar la operación del ciclo en América del Sur y el balance hldrico del continente, el Grupo de Trabajo estableció que se requerirán dos grandes eta - pas.
En la primera se considerará:
i) el intercambio de información acerca del avance logrado en cada país sobre datos, metodologías, resultados obte - nidos e información adicional necesaria;
ii) la evolución de programas en curso que representen con- tribuciones significativas al balance hi’drico del conti - nente;
iii) la elaboración de sugerencias sobre continuación de es- tudios cooperativos entre países, actualmente en curso o a realizar en el futuro;
y, en base a estos puntos;
iv) la elaboración de la metodología a recomendar a los paz ses del continente; y
v) la formulación de recomendaciones a los Comités Kaciona les para el PHI y a la Unesco sobre la continuidad y o- rientación de las Euturas fases del balance hldrico de América del Sur, en el ámbito del PHI, con el propósito de preparar un informe sobre el balance hldri co continez tal, como una contribución de América del Sur al PHI.
1.2.2 Actividades realizadas
El Grupo de Trabajo desde su creación, ha realizado cua tro reuniones. Durante la primera, celebrada en Río de Jane? ro del 18 al 23 de mayo de 1977, en las instalaciones de ELETROBFUS, además de efectuarse precisiones sobre los obje - tivos y funciones del grupo, se hizo un primer análisis de la información disponible en la región, así como de los métodos de cálculo, interpelación y mapeo utilizados en los diferen tes países, elaborándose un programa y calendario de trabajo para el período 197711978. Se solicitó a la Unesco dar conti nuidad a las actividades del Grupo de Trabajo, habilitando los fondos necesarios para asegurar la reunión de los miem- bros del grupo con carácter anual. En esta reunión el Sr. Raymond Nace (Estados Unidos de América) asistió a los miem- bros en calidad de consultor especial invitado porlaUnesco.
-
La segunda reunión del Grupo de Trabajo tuvo lugar en Montevideo, en la sede de ROSTLAC, del 24 al 27 de julio de 1978. Todos los miembros del Grupo participaron en la reunión, con la excepción del Sr. Andrés Benítez (Chile), quien fue sustituido por el Sr. Francisco Verni (Chile).Durante la mis ma, el Grupo efectuó un análisis y discusión de los documen- tos referente a metodologías aplicadas y en desarrollo en ca da país, escalas de mapeo y períodos de tiempo, ademásde di: cutir sobre el sistema de trabajo y metodologlas a recomendar a nivel de cuenca y/o país.
La tercera reunión se realizó del 6 al 10 de agosto de 1979 en la Oficina de Desarrollo Profesional y Relaciones In - ternacionales del MARNR en la ciudad de Caracas y contó con la participación de todos los miembros del Grupo y con la va - liosa colaboración del Sr. Francisco Avellán (Venezuela), a2 tor de varios estudios sobre balance hídrico. Durante la reu niÓn se hizo un análisis de las actividades desarrolladas por el aupo y los aspectos del balance hídrico que presentan ma yores dificultades tecnológicas, discutiéndose las soluciones que se podrían adoptar en cada caso. Finalmente se discutió el contenido y estructura que debe darse a la "Guía MetodolÓ gica para la elaboración del Balance Hídrico de América dei Sur" y se asignaron tareas específicas a cadamiembrodel gru PO relacionadas con la redacción de los diferentes capítulos de la Guía.
La cuarta reunión se celebró en Santiago, del 17 al 26 de noviembre de 1980, en las oficinas de ENDESA. Además de hacer un rec-uento general de sus actividades, elGrupoanalizÓ la versión preliminar de la Guía Metodológica y preparó reco mendaciones para la segunda etapa de sus actividades, con e¡
6
objeto de realizar el balance hídrico del continente. Además de contar con la participación de todos sus miembros, el Gru- po fue asesorado por los siguientes especialistas: José Mar- ques (Brasil), Claudio Silva (Chile), Hugo Henríquez (Chile) y Ernesto Brown (Chile).
Para revisar la versión final de la Gula Metodológica en base a las observaciones enviadas por los países de América del Sur y de acuerdo al programa establecido en Santiago, se realizó en las dependencias de ELETROBRAS de Río de Janeiro, del 18 al 21 de mayo de 1981, una reunión que contó con la par ticipación de algunos miembros del k u p o y de los especialis1 tas de Brasil José Marques, Fausto Almeida, Sergio Almeida y Armando Tavares .
Durante todos los años que estuvo en actividad, el grupo contó con la colaboración de organismos e instituciones de va - rios países entre los cuales destacan los siguientes:
Brgent ina : AyEE , FCEyN , INCyTH , INTA , SMN
Bolivia : ENDE, IHH, SENAMHI
Brasil : CENA, DNAEE, DNOS, ELETROBRAS, EMBRAPA, INEMET, INPA, INPE, IPH, SUDAM, SUDENE, UFRJ, USP
Colombia : HIMAT
Chile : CCHEN, DGA, DMCH, ENDESA, IIG, UC, UCH, USM
Ecuador : INAMHI
Guyana : Hydrometeorological Service
Perú : DGA, INGEMMET, INIE, ONERN, SENAMHI, UNA, UN1
Surinam : WLA
Uruguay : CONAPHI
Venezuela: MARNR, CIDIAT, USB, UCV
La secretaría técnica de las dos primeras reuniones fue proporcionada por el Cr, Alf redo Pini Ila, HidrÓl ogo Regional de ROSTLAC. El Sr. Christiaan Gischler, que siistitiiyó al Sr.
7
Pinilla en ROSTLAC, lo reemplazó como secretario en las tres últimas reuniones.
1.3 Guía Metodológica para la elaboración del Balance Hídrico de América del Sur.
La Guía Metodológica ha sido elaborada como un manual regional para la evaluación de los balances hídricos de las cuencas hidrográficas del continente sudamericano.
Su objetivo básico es establecer, en lo posible, princi píos y métodos unificados que puedan ser aplicados en los pa7 ses de América del Sur, para la evaluación del balance hídri co superficial y aerológico.
-
Sin embargo, se debe considerar que los métodos presen- tados en la publicación no contemplan todas ].as variaciones posibles de los aspectos naturales y del medio ambiente, ha- biéndose realizAdo algunas simplificaciones para que todos los países del continente puedan calcular sus balances hídri - tos.
La publ.icaciÓn describe los métodos de evaluacióndelos principales componentes del balance hídrico, analizando la información básica requerida, en especial la cartográfica,la hidrometeorológica y la aerológica, así como la confiabilidad y precisión de los parámetros.
Presenta las grandes cuencas y vertientes hidrográficas de América del Sur y sugiere la aplicación de la ecuacihdel balance superficial en cuencas abiertas y cerradas, con osin información suficiente, además de la aplicacih de la ecua- ción del balance aerológico.
Finalmente, la Guía indica cómo deben presentarse los textos, cuadros, gráficos y mapas, y sugiere recomendaciones para asegurar la,utilizaciÓn de la metodología y la compati- bilidad de los resultados obtenidos.
Los slmbolos utilizados están en conformidad con publi- caciones y patrones internacionales y las unidades presenta das son las del sistema métrico.
-
Para la elaboración de la Guía se ha tenido en cuenta los balances hldricos realizados por los países del continen te, así como la información disponible sobre los componentes que intervienen en ellos. En 1.as Referencias se incluyen di- chos trabajos.
8
i)
ii)
De su análisis se llega a la conclusión que:
existe un avance notable en el conjunto de países parad$ terminar las características y mapeo de los componentes básicos: precipitación, evaporación y escorrentía;
hay tentativas locales de describir otros componentes del balance hi'drico, así como acciones para implementar ba- lances 'a nivel regional;
iii) se han realizado estudios a nivel regional o de cuenca para evaluar los recursos hídricos, de tal forma que pue - da planificarse y aprovecharse Óptimamente dichorecurso;
iv) existen ensayos y aplicaciones de nuevos métodos de cál- culo tales como el aerológico, isotópico y balance de energía.
Finalmente se verificó la amplia difusión de métodos tra dicionales de cálculo de balances hídricos con fines agronÓm7 C O S , que se aplican en forma sistemática y asidua a nivel 1; - cal y zonal.
* * *
9
2. EL BALANCE HIDRICO DE AMERICA DEL SUR
2.1 Concepto de balance hídrico y de ciclo hidrológico
El concepto de Balance Hídrico, que ampliamente es usado en hidrología, puede causar alguna confusión al suponer que la precipitación es igual a la suma de la escorrentía y la evapo - ración.
En muchos casos sucede que las cuencas no tienen un ci- clo exclusivo de su entorno, es por ello que, la terminología de Ciclo Hidrológico está ganando aceptación.
Ha sido propuesto que el término Ciclo Hidrológico tome el sentido de distribución y movimiento del aguaendiferentes fases, bajo y sobre la superficie de la tierra.
En esta instancia los estudios del balance debieran ser considerados como un método de investigación del ciclo hidro- lógico.
En la actualidad se han desarrollado modelos matemáticos del ciclo del agua derivados de las ecuaciones generales del balance de agua. Estas ecuaciones se han establecido para el mundo entero, océanos y continentes o para regiones arbitra- rias.
El resultado final es cuantificar la contribución parti- cular de una región o continente al balance mundial de agua.
2.2 Métodos que pueden utilizarse
Para realizar el balance hldrico de América . del Sur se pueden utilizar, entre otros, los siguientes métodos básicos:
- Balance hídrico superficial
- Balance hldrico aerológico
- Balance hídrico isotópico
A continuación se analizará cada uno de ellos, teniendo en cuenta que en los capítulos siguientes se tratan en forma más detallada.
10
2.2.1 Balance Hídrico Superficial
América del Sur se caracteriza por tener una gran exten - siÓn territorial, grandes zonas con baja densidad de habitan- tes, grandes cursos de agua que drenan cuencas dehastavarios millones de km’ y reservas de agua distribuídas en forma no homogénea.
Las necesidades de agua aumentan día a día y se constitg yen, al igual que en Europa, en un problema no transitorio si - no permanente y con tendencia a agravarse.
Es por ello que se hace necesario una evaluación del ba lance de agua en forma integral y de todos sus componentes,a: corde con las características propias de América del Sur. La principal diferencia con Europa radica en la baja densidad de la red de observación.
Entre los componentes que es necesario conocer, efectuar mediciones, procesar y analizar para el mejor conocimiento del balance figuran como más importantes :
- precipitación (líquida y sólida) ; - pérdidas (evaporación, evapo transpiración y sublima-
- escorrentía (superficial, subsuperficial y subterrá-
- almacenamiento o regulación (en los ríos, lagos, em - balses, pantanos, campos de nieve, glaciares, napa subterránea) ;
- infiltración;
- uso del agua por el hombre.
ción) ;
nea) ;
Además existen otros parámetros que son necesarios para estimar los anteriores, como por ejemplo:
- temperatura
- humedad
- insolación
- radiación solar
- viento
1 1
El conocimiento de la distribución, movimiento, canti- dad, permanencia, variación y transporte del agua en los di? tintos lugares donde puede encontrarse, sirve para el. conoci miento de su balance, ya que éste debe estar basado en el pro - ceso global que gobierna el ciclo hidrológico.
Una forma general del. balance de agua para cualquier cuerpo de agua e intervalo de tiempo será:
+ Qsl + Qul - E - El - Qso - Quo -
donde :
P = Precipitación
QsI =
Q,, = E = Evaporación
El = Evapotranspiración
Entrada de agua superficial a la cuenca o cuerpo de agua Entradadeagua subterránea a lacuenca ocuerpo de agua
= Salida de agua superficial
= Salida de agua subterránea
Qs O
Q"0
AS = Variación del almacenamiento dcagua enla cuenca
= Término residual de discrepancia, error de me- dición o estimación
En forma más detallada y para problemas más específicos los términos de la ecuación pueden subdividirse como indica la siguiente ecuación:
P + Q, I+ Q ,,- ET - Qso - Qu, - AM - A G - A S L -
donde :
ASch- AS - AS - r,=O gl s n
AM = Variación del almacenamiento de humedad en el suelo y la zona no saturada
AG = Variación del almacenamiento en acuíferos
A S L = Variación del almacenamiento en lagos y embal- ses
12
= Variación del almacenamiento en canales de los ríos "ch
AS = Variación del almacenamiento en glaciares gl
= Variación del almacenamiento encobertura denie - sn AS ve.
En razón de que para computar cada uno de los elementos se utilizan variadas mediciones y estimaciones, usando métg dos independientes, siempre quedará involucrado un error. Es por ello que la ecuación del balance de agua presentará dis- crepancias; q es el término residual; bajos valores de rj so- lamente indican que los términos del balancetiendena compen - sarse.
Las unidades de la ecuación pueden ser expresadas en ai tura media de agua sobre la cuenca o cuerpo de agua (mm), cg mo volumen de agua (hm3), o en forma de flujo (m3/ s) .
Para cálculos en áreas extensas y largos períodos de tiempo, se recomienda utilizar la ecuación simplificada:
donde :
(p> = Precipitación media del período y área
(a> = Caudal medio del período y área
(E) = Evapotranspiración media del período y área
rl = Término de discrepancia
El símbolo ( ) barra promedio temporal
indica promedio espacial horizontaly la
Esta ec.uaciÓn es aplicable si los cambios de almacena- miento en un período largo de tiempo y en áreas extí--nsastien _- de a minimizarse y puede suponerse nulo.
La utilización de esta simplificaci6n permite la cons - trucción de mapas que pueden ser romparados entre sí.
- - Los métodos para calcular P, ET y a se indiran en el
Capítulo 3 de esta Guía.
1 3
2.2.2 Balance Hídrico AerolÓgico
El contenido total de agua en laatmósferarepresentasólo una pequeña fracción de la hidrósfera, sin embargo su gran mo vilidad hace que el vapor de agua juegue un rol predominante en el balance hídrico.
Hasta hace poco tiempo se aceptaba que la principal fuen - te de agua en los procesos de precipitación la constituía el vapor de agua obtenido de la evaporación “in situ”, de mane- ra que el transporte atmosférico total de vapor de agua sobre los continentes correspondería a poco más de lo requerido pa- ra compensar la salida de agua en los ríos. Este concepto del ciclo hidrológico está en conflicto con las observaciones más recientes, que muestran que el flujo total de agua en su fase gaseosa constituye una rama principal en el ciclo hidrológico. Más aún, el vapor de agua afecta fuertemente losprocesosener - géticos en la circulación general de la atmósfera, tanto en la liberación o consumo de calor latente (en sus cambios de fa - se), como en la alteración del balance de radiación, por lo tanto es un componente de importancia en la dinámica del cli- ma.
De 1.a misma forma que en el balance hi’drico superficial, es posible obtener una expresión para el balance hídrico en la atmósfera. El reriente desarrollo de las redes aerológicas (Capítulo 4) ha llevado a la posibilidad de medir adecuadamen - te los términos de esta ecuación, aunque las áreas y los pe- ríodos de tiempo aplicables están limitados por ladensidadde las redes aerológicas (que resuelven sólo los procesos en la escala sinóptica), la frecuencia de las observaciones (una 8 dos diarias), los errores de medición y los efectos topográfi - tos.
Las expresiones del balance hídrico en la atmósfera, que surgen de la conservación de la masa, pueden variar según los procesos físicos a ser estudiados. La forma que convendrá tra tar es la que contiene como residuo a la diferencia entre la evaporación y la precipitación promediadas en un período de tiempo dado y sobre una superficie dada. De esta manera pue- den compl.ementarse o ligarse las ecuaciones del balance hídri - co con el superficial.
Una expresión adecuada de la ecuación de balance para el contenido de agua en la atmósfera para una columna de aire de sección unitaria es:
+ aw a t - + d i v Q = ETR - P
1 4
donde :
ETR
P
W
6 div.
= es la evaporación o evapotranspiración en la ba - se de la columna (proporcional al flujo verti- cal medio de vapor de agua a través de la super - ficie terrestre) ;
= es la precipitación;
= es el agua precipitable de la columna (conteni- do de agua si todo el vapor de agua de la colum - na de aire se Condensara);
= es el flujo total horizontal de vapor de aguaen la columna;
= operador divergencia horizontal.
Se ha supuesto aquí que toda la humedad condensada en la columna cae como precipitación. Esto no es válido si una par- te significativa de la humedad condensada en la columna se al - macena o es transportada en forma de nubes. Sin embargo, cuag do se aplican promedios espaciales el vapor condensado o trans portado es despreciable con respecto al contenido en el aire,
Si el balance se realiza en una superficie A, durante período de tiempo T = t2 - t l , la ecuación 2.4 se expresará mo :
un co -
w \ div. 6' dA = (ETR - P) + -
A .)A
<wt2 - ti/
T
div. 6' dA = (ETR - P) l w \ 1
+ - <wt2 - ti/
T A . J A
Es decir, la diferencia entre la evaporación y la precL pitación media en la superficie terrestre equivale al cambio promedio, en el período considerado, del contenido devapor de agua en la columna más la divergencia media del flujo del. va- por de agua.
El primer término (de almacenaje) (Wt2 - 'tl) es simple mente la diferencia entre los valores promedios reales de¡ contenido de vapor de agua al final y al principio del perlo- do en consideración. Los valores típicos son del ordendeunos mil-ímetros y para períodos superiores a UP, mes es generalmen- te pequeño comparado con el término de divergencia y usualmen - te se io ignora en los cálculos.
Por razones de cómputos es conveniente transformar el término de 1.a divergencia como una integral lineal a 10
15
largo del perímetro C de la cuenca mediante la aplicación del teorema de Gauss-Ostrogradskii.
1
A - 1 d i v . Q dA =-
A J C
donde Q, es la componente normal exterior a un punto dado de la curva límite C. De esta manera el término puede interpre- tarse como el flujo total de vapor de agua a través de las ca ras verticales de la columna atmosférica por unidad de tiempo,
Los datos necesarios parala evaluación del primer miem bro de la ecuación de balance se obtienen básicamente de lag observaciones aerológicas. Aunque, por el momento, los datos de viento y perfiles de humedad obtenidos por medio de satéli tes no tiene una resolución adecuzda para el cómputo del flujo de vapor de agua, es probable que los constantes progresos en esta área lleven a un posible uso futuro. De todas maneras,la limitada densidad de estaciones aerológicas y la reducida fre cuencia de las observaciones (una a dos por día) en el área sudamericana hacen que los cómputos del balance hídrico aero- lógico sólo puedan ser representativos, en estas regiones, pa ra períodos largos (mayores al mes) y parasuperficiecmayores a 10' Km'.
-
2.2.3 Balance HÍdrico IsotÓpico
En la naturaleza existen dos isótopos estables de hidró- geno, uno de número de masa 1 (H) y otro de número de masa 2, denominado deuterio (D). En las agiias naturales cerca del 99,985% del hidrógeno tiene la forma H y sólo un 0,015% la forma D.
Anál.ogamente, el oxígeno posee 3 isótopos estables connÚ - mero de masa 16, 17 y 18 o sea l60, 170 y 180 y siendo sus concentraciones medias respectivamente de 99,759% , 0,037% y O ,204%.
La combinación de dos átomos de hidrógeno y uno de oxlge - no da lugar a moléculas de agua de distinta naturaleza y de acuerdo a la combinación que se produzca.
Las tres más abundantes son H2 lSO, H2 IR9 y HD 160.
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Analizando el. comportamiento de las molécul.as de agua H2 l6O y 112 l*O, se vé que tienen propiedades ligeramente di - ferentes; así, una muestra de agua que contenga estas dos es- pecies moleculares, podrá sufrir un fraccionamiento isotópico durante un proceso físico-químico cualquiera. Los principales procesos naturales que contribuyen acentuadamente para que se produzca este fraccionamiento isotópico son la evaporación y condensación.
Considerando procesos lentos de tal forma que se obtenga una condición de equilibrio entre la fase líquida y vapor, el fraccionamiento isotópico dependerá de las tensiones de vapor de las moléculas de agua de los dos tipos H2 l6O y H2 I80.A1 ser mayor la tensión de vapor de esta Última, por el proceso de evaporación el agua del suelo se enriquecerá de l8O respec - to del agua de precipitación. Por otra parte el vapor de c o ~ densación será más rico en l8O que el vapor original. De esta forma, el vapor residual, después de un proceso de condensa- ción, se empobrecerá en l8O.
Si este proceso se repite por etapas, el vapor residual cada vez tendrá una composición isotópica menor que la ante- rior y así sucesivamente. De esta forma la concentración iso- tópica de la precipitación irá disminuyendo a medida que se desenvuelve el proceso.
Aprovechando este fenómeno y efectuando el balance isotó pico del vapor de la atmósfera y del agua superficial se pue de realizar el balance hídrico isotópico, especialmente de las grandes cuencas.
En el capítulo 5 se explica detalladamente este método.
2.2.4 Otros métodos
En los puntos anteriores se han indicado losmétodos bási - tos pa.ra realizar el balance hídrico de cuencas, regiones o países.
Ahora bien, el balance de agua se puede evaluarsegiínlas diferentes formas de encarar el problema, sus objetivos, el tipo de información disponib1.e y el uso práctico que tendrán los resultados. En todos los casos, la determinación del pe- ríodo sobre el que se basan los resultados y el área, actúan también como factores restrictivos de cada método en particu lar.
-
17
Como métodos alternativos, algunos de los cuales son la aplicación a un caso específico de los métodos descritos ante riormente, se indican los siguientes:
Balances energéticos
- Balance de calor para la determinación del balance de
- Modelos energéticos de balance de la cubierta de nieve. - Modelos energéticos de avance y retroceso de glaciares. Balances hldricos
- Ecuación del balance de lagos y embalses - Balance de agua en un río para intervalos específicos - Balance de agua en el suelo para fines agrícolas - Balance de' agua subterránea
Modelos matemáticos
- Determinísticos de balance de agua - De simulación hidrológica - De caja negra
agua.
2.3 Período para el cálculo del balance
El período para el cálculo del balance de agua en Améri- ca del Sur está directamente condicionado por: la superficie y topografía del continente, los parámetros hídricos que se deciden analizar para tipificar el fenómeno, los datos real- mente factibles de obtener en las redes de estaciones yladis - ponibilidad de información simultánea en todo el continente.
Un balance puede ser realizado para distintos períodos (horas, días, meses, estaciones del año, años).
Los balances medios de agua se realizan en forma anual y en el caso de América del Sur, que se trata de poder minimi- zar en un cálculo global el término de variación de almacena- miento, el balance deberá abarcar varios años.
Si bien los períodos medios recomendables para tipificar el fenómeno son del orden de 30 años, se considera que, de
18
acuerdo a la situación antes citada, sólo es realmente ble realizar un balance para un período más corto.
facti -
De acuerdo al análisis realizado por el Grupo de Trabajo sobre la longitud de las estadísticas correspondientes a los parámetros que se utilizarán en el cálculo del balance hídri- co (precipitación, escurrimiento y evapotranspiración) se re- comienda un período de 15 años que abarcará de 1965 a 1979.
Se recomienda que los análisis para las diversas cuencas correspondan a año calendario, pues no será posible unificar el concepto de "año hidrológico" para todo el continente.
Esto acarreará en ciertas zonas algunos problemas ya que la escorrentía de los primeros meses del año songeneradaspor precipitaciones caldas el año anterior (caso del deshielo en la cordillera que abarca el período setiembre-abril , octubre- marzo), o bien en zonas áridas o semiáridas en las cuales las precipitaciones de un año lluvioso inciden en las escorren- tías de los dos o tres años siguientes, a través de la acumu- lación de nieve o aporte de la napa subterránea alimentada dy rante ese año.
2,4 Escala de la cartografía
Las diferentes superficies de los países que integ-ran el continente y la diferente densidad de las redes deobservación aún dentro de un mismo país o cuenca, condicionan la escala de los mapas necesarios para el cálculo del balance hldrico.
Con referencia a este punto se considera convenienteadop tar la escala 1: 1.000.000 para los mapas a nivel. de país. Esta escala podría ser impractícabie en ciertos países y sería jus tificado adoptar la escala de 1:5.000.000 en estos casos.
-
Esta escala de 1:5.000.000 es la que se recomienda para los mapas continentales y está en concordancia con el trabajo de la ARIII en relación al Atlas HidrolÓgico de América del Sur.
Los mapas deberán tener las descripciones topográficas básicas. En todos los casos que sea posible, deberán contar con las curvas de nivel en equidistancias que posibiliten des cribir las variaciones de los parámetros hídricos con la altu ra.
-
En ocasión de prepararse el Atlas Climático de América del Sur publicado por la OMM y la Unesco, en 1975, los borra dores se confeccionaron en el mapa físico del krriiy Service,
-
19
Corpc of Engineers, US ARMY, Washington DC 1:5.000.000, hojas 13 y 14 y para 1.a impresión del mapa de precipitación media nual se utilizó la proyección cónica oblicuabipolar conforme, que es conveniente para describir el continente sudamericano, y en 61 constan las isohípsas de 200, 500, 1.000, 3.000,4.00Q 5.000 y 6.000 metros.
Por esta razón y encontrándose dichos mapas adisposición de todos los países de América del Sur, se recomienda utili- zarlos como cartografía básica para este estudio.
Se recomienda también que los países que posean una base cartográfica mejor, la utilicen en su estudio, pero manteniez do la base descrita anteriormente para compatibilizar los ma- pas nacionales.
* * *
20
Fig. 3-1.- Grandes cuencas y vertientes hidrográficas de América del Sur.
21
3. EL BALANCE HIDRICO SUPERFICIAL
3.1 Generalidades
Para realizar un balance hídrico superficial es necesa- rio conocer no sólo los procesos o caminos que sigue ei agua en el suelo, sino también las características fisiográficas, edafológicas y biológicas del lugar en los cuales ellos se de - sarrollan.
Por eso, una evaluación precisa del balance hídrico está estrechamente ligada con la cantidad y calidad de la informa- ción disponible y, en particular, de la red de estacionesyng mero de años de sus registros. En este caso especifico de la elaboración del balance de aguas superficiales del continente sudamericano, la disponibilidad de información fluviométrica es la que debe ocupar la atención preferente, pues de contar- se con un control en todas las subcuencas que integran cada una de las grandes cuencas del continente, las dificultades para su evaluación serían prácticamente mínimas.
Pero el problema que se plantea es no sólo porque se ado lece de información hidrométrica, sino porque además la infor - mación climatológica que se dispone para aplicar cualquier mé - todo indirecto que permita estimar las variables a considerar en el balance, generalmente no es satisfactoria, por lo que se hace necesario que el conocimiento de cada una de las varia - bles que intervienen en el proceso, así como su Óptima evalua ción, deba hacerse en forma sistemáti-ca a lo largo de todo ei continente.
Como paso previo, se ha considerado la necesidad de seña lar el ámbito geográfico en el que se realizará el ba1ance.E; tal sentido, se definieron grandes cuencas y vertientes hidro gráficas a nivel continental, identificándose las siguientes7
1. Amazonas
2. Tocantins
3. Atlántico Nordeste
4. San Francisco
5. Atlántico Este
22
6. Del Plata
7. Atlántico Sur
8. Pacífico Sur
9. Pacífico Centro
4
10. Pacífico Norte
11. Cuencas endorreicas
12. Magdalena
13. Caribe
14. Orinoco
15. Atlántico Norte
en la figura 3.1 se han indicado dichas cuencas.
3.2 Información requerida
3.2.1 Cartográfica
La información cartográfica comprende la convenciona1,la hidrológica y la fotogramétrica.
En el punto 2 se indican las características de la carto - grafía que se sugiere utilizar, cuyas escalas serían:
- 1:l.OOO.OOO para el mapeo a nivel del país, con el entendido de que en aquellos países de gran extensión territorial, esta escala sería 1:5.000.000.
- 1:5.000.000 para la totalidad del continente
A nivel regional y dependiendo de la información existen - te y de las características propias de cada área, seestimapo - sible utilizar cartas a escalas mayores, pudiéndose posterior - mente, mediante reducciones, ceñirse a la escala acordada a nivel nacional. En este sentido, se sugiere el uso de mapas a escala 1 : 500 .'O00 Ó 1 : 250.000.
El empleo de fotografías aéreas e imágenes de radar y sa télite son Útiles a los efectos de determinar al-gunas caracte - rlsticas físicas de las cuencas y para mejorar ].as estimacio- nes hechas en relación a los valores de algunosparámetros,te - niendo presente que si bien su uso no puede generalizarse a nivel del continente, podrLa usarse como iina herramienta de ayuda a nivel de cuencas.
23
3.2.2 Edafológica y biológica
Para la cuantificación más realista del balance hídrico, se requieren los mapas de distribución de la vegetación y de tipo de suelo, los cuales permiten detectar su capacidaddein filtración, almacenamiento y tipo de cobertura vegetal. El di: poner de esta información facilita y da las herramientas nece sarias para la determinación de la evapotranspiración real, 1: cual es uno de los parámetros más importantes que intervienen en la ecuación del balance hídrico.
Si se contara con toda la información anterior se esta - ría ante una situación cercana a la ideal, pero elanáiisisde la realidad demuestra que las limitaciones existentes son muy acentuadas. Sin embargo, si se tuviese una estimación en cada área sobre la variabilidad de los usos consuntivos para deter - minados cultivos y se llevara esta información a un mapa de escala similar a los disponibles de evapotranspiración poten cial, de ellos podría derivarse el correspondiente al de iso: líneas de evapotranspiración real, constituyéndose en un ele mento de gran utilidad en la realización del balance hídricg de las zonas irrigadas.
3.2.3 H i d rome teo ro 1 Óg i ca
Uno de los factores más importantes en la determinación del balance hídrico lo constituye la recopilación y procesa- miento de la información hidrometeorológica. Su importanciaes - triba en que dichos datos permiten un mejor conocimiento de las condiciones hidroclimáticas de la zona, a la par de que son la base para la determinación de una serie de parámetros que intervienen en el proceso del balance hídrico de una cuen ca.
-
El tipo de información requerida para tales efectos COIJ prende la información hidrométrica y la climatológica y de és - ta, en fo-rma especial la piuviométrica.
El enfoque de un estudio hidrológico para la realización del balance hldrico requiere fundamentalmente del conocimien to, calidad y cantidad de la información disponible. En este sentido, debe procederse en primer término a efectuar uniriven - tario de este tipo de información, el cual debe incluir, ade- más de la nomenclatura y ubicación de la estación, los cauda- les medios mensuales y anuales del período en estudio.
El conocimiento de 1.a red pluviométrica a nivel nacional es básico, así como la recopilación yanálisis de registros de
24
todas las estaciones ubicadas dentro y en los alrededores de cada una de las cuencas sujetas a estudio.
Entre las variables meteorológicas que definen las carac terísticas climáticas de una cuenca y de mayor apli.cabilidad- para efectos de la determinación de los componentes que inter - vienen en la ecuación del balance h’idrico, se destacan: tempe - ratura, evaporación, presión, vientos, humedad del aire, ra- diación e insolación. La cuantificación de casi todos estos elementos resulta necesario cuando se desea efectuar un balan ce hídrico de gran precisión. La mayor o menor confiabilidad de los registros está en función de la exactitud,sensibilidad y fidelidad de los instrumentos instalados.
3.2.4 Confiabilidad y precisión de la información hi drometeorol ógi ca
Proceder a la definición de confiabilidad y precisión de las componentes que intervienen en el balance hídrico lleva consigo frecuentemente cierto grado de incertidumbre, por cuan - to cada una de ellas está sujeta, en mayor o menor proporción, a errores no fáciles de detectar, ya que la información rela- cionada con los registros hidrometeorológicos de la red opera - cional, es la base para la evaluación del balance hídrico. Es ta información no siempre es totalmente satisfactoria en vir- tud de una serie de circunstancias, tales como: tipos de ins- trumentos, periodicidad con que es recabada la información, capacidad y responsabilidad de las personas que efectúan su recopilación y procesamiento y el cuidado que se preste para su publicación. Por lo tanto, cualquier error que se cometare - percutir5 en el dato a utilizar y muchas veces éstos, paraser detectados, requieren de un cuidadoso análisis, por logeneral de tipo estadístico. En este sentido, es necesario tener en cuenta la interdependencia que existe entre los elementos prin cipales que se consideran para la estimación de una componente y aquellos empleados en forma indirecta para estimar los pri- meros.
Del análisis de cada uno de los componentes queconforman la ecuación del baLance, el escurrimiento es el parámetro que proporcionalmente, resulta más preciso, pues se considera que su medición está sujeta a menores errores. No obstante, detec tar esos errores en algunos casos resulta difícil, aún cuando se empleen técnicas modernas.
El grado de precisión, disminuye en el caso de la preci- pitación, por cuanto laprincipal. fuente deerror en su medición
25
la constituye una inadecuada red de observaciÓn,además de los errores propios del funcionamiento de los instrumentos.
En el caso de la determinación de la evapotranspiración, no hay todavía un método práctico para su mediciÓndirecta,lo cual implica que su estimación sea efectuada, generalmente, a partir de métodos indirectos, que si bien proporcionan resul- tados aceptables, requieren de otros elementos meteorológicos que a su vez, pueden convertirse en una fuente de error.
Una buena herramienta para llevar a cabo un balance hídri co más ajustado a la realidad, lo constituye el uso de los ma pas de isollneas de cada uno de los parámetros que en él inr tervienen. Si bien es cierto, que el procedimiento es laborio - so, la ejecución de estos mapas debe hacerse en forma conjun ta, por cuanto así se facilita su calibración. Por ser subje- tivo el trazado de los mapas de isollneas se está consciente que aún con este sistema se cometen errores. Por ejemplo, en el caso específic.o del escurrimiento, elverdadero rendimiento de una cuenca, puede ser mayor al mostrado en los mapas de es correntía, pues es difícil cuantificar ciertas pérdidas,tales como las ocurridas en los canales, usos consuntivos y otras. En el caso de los mapas de isoyetas se tiene dificultad para detectar en forma directa los errores producidos por las dife - rencias de la red, pero mediante superposición con mapas de otros parámetros pueden eventualmente llevarse a cabo las co - rreccj ones .
Otra herramienta de utilidad para el cálculo del balance ha sido la computadora, por cuanto la determinación r!e cada uno de los parámetros conlleva una serie de ecuaciones comple jas, que pueden ser resueltas a través de modelos matemáticos.
El término precisión puede ser definido como "el grado en que una medición específica concuerda con los valores verdade ros". Esto lleva a pensar en la necesidad de establecer tratg mientos con igual grado de precisión para la estimacióndeca- da uno de los componentes. Por ello, además de requerirse pre - cisión en los instrumentos de medición, se necesita que las condiciones locales permitan que puedan efectuarse otras medi - cienes complementarias, por ejemplo: tener gran precisión en la medida de los niveles de un río es de poca ayuda, si no se tiene ninguna en la realización de aforos simultáneos.
En general, la calidad de la información está supeditada a ].as previsiones tomadas para definir la localización de las estaciones hidrometeorológicas, así como a los lapsos de re- gistros disponibles y las condiciones que preval-ezcan respecto a laoperación, mantenimientoyprocesamiento de lainformación.
26
3.3 Estudio de los parárnetros que intervienen en el balance hídrico superficial
En este punto se estudiarán los parámetros que, de acuer do al punto 2.2.1, intervendrán en la estimación del balance hldrico superficial, o sea, la precipitación, laescorrentía y la evapotranspiración.
El estudio de cada parámetro constará de:
- análisis de la precisión en su mediday consisten - tia de las estadísticas
- ampliación de los registros
- evaluación del parámetro
3.3.1 Precipitación
Se denomina precipitación al agua que proviene dela hume dad atmosférica y cae a la superficie terrestre, principalmen - te en estado líquido, (lluvia) o sólido (nieve o granizo).
Su evaluación requiere estudiar y analizar los siguien - tes puntos:
- errores en su medida
- consistencia y ajuste de las estadísticas
- ampliación de los registros
- evaluación de la precipitación espacial
- régimen pluviométrico de un lugar, zona o región.
3.3.1.1 Pmciniún en nu aa%nacÁún
Como, generalmente, las precipitaciones son laiínicafuen- te de humedad que llega a la superficie terrestre, la exacti- tud en SU medición y su evaluación es determinante enelresul - tado de un balance hldrico, ya que se puede considerar comoel parámetro más importante que interviene en él.
Sin embargo, a pesar de su importancia, no se puede esti - mar con un alto grado de exactitud, ya que su evaluación está afectada por dos tipos de errores:
- error en la medida puntual
27
- error en la evaluación espacial de la precipita - ciÓn caída sobre una gran superficie, a partir de los valores puntuales obtenidos en el pluvió - metro.
3.3.1.1.1 ~ m a n . en La medida puntual
Casi sin excepción se puede decir que ].a precipitaci.6n medida con pluviómetros o nivómetros es menor que la que reai mente cae, debido principalmente a que el pluviómetro creauna perturbación aerodinámica que modifica el campo de precipita- ción en sus inmediaciones, creando turbulencias que afectan la cantidad de lluvia y nieve que debiera captar.
En el caso de los nivómetros se presenta otro tipo de fe - nómeno que impide la entrada de la nieve en el instrumento,cg mo es el de la adherencia de la nieve en su boca, lo que va disminuyendo paulatinamente la superficie de captación. Este inconveniente se.disminuye utilizando otros instrumentos y mé todos tales como la colchoneta hidráulica e isótopos radioac- tivos, entre otros, cuyo uso no está tan generalizado.
La principal causa de error en la medida de la precipita - ciÓn es la acción del viento que produce una turbulencia qiie desvía la trayectoria de las gotas de lluvia o copos de nieve registrando valores que tienen error por defecto, que es tan- to mayor cuanto más grande es la velocidad del viento y menor la velocidad de calda de la gota de agua o copo de nieve.
Según estudios realizados en Europa (Sokolov, 1976), el error o coeficiente de deficiencia puede variar, para la llu- via, desde un 20% para velocidad del viento de 16 Km/h hasta un 50% para velocidades de 80 Km/h. En el caso de la nieve la deficiencia aparente es mayor, variando entre 40 y 70% para -análogas velocidades. En el caso de que los instrumentos ten- gan pantalla protectora de viento la capta.ciÓn de lluvia pue- de aumentar en término medio un 20%. Sería conveniente que es - tos valores fuesen verificados en América del Sur.
A fin de estimar el error en la medida puntual de la pre - cipitación se debe tener en cuenta que:
- hay muy pocos sitios donde la condición de repre - sentatividad sea satisfecha
- la medida de una lluvia no se puede repetirsi se tiene duda acerca de su precisión
28
- y, por Último, la muestra tomada en el pluviómetro es extremadamente pequeña en relación al conjunto de las precipitaciones que pretenden representar.
Se puede decir que:
P = P + A P m (3.1)
siendo :
P = Precipitación verdadera
Pm = Precipitación medida eii el pluviómetro
A P = Corrección total que debe efectuarse a la precipi- tación media.
La corrección A P es la suma de las siguientes correccio nes :
O A P = A P + AP + A P M P (3.2)
Ap, = Error debido a factores meteOrOlÓgiCOS e instrumen - tales combinados
1
A P p = Error netamente instrumental
APo = Error de operación
A su vez el factor de corrección AP se descompone en: M
A P M = APE + APA + A P + W (3.3)
siendo :
A P E = Evaporación (o condensación) en el pluviómetro du- rante el período comprendido entre el fin delallu via. y su medida.
-
A P A = Efecto aerodinámico en las trayectorias de las par tículas, gotas o copos de nieve, causado por el instrumento
-
APw =
APS =
Agua necesaria para humedecer el instrumento
Salpicaduras desde o hacia el instrumento, especial - mente en el caso de amontonamiento de nieve.
29
El factor A P p se descompone en
I A P p = A P D + A? (3.4)
siendo :
D
A P
Corrección por mal estado o construcción del ins t r umen t o
-
Inapropiada instalación del instrumento, tales co mo laderas de montaña, efecto de intercepción, te - r r eno circundante in ap r op i ad o
El factor APo estaría constituido por:
B AP,, = A P R + A P (3.5)
siendo :
A P R = Corrección por errores de lectura cometidos por el observador
AP = Corrección por incidentes imprevistos D
Para evaluar la precipitación cazda en una zona de la su perficie terrestre, es indispensable basarse en las medida; puntuales registradas en los distintos instrumentos que cons- tituyen la red pluviométrica.
La exactitud de dicha evaluación depende esencialmente de la densidad de la red y de la calidad de los instrumentos,ins talaciones y observadores. La densidad de la red y la calidad de los instrumentos dependen de la zona en estudio y del fin que se persigue.
La densidad de la red para una buena evaluación es fun - ción :
- del origen de las precipitaciones de la zona. Si las que se producen son de origen frontal que a- barcan grandes extensiones de superficie, la red puede ser menos densa respecto a las de origen convectivo, que generalmente son más locales que las anteriores.
30
- del relieve de la zona. En una zona plana se ne - cesita una red menos densa que en una zona mono cosa, debido al efecto orográfico que requiere una red más densa para detectar las variaciones de precipitación que se producen en ella.
En resumen, el error en la estimación de laprecipitación espacial se puede descomponer en:
(3.6) F A P c = A P + APG + A P
siendo :
APc = error en la evaluación de la precipitación
AP = error en la medida de la precipitación p u ~
APG = error por no ser suficientemente represen- tativa la precipitación puntual de la zona que representa, que puede sermuygrande si la densidad de la red es pequeña
espacial
tual
A P F = error en la precipitación de las zonas al- tas de montaña donde no hay instrumentos y es necesario estimarla a partir de extrapo laciones de lo que ocurre en las zonas más bajas (perfil pluviométrico).
El primer paso que debe realizarse al efectuar la evalua ciÓn espacial de la precipitación es verificar que el período de la estadística pluviométrica que se va a utilizaresconsis tente, o sea, que la estación haya sido observada durante di- cho período de la misma forma, con el mismo criterio y que su instalación no haya sufrido variqciones de ningún tipo.
Para esta verificación se recomienda el método delas cur - vas doble acumuladas o de doble acumulación (CDA) .
Este método debe ser aplicado en toda región con precipi - taci6n homogénea, es decir que tenga un régimen pluviométrico semejante. Básicamente consiste en calcular un Patrón de pre- cipitaciones anuales (PPA) como el promedio de las precipita - cienes anuales de un conjunto de estadísticas pluviometricas
31
que se considera son las mejores y más largas de la regiÓn.Es te PPA se acumula año a año obteniéndose una serie de valores anuales acumulados. Comparando con este PPA acumulado las pre cipitaciones anuales acumuladas de una estación X y 1levancl.o los pares de valores (CPPA,C P ) a un gráfico, los puntos que darán alineados si la estación X ha sido bien observada,loque indicaría que su estadística es consistente. Si se produce un quiebre a partir de un determinado año, la estadística de la estación X no es consistente y debe corregirse,.
X
Para el cálculo del Patrón de precipitaciones anuales(PPA) la metodología a seguir es la siguiente:
a) Entre todas las estadísticas de la región se seleccionan aquellas que tienen un registro más largo y que se consi deran mejor observadas, aplicándole a cada una el método de las CDA, como se indica a continuación.
b) Para cada año se calcula el promedio de las precipitacio - nes anuales de cada estación, o sea:
1 N px PPA = - (3.7)
siendo :
PPA = Patrón de precipitaciones de un año
= Precipitación anual de la estación i( pX N = Número de estaciones
c) Posteriormente los valores anuales de PPA y de las esta- ciones se acumulan cronológicamente, a partir del añomás antiguo o más nuevo, obteniéndose el siguiente cuadro.
32
d) En un gráfico se lleva en el eje de abcisas los valores de C PPA y en el de ordenadas los de C P. de la estaci.Ón
I X (Fig. 3-2).
e) Si los puntos presentan una sola tendencia, o sea se pus de trazar por ellos una recta sin quiebres, quiere decir que la estadística de la estación X es consistente.
f) Si los puntos presentan numerosos quiebres omuchadisper ciÓn, la estadística no es consistente y se elimina del PPA.
g) Con las estadísticas seleccionadas se calcula un nuevo PPA y se repite el proceso a partir de b).
h) Si una estadística presenta varias tendencias,~ sea, tig ne varios quiebres, en general se supone que el Último período es el mejor observado, ya quela técnica de obser vación y los instrumentos deben mejorar con el tiempo, o
IP mrn
I PPA mrn Fig . 3-2. - Curva dob! e aciimrilada
33
bien que representa la tendencia actual y futura, por lo tanto es la válida, caso de la Figura 3-2. Sin embargo, deberá analizarse cada caso por separado, pues ocurre que en algunas estaciones el Último período no es repre- sentativo por descalibración del instrumento o probmemas de observación.
Las precipitaciones de los períodos que tienen diferente pendiente que la del Último período, se ajustan multipli cándolas por el factor
tg al
(3.8) B. I =
Con las estadísticas ajustadas se repite el proceso b) - e), para asegurarse que los ajustes han sido bien efectuados, con lo cual se acepta como bueno este PPA.
Para la verificación de la consistencia de las estadísti pluviométricas de una regiónmeteorológicamente homogénea,
se compara cada una de ellas, por el método de las C D A con el PPA, ajustándose aquellas que no sean consistentes.
Al decidir aplicar este método, deben tenerse en cuenta las siguientes consideraciones de orden práctico:
- cuando a una estadística larga le falten algunos valores intermedios, con el fin de no desecharla y aplicarle este método, se sugiererellenarl-ade acuerdo a lo indicado en el punto 3.3.1.3
- el cambio de pendiente debe estar bien definidoy determinado, al menos, por un período de 5 años consecutivos, ya que generalmente los puntos pre sentan suaves ondulaciones respecto de la tenden - tia media, debido a las dispersiones lógicas que se producen en este tipo de observaciones.
- en zonas montañosas este método puede utilizarse con cautela, por la gran influencia que ejerceel efecto orográfico, basándose en investi-gacioces previas
Es esencial que en el balance hídrico intervenganelmáxi - mo número de registros pluviométricos, por 1.0 cualesnecesario
34
establecer métodos que permi.tan estimar precipitaciones anua- les del período 1965-1979, de aquellas estaciones que tengan incompleta su estadística.
El método que se recomienda para estimar valores anuales es el. de la correlación lineal entre las precipitaciones anua - les de la estación X en estudio y las del PPA o bien de una e.staciÓn pluviométrica cercana que cuente con una estadística consistente y bien observada (Fig. 3-3).
Para efectuar rellenos de estadísticas, o sea estimar va lores de duración menor de 1 año (meses,días) se pueden utili zar, además del anterior, los siguientes métodos simplifica1 dos :
X mm
Figura 3-3.- Correlación de precipitaciones anuales
i) si en una zona plana se presenta la situación de la Figu ra 3-4a en la que las estadísticas de las estaciones A y B están completas y la estación X está i.ncompleta, en es - te caso:
a P x = P + 'A - 'B A a + b
(3.9)
ii) si en una zona plana la situacióneslade 1.a Figura 3-4b.
(PA + P B + Pc) P x - - 1
3 - (3.10)
FE DE ERRATAS
Pág. 34. Pórmu1.a 3.9
B - 'A - PB debe decir P A Dice P
35
e a b
A X B
B
Figura 3-4.- Ampliaciónyrelleno deestadísticas pluviométrieas
en general
N
N 1 p = - ' C P .
I (3.11)
iii) si el caso anterior se presenta en una zona montañosa las precipitaciones en A, B y C diferirán generalmenteen más de un lo%, por lo cual la precipitación en X seobten drá dándole diferente peso a cada estación. Para ello se aplicará la ecuación:
(3.12)
siendo : - - - - PA, PB, Pc, Px = promedio de precipitacionesanua
les registradas en A, B, C y de un período común
'A9 'B Y 'C = precipitación en las estaciones A, B y C durante el período que falta en X.
36
iv) otro método es el de utilizar las correlaciones con es- taciones vecinas, ponderando las precipitaciones de acuex do al coeficiente de correlación. En este caso seemplea .-
rá la ecuación
+ pxc rXC r ‘XA ‘XA + ‘XB XB P, = (3.13)
A
siendo :
= valor estimado en X pX
PXA, PxB, Pxc = valores estimados en X a partir de las correlaciones con A, B y C.
rxc = coeficientes de correlación ‘XA’ ‘XB’
Para evaluar la precipitación espacial se utiíizan,entre otros, los métodos del promedio aritmético, Thiessen,isoyetas y radar.
Para el balance hídrico de América del Sur, serecomienda utilizar el método de las isoyetas que presenta las siguientes ventajas:
- permite estimar la variación paulatina de la pre - cipitación en el espacio, aún en zonssmontañosas
- facilita el trazado del mapa de evapotranspira- ciÓn real apoyándose en el de isotermas
- permite evaluar la precipitación calda en una cuenca y compararla con la escorrentía registrada a su salida
El trazado de las isoyetas debe efectuarse con auxilio de un mapa con curvas de nivel.
Cuando la zona es relativamente plana se puede suponer que la precipitación entre dos estaciones contiguas varía li- nealmente.
Cuando la zona es montañosa y se debe extrapolar lapreci pitación hacia alturas en las cuales no hay control pluviornétrico,
-
37
es necesario calcular el perfil pluviométrico de la zona mon- tañosa, o sea la función gráfica P = f (H), siendo H la alti tud (Fig. 3-5).
-
En la Figura 3-6 se ha esquematizado una cuenca con sus correspondientes curvas de nivel e isoyetas. A partir de este mapa se calculará la precipitación media de la cuencautilizan - do la siguiente ecuación:
(n+1)
A C (3.14)
[ ~ m 711 A l + y - l [ P i + 2 ~ ( i + ~ ~ ] Fn l.1 A - (%)= donde : - = precipitación media de la cuenca
= precipitación mínima
pC
pm - - P i = valor de una isoyeta i
Plvl = precipitación máxima
A. = área de la superficie comprendida entre las
-
I isoyetas
A C = área de la superficie de la cuenca, siendo:
A = C A . (3.15) C I
Para facilitar la estimación de la precipitación se prs senta el Cuadro 3-1.
3.3.1 .5 Ptren entacián de LOA tren ULtadocl
Las isoyetas que se utilizarán en los mapas de cada país serán las de 5, 10, 20, 50, 100, 200, 300, 400, 500, 600,700, 800, 1000, 1200, 1400, 1600, 2000, 2400, 2800,3200, 4000,4800, 5600, 6400, 8000 milímetros. Estos valores permitirán la com- paración del período 1965 - 1979 con el .período 1931 - 1960 (Hof fman, 19 75) .
Con el fin de poder caracterizar el regimen pluviométrico deunaregión, se dibujaráen elmapa de isoyetas, elhistograma de precipitaciones medias mensuales y anuales correspondiente al período 1965-1979, de las estaciones pluvlométricasmás represen - tativas delaregión, de acuerdo alesquema de la Figura 3-7.
38
50 O 150 1000 12 .__L
;O H m Fig. 3-5.- Perfil pluviométrico
-- - C U R V A S DE N I V E L - I SOY ETA 5
Fig. 3-6.- Esquema de una cuenca con curvas de nivel e isuyetas.
39
1
N'de isoyeta
MlNlMA
1
MAX I M A
2
Precipitación de la isoyeta
P m -
p 1
p2 I
I I
Pn
pM
3 - P entre isoyetas
[Fm + P , ) /2 (Pl +P2)/2
4
,res entre isoyetas
--
A l
A2 I I I l
A n
An +
Ac
5
Volumen pre' entre isoyetz
'T 1
'T2 I I I I
"Tn
"Tn + 1
'T
(Pi + Pi - 1)/2 Ai = Area entre isoyetas ( i ) e ( i - 1 )
n+ 1 Ai
Ac = 2- i = 1
3 x 4 n+l 7
V T = Volumen de precipitación = I = 1 (p;) = VT
Cuadro 3-1.- Estimación de la precipitación de una cuenca
40
Fig. 3-7.- Mapa de histogramas de las precipitacio nes mensuales (origen y distribución d e las lluvias en Amazonia-Eneas Salati, José Márques y Luis C.B. Molion).
3.3.2 Evaporación y evapotranspíración
En primer lugar se definen los términos como se utiliza - rán en esta Guía.
Evaporación (E) es la cantidad de agua que debido a un proce so transforma en vapor. AI tratar la evapora ciÓn se considerará la que se produce desde una superficie libre de agua como lagos, em- balses y pantanos.
es la cantidad de agua que por unprocesobio lógico es devuelta a la atmósfera por las plantas a través de las hojas, agua que las raíces extraen del suelo para el desarrollo y vida de los vegetales.
Evapotranspiración (ET) es la suma de la cantidad de agua que pasa a la atmósfera por los procesos de evaporación del agua interceptada por el sue lo y de la transpiración de las plantas.
Poder evaporante de la atmósfera es la evaporación que se produce cuando la posibilidad del proceso
Transpiración
-
41
es permanente, o sea, depende de las con diciones meteorológicas existentes.
Evapotranspi ración potencial (ETP) es la cantidad de agua que si estuviera disponible, sería evapotranspi- rada desde una superficie dada.
Es la cantidad de agua que real - mente pasa a la atmósfera por el proceso de evapotranspiración. Su valor máximo sería la evapotranspiración potencial.
-
Evapot ransp i raci Ón rea 1 (ETR)
Para el balance hldrico de América del Sur seestimarála evaporación de lagos y embalses y la evapotranspiración real, por lo cual se sugieren los métodos que deberán utilizarse.
3.3.2.1 Phecindín en A U e,4a%ac¿bn
En los siguientes puntos se analiza y estudia la forma como pueden ser estimadas la evaporación y la evapotranspira- ción.
De los dos parámetros, el Único que generalmente se esti - ma experimentalmente es la evaporación aún cuando ésta también puede estimarse empíricamente. La evapotranspiración, excepto en casos puntuales y aislados, se estima generalmente a tra- vés de fórmulas empíricas.
El error que se comete en 1.a estimación de la evaporación en forma experimental, o sea a través de los evaporEmetros,es del orden del 15%, que equivale al error que se puede cometer al estimar el coeficiente de embalse. Al estimar la evapora- ción en forma empírica el error puede ser más grande, ya que al error que involucra la fórmula que se empleehayque añadir él de la precisión en las medidas de los paráinetros que en ella intervienen.
En el caso de la evapotranspiración, es más difícil cuan - tificar la precisión de su estimación, ya que interviene en ella, además del error de la fórmula misma y delosparámetros meteorológicos que se utilicen, la cubierta vegetal de 1.a cuen - ca.
3.3.2.2 Evapumciún
En el caso de que en una región la superficie de los la- gos o embalses sea lo suficientemente grande como parainfliiir en su balance hídrico, será necesario estimar la evaporación
42
que se produce desde su superficie. Su estimación se puede efectuar en forma instrumental. o bien en forma teC>rica.
3.3.2.2.1 Medic¿Gn de la e v a p o m d b n
La medición de la evaporación se efectúa con los evapo- rínietros. Por ser diferentes las condiciones naturales de un Lago o embalse (profundidad, temperatura del. agua , área de la siiperf icie) de las del evaporlmetro , es necesario aplicar a la evaporación medida en un evaporímetro un coeficiente de ccirrec ci6n denominado llcoef iciente de embalse", que es la relació; entre la evaporación real y la medida.
A continuación se indican los evaporímetros que se usan más en América del Sur y sus correspondientes coeficientes anuales de embalse, debiéndose tener en cuenta que el evaporl - metro Piche entrega valores que deben considerarse como una aproximación.
Tipo de evaporlmetro Coeficiente anual de embalse
Tanque Tipo A 0,6 a 0,8
Piche con superficie de papel 035
De balanza, Wild o, 7
Cuando no se poseen mediciones directas de laevaporación se puede estimar utilizando fórmulas empíricas basadas gene- ralmente en la ley de Dalton o en los factores meteorológicos que i-ncervienen en el proceso, como por ejemplo, temperatura del aire, humedad del aire, radiación sclar, horas de sol, viento, presión atmosférica y otros.
Dada la dificultad para obtener los datos necesariospara la ap1icaci.h de la mayoría de los métodos empíricos difundi dos , se indican las fórmulas de Peninan (1365) y hvellán (1970):
- Fórmula de Penman. La fórmula de Penman para el cálcu Ic> de la evaporación está basarla en la combinación delbalance
43
de energía y la ecuación de transporte aerodinámico teniendo en cuenta que las informaciones para su utilización son posi- bles de obtener de los datos provenientes de estaci.ones meteo - rológicas.
Su empleo se recomienda por la OMM y tiene unaampliauti lización en casi todos los países, obteniéndose excelentes r e - sultados.
La ecuación sugerida es:
A.H + Ea. y E =
A + Y
la cual puede ser escrita de la siguiente forma:
A.H + E .y a a H + E
(3.16)
(3.17)
cuyos términos significan:
5' h = pendiente de la curva de presión de saturación e
es función de temperatura del aire, en el punto e = 'Aire '
Y = constante sícrométrica;
E = evaporación en mmldía;
H = balance de energía en mmldía;
E = poder evaporante del aire en función del viento y del gradiente de la presión del vapor, en mm/día. a
Para aplicar el método, se puede utilizar el siguiente orden en los cálculos.
-- A - se determina en función de la temperaturamediadia - ria, utilizando el Cuadro 3-2. Y
H = balance de energía diaria, se calcula a partir de la siguiente ecuación:
59
donde :
RO
n
N
a
8
LT
e
siendo :
U
e S
a E
donde : u2
44
H =- RO (0,24+0,58E) (1-a) -- (0,56-0,09 Je) . (O,Og+O,i+ 59 N (3.18)
= radiación solar diaria en el límite superior de la atmósfera, en cal/cm2 . día, estimada en función de la latitud y época del año (Cuadro 3-3).
= número de horas de brillo solar, aproximado hasta la décima, obtenido de los heliógrafos.
= número máximo de horas de brillo solar, aproxima- do hasta la décima, en función de la latitud del lugar, obtenidos del Cuadro 3-4.
= albedo de la superficie. La literatura recomienda utilizar el valor de 0.5.
= temperatura del aire en "K.
= constante de Stefan-Boltzmann, igual a 1,19 x cal/cm2. día. Para facilitar los cálculos, el Cua dro 3-5 presenta los valores de ,O4 en función de8.
= valor medio de la presión parcial del vapor de agua, en mm de Hg, el cual puede ser calculado con la ex presión:
-
e U 1 O0
e = - S
= humedad relativa media
= presión de vapor saturante, que puede ser obteni- da, en función de la temperatura media del aire, utilizando el Cuadro 3-6.
= se puede obtener a partir de la ecuación:
L
= 0,35 (0,5 + --)(e - e) S 160 Ea (3.19)
= veloci.dad media diaria del viento en km/día a 2m de altura.
45
A Y c_ e
1
2
3
4
5
6
7
a
9
10
A Y
8 -
1 1
12
13
14
15
16
17
18
19
20
Vilanova (Brasil) 196 7
- I--
A Y
e -
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
A Y
8 -
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
Cuadro 3-2 .- Valores de - entre 1 y 40°C. Y
46
LATITUD Ene. Feb. Mar. Abr. Hay. Jun. J u l . Ago. Set. Oct. Nov. Dic. --__ ._
10" N a* N 6" N 2' N
Ecuador
2" s 4" s 6' S ao s 10" s
12" s 14' S
16" S 18" s 20" s
22O s 24" S 26" C 2a0 s 30" S
32" S 34" s 36" S 3aa s 40's
761 a14 a73 a85 873 a67 a73 879 a67 a26 767 732 779 a32 a79 679 a61 a56 a61 a73 a73 a38 785 749 797 a44 a79 a73 a50 838 a50 a61 a73 a50 a02 773 a32 a67 a85 a61 a26 a02 a14 a44 a73 a67 a38 a14
Cuadro 3-3.- Radiación solar R, recibida en el límite superior de la atmósfera en el 15" día de cada mes entre las latitudes 10"N y 40"s (CAL/CM~ DIA) .
(Datos interpolados de: SHAW, NAPIER. Manual of Meteorology, Cambridge, üniversity Press .) .
47
--_.I_ ~ ~~ -I - ~ -_ -.., , _. - .ATITUD Ene. Feb. Mar. Abr. May. Jun. Jul. Ago.
10"N 11,6 11.8 12.1 12,4 12,6 12,7 12,6 12,4
8"N 11,7 11,9 12,l 12,3 12.5 12,6 12,5 12,4
6"N 11,8 11,9 12,l 12,3 12,4 12,5 12,4 12,3
4"N 11,9 12,O 12,l 12,2 12.3 12,4 12,3 12.2
2'N 12,O 12,O 12,l 12,2 12,2 12,Z 12.2 12,2
~~~ . . -~
-_ --_-- - Set. Oct.
12,2 11,9
12.2 12.0 12,2 12,o
12,o 12.0
12,l 12,l
.r _1-_ _ _ - _ A Nov. Dic.
11,7 11,5
11.8 11.6
11,9 11,7
~- ~ - v-
11.9 11,9
12,o 12.0
lcuador 12,l 12,l 12,l 12.1 12.1 12,l 12,l 12,l 12.1 12,l 12,l 12,l
2" s 4" s 6" S 8" s 10" s
12" s 14's
16" S
18" s 20" s
22" s 24" S
26' S
28" s 30" S
32" S
34" s 36" S
-38" S
40" S
12,2 12,2 12.1 12,l 12,o 12.0 12.0 12.0 12.1 12,l 12,2 12,2
12,3 12,2 12.1 12.0 11,9 11,8 11.9 12,O 12,l 12,2 12,3 12,4
12,4 12.3 12.1 12.0 11.9 11,7 11,8 11,9 12,l 12,2 12.4 12.5
12,s 12,4 12,l 11,9 11.7 11,6 11,7 11.9 12.1 12,3 12.5 12.6
12,6 12,4 12,l 11,9 11.7 11,5 11,6 11.8 12.0 12,3 12,h 12.7
12,7 12.5 12,2 11,8 11.6 11.4 11,5 11.7 12.0 12,4 12.7 12,8
12.8 12.6 12,2 11,8 11,5 11.3 11,4 11,6 12,O 12,4 12.8 12,9
13,O 12,7 12.2 11,7 11,4 11,2 11,2 11.6 12.0 12,4 12,9 13,l
13.1 12,7 12,2 11,7 11.3 11.1 11,l 11.5 12.0 12.5 13,O 13,2
13,2 12,8 12,2 11,6 11,2 10,9 11,0 11.4 12.0 12.5 13.2 13.3
13,4 12,8 12,2 11,6 11,l 10.8 10.9 11,3 12,O 12,6 13,2 13,5
13,5 12,9 12,3 11.5 10.9 10,7 10.8 11,2 11.9 12,h 13.3 13,6
13,h 12,9 12,3 11,5 10,8 10,5 10.7 11,2 11,9 12,7 13,4 13,8
13,7 13.0 12,3 11,4 10,7 10.4 10,6 11.1 11.9 12,8 13,5 13.9
13,9 13,l 12,3 11'4 10,6 10,2 10,4 11,0 11,9 12,8 13,6 14,l
14,O 13,2 12,3 11,3 10,5 10,O 10,3 10.9 11.9 12.9 13.7 14,2
14,2 13,3 12,3 11,3 10,3 9,8 10.1 10,9 11.9 12,9 13,9 14,4
14.3 13,4 12,4 11.2 10,2 9,7 10,O 10,7 11,9 13,O 14,O 14.6
14,5 13,5 12,4 11,l 10,l 9,5 9,8 10,6 11,8 13.1 14.2 14.8
14,7 13.6 12,4 11,l 9,9 9,3 9,6 10,5 11,8 13.1 14.3 15.0
Cuadro 3-4.- Duración máxima en horas de la insolación dia- ria, N , en los distintos meses del año y en tre las latitudes 10"N y 40"s. Los valores corresponden al 15"día de cada mes,
METEOROLOGICAL. Tablas, 6a. ed. 1951. Tabla 171) .
-
(Fuente: Datos interpolados de SMITHSONIAN
48
__ De
'a a
280,O 732
-- .--_I-
280,s 737
281,O 742
281,5 747
282,O 753
282,5 758
283,O 763
283,5 769
284,O 775
284,5 781
285,O 786
285,5 792
286,O 797
286,5 803
287,O 808
287,5 814 _ _ ~
De 4 'a a
288,O 819
288,5 825
289,O 830
289,5 836
290,O 842
290,5 848
291,O 854
291,5 860
292,O 866
292,5 872
293,O 878
293,5 884
294,O 890
294,5 896
295,O 902
295,5 908
8 064 a a
296,O 914
296,s 921
297,O 927
297,5 933
298,O 939
298,5 946
299,O 952
299,5 954
300,O 964
300,5 970
301,O 978
301,5 984
302,O 991
302,5 998
303,O 1004
303,5 1010
a%" 'a a
304,O 1017
304,5 1024
305,O 1031
305,5 1038
306,O 1044
306,5 1051
307,O 1058
307,5 1065
308,O 1072
308,s 1079
309,O 1086
309,5 1093
310,O 1100
310,5 1108
311,O 1115
311,5 1123
Cuadro 3-5.- Valnres de ( C A L / C M ~ D ~ A ) para tempr -
ratura entre los 280,O y 311.5"K.
49
e __ O 1 2 3 4 5 6 7 8 9
10 11 12 13 14 15 16 17 18 19
20 21 22 23 24 25 26 27 28 29
30 31 32 33 34 35 36 37 38 39
40 41 42 43 44
4,58 4.93 5,29 5.69 6.10 6,54 7,Ol 7,51 8,05 8,61
9,21 9.84 10,52 11,23 11,99 12,79 13,63 14,53 15,48 16,48
17,54 18,65 19,83 21,07 22,38 23,76 25,21 26,74 28,35 30,04
31,82 33,70 35,66 37.73 39,90 42,18 44,56 47,07 49,69 52.44
55,32
61,50 64,eO 68,26
58,34
0,1 P
4,61 4,96 5,33 5,73 6,14 6.59 7,06 7,57 8.10 8,67
9.27 9.91 10.59 11,31 12,07 12,87 13.72 14,62 15,58 l6,58
17,64 18,77 19,95 21,20 22,51 23,90 25,36 26,90 i¿,51 3c, 22
32 ,O1 33,89 35,87 37,94 40,12 42,41 44,81 47,32 49,96 52.73
55,61 58,65 61,82 65,14 68,61
0.2
4,65 5,OO 5,37 5.77 6.19 6,64 7.11 7.62 8,16
P
8,73
9,33 9.98 10,66 11,38 12,14 12,95 13,81 14,72 15.67 16.69
17,75 18,88 20,07 21.32 22,65 24,04 25,51 27,06 28,68 30,39
32,19 34,08 36,07 38,16 40,34 42,64 45,05 47.58 50,23 53,Ol
55,91 58,96 62,14 65.48 68,97
0,3 P
4,68 5.03 5.41 5,81 6,23 6,68 7,16
8,21 7,67
8,79
9,40 10,40 10,73 11,45 12,22 13,04 13.90 14,81 15,77 16,79
17,86 19,oo 20.19 21,45 22,79 24,18 25,66 27,21 28,85 30,57
32,38 34,2R 36,27 38,37 40,57 42,88 45,30 47,84 50,50 53,29
56,21 59,27 62.47 65,82 69.33
0.5
4,72 5.07 5,45 5.85 6.27 6,73 7.21 7,72 8,27 8,85
9,46 10.11 10.80 11,53 12,30 13.12 13,99 14.90 15,87 16,89
17.97 19,ll 20,32 21,58 22,92 24.33 25,81 27,37 29,02 30,75
32,56
36.48 38,58 40,80 43,12 45,55 48,lO 50,77 53,58
56,51 29,58 62,80 66,16 69,69
34,47
4,75 5,ll 5.49 5,89 6,32 6,78 7,26 7,78 8.32 8,91
9.52 10,18 10,87 11,60 12,38 13,21 14 ,O8 15,OO 15.97 17 ,O0
18,09 19,23 20,44 21,71 23.06 24,47 25,96 27,54 29,18 30,92
32,75 34,67 36,68 38,80 41,02 43,36 45,80 48,36 51 ,O5 53,87
56,81 59,90 63.13 66.51 70.05
0,6 0,7
4.79 4.82 5,07 5,18 5,53 5.57 5.93 5,97 6.36 6.41 6,82 6,87 7,31 7,36 7,83 7,88
8,97 9,03
9,59 9.65 10.24 10,31 10.94 11,Ol 11.68 11,76 12,46 12.54 13.29 13.38 14,17 14.26 15,09 15,19 16,07 16.17 17.11 17.21
18,20 18,31 19,35 19,47 20,57 20,69 21.85 21,98 23,20 13,34 24,62 24,76 26,12 26,27 27,70 27,86 29,35 29,53 31,lO 31,28
32,93 33,12 34,86 35,06 36,89 37,lO 39,02 39,24 41,25 41,48 43.60 43,84 46,05 46.30 48,63 48.89 51,32 51.60 54,16 54.45
57.11 57,41 60.22 60.54 63,46 63.79 66.86 67,21 70,41 10.77
8,38 8,44
0 9 8
4,86 5.22 5,61 6.02 6.45 6,92 7.41 7,94 8,49 9,09
9,71 10.38 11.09 11,83 12,62 13,46 14,35 15.28 16,27 17.32
18,42 19,59 20,82 22,ll 23,40 24.91 26,43 28,02 29,70 31,46
33,31 35,26 37,31 39,46 41,71 44 ,O8 46.56 49,16 51,88 54.74
57,72 60.86 64.12 67,56 11.14
0,9 _-- 6,89 5,26 5.65 6,06 6,50 6.97 7,46 7,99 8,55 9.15
9.78 10.45 11.16 11,91 12.71 13.55 14,44 15,38 16.37 17,43
18,54 19.71 20,94 22,24 23.62 25.06 26.58 28,19 29.87 31,64
33,50 35,46 37,52 39.68 41.94 44,32 46.81 49,42 52,16 55.03
58,03 61.18 64.46 67.91 71.51
Cuadro 3-6.- Presión de vapor saturante,eg , sobre la superficie del agua, en mm.
50
- Fórmula de Avellán Esta relación desarrollada en Amg rica del Sur, permite estimar los valores deevaporaciónmedia anual e.n un lugar cualquiera en términos de sus respectivosva lores de precipitación media anual y altitud mediante la rela - ción:
(1,426 log P + 2,4) (3.20) 10 -
- 1 - E) E = P H '
donde : - E = Evaporación media anual en mm, equivalente al-aeva -
poración medida en tanques tipo A
Precipitación media anual en mm
Altitud en m
Parámetro obtenido mediante interpolación, a par- tir de los valores calculados en las estacionesplu - viométricas que existan en el área en estudio
Empleándose para el cálculo de los valores de 5 enlases - taciones que poseen registros simultáneos de precipitación y evaporación, la siguiente expresión:
- O, 426- E : = 1 - log (251,2 P E) (3.21)
log H
3.3.2.2.3 E,5$.hac¿bn de la evapohac¿bn potr oahaa m&todon
Se han desarrollado una serie de métodos para la determi - nación indirecta de la evaporación: el Método de Balance de Agua, basado en el establecimiento del equilibrio demasas; el Nétodo del Balance de Energía, basado en la conservación de la energía y el Método de la Transferencia de Masa o aerodinámi- co. Estos dos Últimos, así como otras fórmulas empíricas que expresan la evaporación en función 'de los el-ementos atmosféri COS, presentan mucha semejanza. Todos ellos resultan costosos, en virtud de los requerimientos para la implementación y man- tenimiento de los instrumentos de observación, además siiempleo masivo puede no ser económicamente factible.
Existen numerosos métodos para estimarla, algunos muy so fisticados para los antecedentes meteorológicosy edafológicoz
51
que se poseen en la mayor parte de AméricadelSur,porlo cual se recomienda utilizar métodos que requieran antecedentes dis - ponibles en todos los países.
Se debe tener en cuenta que existen dos tipos de superfi cies, una natural y otra de riego, por lo cual, el cálculo de la evapotranspiración debe efectuarse, si es posible, aplican - do diferentes métodos. En el caso que la superficieregadasea muy pequeña en relación al total, se puede aplicar únicamente la que se indica para superficies naturales.
Las fórmulas que se recomiendan en cada unodelos casos, habiendo tenido en cuenta los antecedentes que existen enpal- ses sudamericanos, son las siguientes:
i) Superficies naturales
- Turc
- Thornthwaite y Mather
- Penman
ii) Superficies regadas
- Blaney y Criddle
- Grassi y Christiansen
A continuación se presentan cada una de ellas.
- Fórmula de Turc (1955) Utiliza como parámetros Única - mente la precipitación anual y la temperatura media anual. Su expresión es:
P ETR = -
donde : ETR = Evapotranspiración anual en mm
P = Precipitación anual en mm
(3.22)
L = Unparámetroheliotérmico que tiene por expresión: (3.23) L = 300 + 250 + 0,05 e3
52
siendo :
(3 = Temperatura media anual en "C
Con esta fórmula se obtienen valores que pueden estar afectados por errores porcentuales altos en cuencas de alta montaña (hielo y nieve) o de alta pluviosidad.
A partir de los mapas de isoyetas e isotermas, y aplican do esta fórmula se puede realizar el trazado delmapa de isoly - neas de evapotranspiración operándose de la siguiente forma: (ver Fig. 3-8)
I SOY E T AS
Figura 3-5.- CáIcul(i de valores puntuales de ETR aplicando Turr ,
5 3
a) En un papel transparente se dibuja el mapa de isotermas anuales.
b) Se superpone dicho mapa sobre el mapa de isoyetas.
c) Un papel transparente, en el que se ha dibujado la zona o región en estudio, se superpone sobre los anteriores y en los puntos de intersección de las isoyetas e isotermas y/o intermedios se anota P y 0. Aplicando la fórmula se calcula ETR en cada punto.
d) Con los valores de ETR en los puntos que uno necesite, se trazan las isollneas de evapotranspiración.
El trazado del mapa de isotermas anuales se efectuarápor los métodos usuales. Como generalmente en las zonas altas se carece de estadísticas de temperatura, esnecesario estimarl-as Para ello, se puede dibujar un perfil térmico para cada cuen- ca, (Fig. 3-9) que nos permite calcular el gradiente térmico vertical (GT) en "C/1OO m.
100 m.
Figura 3-9.- Perfil térmico
54
- Fórmula de Thornthwaite y Mather (1955) Consiste en calcular para cada mes la evapotranspiración potencial y a par tir de su suma calcular el valor anual. Tiene la ventaja de utiij-zar en sus cálculos dos factores: la temperatura media mensual y la latitud, que implícitamente introduce laduración teórica de 1.a insolación y tiene como desventaja no tomar en cuenta la humedad del aire.
Calculada la evapotranspiración potencial anual se obtie ne la evapotranspiración real siguiendo el método que se indi - ca en la página 56.
Para aplicar la fórmula se siguen los siguientes pasos:
a) Calcular mes a mes un índice térmico "i" a partir de la expresión :
i = (+) 1,514 (3.24)
siendo :
8 = Temperatura media mensual en "C
En el Cuadro 3-7 se presentan los índices de í.
b) Sumar los 12 índices térmicos i, para obtener un índice anual, cuya expresión es:
12
I=Li
1
(3.25)
c> La evapotranspiración potencial no corregida de cada mes está dada por la expresión
a ETP', = c 0 (3.26)
donde los coeficientes "c" y "a" son los mismos para cada mes y vienen dados en función del índice anual 1 por las expresiones :
a = 675 i< lo-' 1 - 771 x lom7 I'+ 1,79 x lo-' I+ 0,492
(3.27)
(3.28)
5 5
O 1 2 3 4
5 6 7 8 9
10 11 12 13 14
15 16 17 18 19
20 21 22 23 24
25 26 27 28 29
30 31 32 33 34
35 36 37 38 39
40
- 0.09 0.25 0.46 0.71
l,oo 1.32 1.66 2,04 2.44
2.86 3,30 3,76 4.25 4,75
5,23 5,82 6.38 6,95 7.55
8.16 8,78 9,42 10.08 10.75
11,44 12.13 12,85 13,58 14,32
15,07 15,84 16,62 17,41 18.22
19.03 19,86 20,70 21,56 27,42
23,30
- o. 10 0,27 0,48 0.74
1.03 1.35 1,70
2,48
2.90 3,34 3.81 4,30 4,81
5,33 5,87 6.44 7,Ol 7,61
8.22 8,85 9.49
10.82
11.50 12,21 12,92 13.65 14.39
15,15 15.92 16,70 17.49 18.30
19,ll 19,95 20,79 21,64 22,51
2,08
10,15
-
0.01 o, 12 0.29 0.51 0.77
1.06 1,39 1,74 2.12 2,52
2,94 3,39 3.86 4.35 4.86
5.38 5.93 6.49 7.07 7.67
8,28
9.55 10,21
8.91
10.89
11.57 12,28 12,99 13.72 14,47
15,22 15.99 16,78 17.57 18.38
19,20 20,03 20.87 21,73 22,59
-
0.01 O, 13 0,31 0.53 0.80
1 ,O9 1,42 1,77 2,15 2.56
2.99 3,44 3.91 4,40 4.91
5.44 5,98 6,55 7,13 7,73
8,34 8,97
10,28 9.62
10,95
11,64 12,35 13,07 13,80 14,54
15.30 16,07 16,85 17.65 18.46
19,28 20,ll 20,96 21,81 22,68
-
0.02 O, 15 0,33 0,56 0,82
1.12 1,45 1,81 2,19 2.60
3.03 3,48 3.96 4,45 4.96
5.49 6.04 6.61 7,19 7,79
8.41 9.04 9.68 10,35 11 ,o2
11,71 12,42 13,14 13,87 14,62
15,38 16,15 16,93 17,73 18.54
19.36 20,20 21 ,O4 21.90 22,77
-
0.03 O, 16 0.35 0.58 0.85
1.16 1.49 1.85 2,23 2.64
3,08 3,53 4 ,O0 4,50 5,Ol
5,55 6,lO 6,66 7.25 7.85
8,47 9,10 9.75 10,41 11,09
11,78 12,49 13,21 13.94 14.69
15,45 16,23 17 ,O1 17.81 18,62
19.45
21.13 21,99 22,86
20,28
-
0.04 O, 18 0.32 0.61 0,88
1,19 1,52 1.89 2,27 2.69
3,12 3.58 4,05 4,55 5.06
5.60 6,15 6.71 7.31 7.91
8,53 9.17 9,82 10.48 11,16
ii,w 12,56 13,28 14 ,O4 14,77
15.53 16,30 17,09 17.89 18,70
19.53 20,36 21,21 22,07 22,95
-
0.05 0,20 0,39 0.63 0,91
1,22 1.56 1.92 2,31 2.73
3,16 3.62 4,lO 4,60 5.12
5.65 6,21 6,78 7.37 7,97
8,59
9,88 9.23
10,55 11,23
11,92 12,h3 13,36 14,09 14, E4
15,61 16,38 17.17 17.97 18.79
19.61
21,30 22,16 23,03
2.0,45
-
0,06 0,21 0.42 0,66 0.94
1,25 1,59 1.96 2,35 2,77
3,21 3.67 4,15 4.65 5.17
5.71 6.26 6,84 7,43 8,03
8,66 9,29 9.95 10,62 11,30
11,99 12.70 13,43 14,17 14,92
15,68 16,46 17,25 18.05 18,87
19.69 20,53 21,38 22,25 23,12
-
0.07 0,23 0.44 0.69 0.97
1,29 1,63
2,39 2.00
2.81
3,25 3,72 4,20 4,70 5.22
5.76 6.32 6,90 7.49 8,10
8,72 9.36 10,01 10,68 11,37
12,06 12.78 1?,50 14,24 14.99
15,77 16,54 17,33 18,13 18.95
19,78 20,62 21,47 22,33 23,21
-
Cuadro 3-7.- T n d i c ~ s de ~ d 9 r i (f6rmula 3.24)
56
d) Para obtener los valores corregidos de la evapotranspira - ciÓn se afectan los valores mensuales ETP', por un coefi - ciente de corrección K, que tiene en cuenta la latitud,^ sea, la duración de la insolación teórica y delnúmerode días de cada mes.
Para cada mes tendremos que: ETP, = K ETP', (3.29)
En el Cuadro 3-8 se incluyen los valores K.
e) La evapotranspiración anual será igual a la suma de los valores mensuales, o sea:
(3.30) m ETP = 1
Para obtener la evapotranspiración real (ETR), que servi rá para calcular el balance hídrico, se establecen ciertas h i - pótesis, basadas en efectuar el balance mes a mes.
Las hipótesis son:
a) Si la precipitación mensual, P,, es superior a ETP, en- tonces :
ETR = ETP, (3.31)
AH = P, - ETP, (3.32)
El excedente AH se almacena como humedad del suelo aumen tando ésta hasta la saturación del suelo, que Thornthwait; consideró lOOmm, cifra que debe adaptarse a cada caso en particular.
El excedente de los lOOmm, o sea H - 100, está disponi- ble para el escurrimiento y alimentación subterránea.
b) Si la precipitación P,, es inferior a ETP, , la evapotrans piración real (ETR) es la suma de P, y de parte otoda 1; reserva de agua del suelo, suponiendo.
i) si la reserva de humedad del suelo es grande enton- ces :
ETR, = ETP, (3.33)
57
\D~~mmNNN~-!~00000000mm
o o o o o o,o,o,o o o o o o o o o o o m m
hh
hh
h
hh
hh
hh
hh
hh
hh
h
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
0
omomomomomomomomomomo
Ln-fqrs\MNN--
--NNmM-tam
50
y las reservas del suelo se reducen en
H = ETP, - P,
ii) si la reserva de humedad del suelo es insuficieiite pa ra satisfacer la ETP, entonces la ETR será menor a éS - ta e igual a P, más la humedad disponible AH, osea:
ETR = P, + AH (3.35) m
La suma de las ETR, será la evapotranspiración anual. En el Cuadro 3-9 se incluye un ejemplo.
real
(3.34)
1) Si AH 3 100. ALM - 100 4) ETR, - pm + ( A L T I siempre que A < O 2) NEG.ACUn - AHi + AHi-l, para AH < O 5) ALT * ALXi - ALMidl
siendo i el mes considerado 6) DEF - ETP, - E?$ 3) Cuando NEG.ACUH. - O, ALH = 100, que ea la 7) H * O siempre que ALM c 100 cuando
humedad máxima retenida por el suelo. .ALM r, 100, H * Pm - ETRm
(Adaptado del "Balance Hídrico de Thornthvaitr 6 brher, 1955"; Villa Nova, N.A. y Ometto, J.C. ESALQ/USP. Piracicaba. SP, Brasil).
Cuadro 3-9. - Cálculo de 1.a evapot rFnspi.raci6n real segGn Thornthwaite.
59
- Fórmula de Penman (1956) Es una extensión de su fórmu la para la evaporación (3.16) y también combina el balance de energía con el método aerodinámico, siendo una delas fórmulas más utilizadas por los países ubicados en el continente suda- mericano, para la estimación de la evapotranspiración poten- cial.
Para estimar la evapotranspiración potencial se utiliza para el albedo de la superficie el valor de a = 0 , 2 5 y para:
E a = 0,35 ( 1 + "2
m) (es - e> (3.36)
- Fórmula de Blaney-Criddle (1950) Este método permite estimar la evapotranspiración de cultivos agrícolas y de algu nos tipos de vegetación natural, suponiendo que depende sola mente de la temperatura, del número de horas de sol y del ti- po de cultivo o vegetación.
La relación que propone es:
ETR, = k p (O,46 8 + 8,13) = kf
donde :
(3.37)
ETR, =
k = Coefi-ciente empírico que depende principalmente
Evapotranspiración real mensual en m
del tipo de cultivo.
P = Porcentaje medio diario de las horas de luz diur - na. Depende de la latitud y del mes delaEosegÚn el Cuadro 3-10.
e = Temperatura media mensual "C
f = Factor mensual de uso consuntivo del agua
La evapotranspiración total del período de riego o culti - vo es:
= Coeficiente empírico general o de evapotranspira - K ciÓn estaciona1 para todo el período de riego (Cuadro 3-11).
6 0
0.80 0,60 0.75 0.75 0,65 0.50 0,45 0.60 0.60 0.75 0.80 0.65 1,oo 0.65
- .AT. 'n .Al. S - 60' 58' 56' 54' 52' SO. 48' $46' 54' 52- 40' 35' 30'
25' 20' 15' 10'
5' 0.
0.90 O. 70 0.85 0.85 0.75 0.55 0.55 0.70 O. 70 0.85 0.85 0.75 1.10 0.75
E F H A M J J A S O Y D J A S O W D E F H A H J
0,70 0.65 0.60 0.50
0.15 0,20 0.26 0.32 0.38 0.41 0.40 0.34 0,28 0.22 0.17 0.13
0.16 0.21 0.26 0,32 0.37 0,40 0.39 0.34 0,28 0.23 0,18 0,15 0.17 0.21 0.26 0.32 0.36 0.39 0.38 0,33 0,28 0.23 0.18 0.16
0.18 0.22 0.26 0.31 0.36 0.38 0.37 0.33 0.28 0.23 0.19 0.17 0.19 0.22 0.21 0,31 0,35 0,37 0,3h 0.33 0,28 0,24 0.20 0.17 0.19 0.23 0.27 0.31 0.34 0,36 0,3S 0.32 0.28 0,24 0.20 0,IE 0.20 0.23 0,27 0.31 0.34 0.36 0.35 0.32 0.28 0.24 0,21 0.19 0.20 0.23 0.27 0.30 0.34 0.35 0.34 0.32 0,28 0,24 0.21 0.20 0,21 0.24 0.21 0,30 0,33 0,JS 0.34 0.31 0.28 0,25 0.22 0.20
0.21 0.24 0.27 0.30 0.33 0.34 0,33 0,31 0.28 0.25 0.22 0.21 0.22 0.24 0,27 0.30 0.32 0,34 0.33 0.31 0.28 0.25 0.22 0.21 0.23 0.25 0.27 0.29 0.31 0.32 0.32 0.30 0.28 0.25 0.23 0,22 0.24 0.25 0.27 0.29 0.31 0,32 0.31 0,30 0.28 0,26 0.24 0.23 0.24 0.26 0.27 0.29 0.30 0.31 0.31 0.29 0.28 0.26 0.25 0.24 0.25 0.26 0.27 0.28 0.29 0.30 0,30 0.29 0.28 0.26 0.25 0.25 0.26 0.26 0.27 0.28 0.29 0.29 0,29 0.28 0,28 0.27 0.26 0.25 O,Z6 0.27 0.27 0.28 0.28 0.29 0,29 0.28 0,28 0,27 0.26 0.26 0.27 0.27 0.27 0.28 0.20 0.20 0.20 0.28 0.28 0.21 0.27 a.27 0.27 0.27 0.27 0.27 0.27 0.27 0.27 0.27 0.21 0.27 0.'27 0.27
0;50 0.70 0.70 0,60
Cuadro 3-10.- Porcentaje medio diario "p" de las horas anua les de luz diurna en diferentes latitudes.
Cultivo
Alfalfa Porotos Ha iz Granos pequenos Semillas de aceite Paltos C í tr i co s Nogales Arboles caducos Pastos Trébol Papas Arroz Remolacha Tabaco Tomates Chacras Villas
Vegetación Natural
Perlodo Considerado (1)
Entre heladas 3 meses 4 meses 3 meses 3 a 5 meses Todo el ano Todo el allo Entre heladas Entre heladas Entre heladas Entre heladas 3 a 5 meses 3 a 5 meses 6 meses 4 meses 4 meses 2 a 4 meses 5 a 7 mese5
Entre heladas
Coeficiente Es taci onal
Poco densa Muy densa 0.90 1 1.25
(1) La extensibndel perfodo considerado depende en gran parte de la varfe dad y de la épcica del año cuando se sembró el cultivo.
Cuadro 3-11 .- Coeficientes de cultivo estaciona1 "K" Blaney y Criddle.
de
6 1
Los valores de k y K dependen no sólo del tipo de culti vo sino también de cómo se aplique el agua de riego y del tipo de clima. El coeficiente mensual k, generalmente muestra gran variedad de un lugar a otro, siendo menor estavariabilidadal comparar los coeficientes estacionales K, que son los que se incluyen en el Cuadro 3-11.
Doorenbos y Pruitt (1956) han efectuado un estudio para aplicar esta fórmula en distintas condiciones de viento, hume - dad y diferentes cultivos.
Para aplicar este método cuando en la región o cuenca en estudio existe un gran porcentaje de zonas de riego, se puede operar dividiendo el año en dos períodos, uno el de riego, que generalmente corresponde al estiaje y otro losmesec restantes que generalmente corresponden al período de lluvia.
Para cada período se efectúa separadamente el balance hl drico y se suman los resultados para obtener el balance hídry - co anual.
Durante el período de riego los parámetros más influyen tes son la escorrentía y la evapotranspiración. La forma d e aplicar el método para estimar la evapotranspiración estacio- nai es la siguiente:
a) Se individualizan las grandes zonas de cultivos y se sub - dividen en subzonas de igual factor k.
b) A cada subzona se le calculan los correspondientes valo- res de 0 y p.
c) Con los valores anteriores se calcula la ETR estaciona1 de las zonas cultivadas.
d) La ETR de las zonas que no están bajo riego se estiman en función de la precipitación caída durante este período.
Durante el período sin riego los parámetros más influyen - tes son, generalmente, la precipitación y la escorrentía.
Para estimar la evapotranspiración real durante este pe- ríodo se puede operar de la siguiente forma:
a) Se calcula la ETR anual por cualquiera de los métodos in - dicados, por ejemplo Turc.
6 2
b) A partir de los promedios mensuales de evaporación, medi dos en un evaporlmetro de la zona, se determinae1.porcen taje de la evaporación anual que se produce en este pe- ríodo.
c> La evapotranspiración real del período se supone porcen- tualmente igual a ia evaporación.
- Fórmula de Grassi y Christiansen (1966) Este método ha sido desarrollado y aplicado en América del Sur con fines agronómicos.
La fórmula obtenida es:
ETR = 0,95 E CT CV C F (3.39)
CT = 1,4 - 0,029 (3.40)
CV = 0,0942 + 0,02774 V - 0,0002126 V 2 (3.41) C C C
-'-pde : E = Evaporación del tanque tipo A
CT = Coeficiente de temperatura
e = Temperatura en OC
CV = Coeficiente de variación del ciclo vegetativo
v C
= Porcentaje respecto a la duración total del ciclo vegetativo, o sea, si el ciclo vegetativo de un cultivo es de 5 meses, a los 2 meses el valor de V será 40
C
C
F = Factor de cultivo (Cuadro 3-12).
Del análisis de cada una de las fórmulas más comunmente utilizadas se puede considerar que si bien el cálculo de la
i evapotranspiración a partir del uso de los principios físicos provee un procedimiento racional, su aplicación se ve ].imitada por la falta de los datos e instrumentos requeridos. Además, las estimaciones efectuadas mediante el uso de diferentes ele - mentos meteorológicos, llevan consigo una seri.e de limitacio- nes que pueden atenuarse mediante la aplicación de fórmulas que requieran de datos fácilmente disponih1.e~.
6 3
Alfalfa . . . . . . . . . 1.10
Algodón . . . . . . . . . 0.98
Avena . . . . . . . . . 0.83
Frijoles . . . . . . . . . 0.86
Maíz . . . . . . . . . 1.05
Papas . . . . . . . . . 1.04
Remolacha azucarera . . . 1.16
Trigo de invierno . . . . . 0.87
Cuadro 3-12.- Valor del factor de cultivo
La evaporación medida en el tanque evaporlmetro, integra la mayor parte de los factores que intervienen en el proceso de evapotranspiración y parece ser la estimaciónmás confiable para la determinación de la evapotranspiración potencial; sin embargo si se quiere determinar la evapotranspiración real es necesario determinar un coeficiente para cada tanque en parti - cular y un coeficiente para cada tipo de cultivo.
La fórmula de Penman posee una base físico-teórica y su uso requiere varios elementos de los que no siempre sedispone en todas las estaciones meteorológicas. Da buen resultado en regiones húmedas y semi-húmedas, subestimando la evapotranspi - ración en regiones áridas y semi-áridas. La estimación de la evapotranspiración potencial a partir de esta relaciÓn,requie re la determinación de coeficientes específicos para cada cu¡ - tivo con el fin de calcular la evapotranspiración real.
La fórmula de Avellán proporciona resultados que permiten ajustarse, a los valores correspondientes a las medidas entan ques evaporímetros tipo A. En base a esta fórmula se puede es timar la evaporación media anual en cualquier punto donde SÓ- lo se posean los datos de la precipitación media anual y la altitud. Tiene la limitación que con su aplicación sólo sepue de determinar la evaporación media anual. Actualmente se está;
64
haciendo ajustes con el fin de apl-icarla para 1.a generación de series mensuales de evaporación.
La fórmula de Turc, permite estimar directamente 1.a eva- potranspiración real. Tiene el inconveniente de dar valores sobreestimados, en aproximadamente un 30%, especialmente en zonas donde la precipitación supera los 2.500 mi1ímetros y la altitud es mayor que 1.000 metros. La ventaja es que los par5 - metros requeridos para su cálculo son de fácil obtención.
La característica principal. de la fórmula de Thornthwaite y Mather para el cálculo de la evapotranspiraci8n potencialra - dica en la utilización exclusiva de información climática, no interviniendo en ella los índices correspondientes ala cubier ta vegetal. Los parámetros utilizados son de fácil obtención, pero presentan la desventaja de que al considerar como princi - pal variable la temperatura, desvirtúan en cierta medida la realidad; ya que en condiciones similares de temperatura pue- de ofrecer resultados semejantes en zonas con características climáticas diferentes.
La fórmula de Blaney-Criddle, igual que la fórmula de Thornthwaite y Mather, tiene como base la temperatura, pero introduce el coeficiente de variación de los cultivos, por lo que permite calcular directamente la evapotranspiración real. Su uso correcto depende de la experiencia y criterio de quien la emplea. El desarrollo de la fórmula fue hecho a base de da tos obtenidos en regiones bajo riego y en condiciones de aridez.
La mayoría de las fórmulas antes citadas han sido aplica ._
das en el continente sudamericano, teniéndose en cuenta para ello las características fisiográficas y climatológicas, así como la disponibilidad de información.
3.3.2,5 Pfiu entadán de h a U a d u h
Con los valores obtenidos se confeccionará un mapa de iso - líneas de evapotranspiración real.
Para seleccionar las isolíneas que deben dibujarse se de be tener en cuenta que la evapotranspiración real. anual puede variar entre O mm (zonas desérticas) y valores que superan los 1.500 mm, dentro de América del Sur. Se recomienda dibujar las isolíneas de evapotranspiración real como lo definido pa- ra las isoyetas: O, 5, 10, 20, 50, 100, 200, 300, 400, 500, 600, 700, 800, 1000, 1200, 1400, 1600 y 2000 mm.
6 5
3.3.3 Escorrentia
En esta guía, el término escorrentía se refiere al escx rrimiento superficial de régimen natural.
Las estadísticas fluviométricas al ser obtenidas a yar- tir de mediciones, están expuestas a errores producidos en las diferentes etapas que deben cumplirse hasta obtener los cauda les medios diarios, mensuales y anuales. Sin embargo, de todos los parámetros que intervienen en el balance hídrico, la esco rrentía superficial es la que puede obtenerse con mayor preci - sión.
Antes de utilizar una estadística fluviométrica es nece - sario analizar su consistencia, o sea verificar quedurante el período de registro ha sido bien observada la estación hidro- métrica, bien calculada la estadística y que el régimen de la cuenca controladano sehamodificado durante todo ese período.
El método que generalmenteseutlliza es el de las curvas doble acumuladas (CDA), Explicado en el punco 3.3.1 Precipita - ción.
Como el método de las CDA se aplica comparando estadísti - cas fluviométricas entre sí o con precipitaciones, es conve- niente utilizar como unidad de escorrentía, mrn, ya que es in- dependiente del tamaño de la cuenca y por lo tanto son del mismo orden de magnitud los valores que se comparan.
3.3.3.1.1 An¿í&Á-& purr compahac¿Gn de e~cuhtrevi/tc'ad
Cuando una cuenca es hidrológicamente homogénea y se po- seen estadísticas fluviométricas en varios lugares, se procg de en forma análoga que con las precipitaciones, es decir:
a) Se seleccionan las mejores y más largas estadísticas flu - viométricas y con ellas se construye un Patrón de esco- rrentía (PR).
b) Aplicando el método de las CDA se seleccionan aquellas que por comparación con este PR aparecen como más consis - tentes.
66
c) Con las estadTsticas fliiviométricas seleccionadas se cons - truye el PR definitivo, comparandose con él cada una de las estadísticas que lo integran,
a) A través del método CDA, se comparan todas las estadlsti hidrol8gicarnente cas f luviométricas de la cuenca o zona
homogénea con este PR.
Cuando la CDA no presenta quiebras quiere decir qiieelre - gistro fluviométrico es consistente,
Cuando se presenta un quiebre es necesario investigar la razón de dicho quiebre, que puede ser de dos tipos:
a) Error en la obtención de la estadística fluviométrica,de - bido a:
- error al efectuar o calcular los aforos,especial determi: mente cuando son de caudales altos que
nan la parte alta de la curva de descarga, - modificación de la sección hidrométrica o dellim
c
níme t ro ,
- curva de descarga mal determinada,
- deficiencias en los limnigramas o lecturas lim-
- error en el cálculo de los caudales medios dia-
nimétricas,
rios, mensuales o anuales,
b) Cambios por modificación del terreno, que puedenproducir - se debido a:
- construcción, aguas arriba de la estación fluvio - métrica, de obras hidráulicas como embalses, cap taciones hacia otras cuencas o aportes de otras cuencas,
- puesta en riego de grandes superficies, aguas a- rriba de la estación fluviométrica,
- modificación de la cubierta vegetal de la ciienca, como forestación, deforestación, erosión de la cuenca y otros,
- traslado de la estación a otro lugar del rfo,
En el caso que no se detecte 1.a razón del quiebre no es conveniente modificar la estadística a través de un índice de corrección.
67
Cuandono sea posiblecalcular un P R promedio de varias es tadlsticas fluviométricas se puede seleccionar una estadística fluviométricabase (RB), según se indica en el punto 3.3 3.1.2, que que se puede utilizar como estadística patrón.
Como en el caso de la Precipitación, la tendencia del Úi timo período sería la que existe actualmente, o seal.aválidaT
Tanto el PR como la RB son importantes en las zonas adya centes de países limítrofes ya que se pueden comparar y por 1; tanto verificar si se producen o no quiebres en la CDA.
3.3.3.1.2 AnaRinb pah wmpahac¿bn cvn pneoípi,tac¿aner, En el caso de que no existan suficientes estadísticasflu
viométricas con las condiciones necesarias para formar un PRT el análisis de las estadísticas se puede efectuar comparándo- las, por el mismo método de las CDA, con el Patrón de precipi taciones anuales (PPA) de la cuenca o con una estadística plu viométrica base.
-
En este caso, por no ser lineal la relación entre la es- correntía anual y la precipitación anual, los puntospresentan al.gunas dispersiones respecto a la tendencia general, que es la que interesa.
La existencia de una sola tendencia indicaría que la es- tación fluviométrica es consistente; en el caso contrario, o sea, si se producen algunos quiebres de la tendencia, hay que investigar, como en el punto anterior, la razón delainconsis - tencia.
En zonas áridas o semiáridas, en las cuales la precipita ciÓn anual es muy variable, al no ser lineal la relación. esco rrentía-precipitación se producen altas dispersiones alrededor de la tendencia definida por la CDA.
En este caso se puede establecer una relación
Ro = f (P ) O
siendo :
Ro = Escorrentía anual observada
Po = Precipitación anual observada
(3.42)
Para cada año, en función de P se calcula la escorren- O
tía Rc a partir de la relación (3.42).
6 8
Por el método de las CDA se comparan los valores de R y R . De esta forma quedan mejor determinadas las tendencias y los quiebres, muchos de los cuales desaparecen, ya que son de bidos a la existencia de varios años secos G húmedos consecii- tivos.
O C
Como el balance hldrico del continente está previstopara ser realizado considerando el período 1965179, es indispensa - ble conocer la escorrentía media anual de este período de 15 años.
Cuando en un lugar se posea una estadística fluviométri- ca incompleta faltandole uno o varios de los caudales medios anuales del período en estudio, será necesario estimar los va - lores que faltan.
Para ello se pueden utilizar varios métodos, entre los cuales se exponen dos a continuación:
i) Correlacionar gráficamente los caudales medios anuales de 1.a estadística en estudio con la estadística fluviométri ca base (RB) o con una estadística consistente de una es tación hiclrométri ca cercana. Para seleccionar esta Últi- ma se tendrá en cuenta el siguiente orden de prioridad:
- estación en el mismo curso del río,
- estación en un afluente cercano,
- estación que controle una cuenca vecina,
Las cuencas que controlen dichas estaciones a su vez de- ben cumplir los siguientes requisitos :
- controlar superficies de cuencas análogas debien - do ser la mayor como máximo, 10 veces la menor
- tener un régimen climatológico e hidrológico si- mi lar.
ii) Cuando no existan estaciones hidrométricas con estadísti ca suficiente o sean de calidad dudosa, se podrán efec- tuar correlaciones gráficas entre escorrentías anuales y precipitaciones anual es. Como estadística de precipitacio - nes anuales se podrán utilizar:
- el patrón de precipitaciones,
69
- promedio de las precipitaciones anuales de una serie de lugares de la cuenca bien controlados y consistentes,
- estadística pluviométrica de una estación de la cuenca bien controlada y consistente
Al efectuar estas correlaciones se debe tener en cuenta que la relación R = f (P) puede ser parabólíca, especialmente en las zonas áridas y semiáridas, pero que para algunos inter - valos de P, puede considerarse lineal.
Para completar la estadística de caudales medios mensua- les de una estación fluviométrica se pueden utilizar los mis mos procedimientos anteriores.
-
En los Últimos años ha tenido amplia difusión el uso de los modelos matemáticos con el objeto de estimar el escurri- miento superficial en diferentes cuencas. Los distintos países del continente sudamericano han desarrollado modelos locales, así como han aplicado modelos originarios de otros países,los cuales podrían ser utilizados.
3.3.3.3 EaA;ónac¿Gn de m u U a en Lugmeh con &@una- cián -imu&io¿evLte
Se considerará que en un lugar o cuenca se tiene informa ciÓn insuficiente cuando no posea control fluvi.ométrico. Se a- nalizan algunos casos que pueden presentarse, y la forma como se puede estimar la escorrentía promedio del período 1965/79.
-
2) En el caso de dos cuencas de características fisiográfi- cas y de ambiente vegetal similares, con precipitaciones análogas se puede suponer que ambas tienen igual caudal específico, o sea:
(3.43)
donde :
Q = caudal en m3/s
A = área en Km2
ii) En un caso análogo, pero con precipitaciones medias un
70
poco diferentes, la relación anterior se puede modificar por un coeficiente que pondere la diferente pluviosidad en las cuencas, o sea, se tendría que:
QB Q, = ex;
A B ('B donde :
(3.44)
(P) = Precipitación media en 12 cuenca en mm
iii) En una cuenca montañosa y homogénea pluviométricamente, se puede establecer una relación del tipo:
R = f (Ec) (3.45)
siendo :
R = Escorrentía en mm o caudal específico en 1/s/Km2 para el período 1965179
-- H = Altitud media de la cuenca C
Esta relación se podrá establecer siempre que se tenga controlado fiuviométricamente unnúmero suficiente de cuen cas, es decir, que se disponga de bastantes estaciones fluvio_métricas para tener los necesarios pares de valores ( R i , H.), correspondiente a cada estación, que permitan trazar gráficamente la relación.
-
I
iv) En una situación análoga a la anterior, de cada cuenca controlada fluviométricamente se puede conocer su esco- rrentla, R, y su precipitación media. '1.). lo que perrr; tirá establecer una relación gráfica de tipo
(3.46)
siendo :
R = Escorrentía en mm del período 1965/79
(pc) = Precipitación media de la cuenca durante el. mis-
mo período, medida en mm
La posibilidad de aplicar métodos de corre1 a c i h regional, relaciones o modelos que tengan en cuenta otros Darámetros
71
fisiográficos y/o meteorológicos dependerá de las ciones desarrolladas localmente,
investiga-
3.3 3.4 Pke~ entacián de Loa hu&adoa
El mapa de escorrentía se trazará tomando en cuenta el promedio o módulo de los caudales medios anuales o escorren- ti"a del perfodo 1965/79.
Se pueden trazar dos tipos de mapas de escorrentía:
un mapa caudal específico en i/s/Km2, i)
ii) un mapa de isollneas de escorrentía en m.
A continuación se analizará cada caso,
3.3.3.4.1 Mapa de caudalu upedfSA:coh
Este método consiste en calcular el caudal específico q. en i/s/Km2, de cada subcuenca en que pueda dividirse la cuen- ca, según las estaciones fluviométricas existentes.
Siendo q máx.y qmin,j.os valores máximos y mEnimos de q en la cuenca, se divide el intervalo q m d X q m i n . enintervalos parciales, dándosele a cada intervalo parkial un signo G co- lor e indicando en cada cubcilenca el valor real de q , tal como se indica en la Figura 3-10.
Fig. 10.- Mapa de caudales específicos
72
El trazado de este mapa se efectuará partiendo de la ca- le becera de la cuenca y hacía aguas abajo, A toda subcuenca
corresponderá un valor de 9 dado por (Fig. 3-11):
Fig. 3-11.- Mapa para el cálculo de caudales
Q i + 1 - CQi - qi+1-- * i + 1 - Mi
especlf icas
(3.47)
siendo :
=
= Caudal observado en el punto i + 1
Caudales observados en 1.0s puntos i que limitan la cuenca aguas arriba
Q i + l
Q i
*¡+l = Superficie de la cuenca total controlada por el. punto i + 1
73
A. = Superficie de las cuencas controladas por los I puntos i
Estos valores q i + , son importantes ya que corresponden a la escorrentía de la subcuenca R i + l , en mm, lo quepermitecom parar las escorrentías observadas con las calculadas
- R i + l - p i + l ETRi+l (3.48)
3.3.3.4.2 Mapa de Aofinea de acutrhenAXa
Estos mapas pueden trazarse como complemento de los mapas de isoyetas e isolíneas de evapotranspiración, que servirían de auxiliares,
El valor de la escorrentía R. en una subcuenca no reprs senta la escorrentía de un punto Sino la escorrentía de una sx perfície, por ser un parámetro promedio de las escorrentfasde cada punto de la cuenca. Por este motivo el valor de R.corre5 pondería al valor en el centro de gravedad de la subcuenca.
I
En este caso, 10 que interesa es calcular el balance hí- drico de cada subcuenca de forma qiie en ella se verifique que:
- (Fc) = (Q + (ETRc> (3.49)
siendo :
(pc) = Precipitación en la subcuenca en mm
<Ec) = Escorrentía de la cuenca en mm a partir de la estadística observada
(FRc) = Evapotranspiración real de la cuenca en mm
o sea:
(3.50)
Como esta relación debe producirse en cualquier punto de la subcuenca, superponiendo los mapas de isoyetas e isolíneas de evapotranspiración, se podrá calcular en cualquier punto el valor de R, o sea, se podrán trazar isolíneas de R. Como en el caso de la precipitación, se puede calcular el valor,
74
(3.51)
debiéndose verificar que
(3.52)
Este método es el que se propone en el punto 3.4.1enfo; ma detallada:
3.3.3.4.3 7n~utrmc¿ciGn cumplement&u de Qncu.menfiu
En los puntos que poseen estaciones hidrométricas de bue - na calidad y representativas del régimen hidrológico de una cuenca se dibujará el hidrograma de los caudales mediosmensua les y el valor del caudal medio anual, ambos del período 1 9 6 9 79 I
En cuadros aparte, se incluirá en el texto la estadlsti- ca de los caudales medios mensuales y anuales del período 1965/79 de las estaciones más representativas del régimen hi- drológico de una cuenca, zona o región.
3.4 Metodología para la aplicación de la ecuación del balance hídrico superficial
Como se ha recomendado que el balance hídrico sea reali- zado para un período de quince años (1965-1979), se puede con siderar que los parámetros que representan las regulaciones, infiltración y escorrentía subterránea son despreciables con respecto a los otros térmínos de su ecuación.
De acuerdo a estas simplificaciones la ecuación que se utilizará tendrá la forma:
(P) (R) + (Fm) + r) siendo :
(F} = Precipitac.ión en mm
c"> = Escorrentía superficial- en mm
(oñ) = Evapotranspiraci6n real en mm
(3.53)
rl = Término de discrepancia
75
Si. al aplicar la ecuación del balance hldrico en una re- gión, y después de realizar los ajustes tentativos, no puede ser verificada la condición. de continuidad de masa por ser TI muy grande, se recomienda establecer un programa específico de investigación con el propósito de que sean detectadas sus cau sas. las cuales pueden ser en Última instancia fuentes y sumy deros del elemento agua.
-
En la ecuación (3.53) así cono los términos P y ETR semi den en la cuenca misma, el término R debe considerarse como 12 diferencia entre el caudal efluente de la cuenca y el caudal afluente a la cuenca, o sea:
T
A
- (E) = <eso - Q ~ ~ ) - 1000 en mm (3.54;
siendo :
Q,, = Caudal efluente de la cuenca en m3/s
Caudal afluente a la cuenca en m3 Q,, = T = 31,536 lo6 s
A = Superficie de la cuenca en 106m2
Cuando una cuenca no recibe aportes superficiales de cuen cas vecinas por ser cabecera de cuenca, entonces Q = O v se llega a la ecuación (3.53).
- SI
- Los términos P , R , ETR. Q, y QS, corresponden al prome-
ciio anual del per5odo considerago.
El método general se basará en el trazado, para cada re giÓn o cuenca. de mapas de isoyetas, isotermas e isolíneas de evapotranspiración y escorrentía en mm. Este Último mapa de isolíneas de escorrentía puede transformarse y reemplazarse por un mapa de caudales específicos (l/s/Km2),
__
En la Figura 3-12 se incl-uye un esquema del proceso indi __ cado.
El orden para realizar el balance hldrico de una cuenca dividida en subcuencas será desde aguas arriba hacia aguas a- bajo según el esquema de la Figura 3-13.
76
(d
3 c
cn W I N
E
77
@ ESTACIONES HIDROMETRICAS LIMITE DE CUENCA
. LIMITE DE SUBCUENCAS
O z U w o O
Fig. 3-13.- Ordenamiento de cuencas para el balance
78
3.4.1 Análisis de los componentes que intervienen y su influencia en el cálculo del balance hi’drico
Las tres componentes que intervienen en la ecuación del balance hldrico simplificado y de un largo período se pueden ordenar de acuerdo a su confiabilidad y exactitud enelsiguien te orden: L
- caudal o escorrentía
- precipitación
- evapotranspiración real
En puntos anteriores se analizaron estos componentes en forma detallada. concluyéndose que:
- el caudal es el componente que en generalsemide
- la precipitación. si bien teóricamente es fácil de medir puntualmente, por problemas de contorno e instalación. el agua captada por los instrumen tos es diferente a la que cae realmente sobre el suelo en ese lugar. Por otra parte la variación espacial de la precipitación entre dos lugares cercanos, especialmente en zonas montañosas, pus de ser grande, Estoi unido á que en América del Sur la red pluviornétrica en general tieneunadea sidad baja y el efecto orográfico es poco cono- do. el cálculo de la precipitación media de una cuenca o zona extensa utilizando cualquiera de los métodos existentes se encuentra afectada de un error más grande que el que afecta a la esco- rrentía
con mas exactitud
- la evapotranspiración es el componente más difí- cil de determinar en forma directa. Su cálculo debe efectuarse utilizando métodos indirectos y al error que involucra utilizar una fórmula debe sumarse el que se comete en los parámetros queis tervienen en su cálculo y el poco conocimiento que generalmente se tiene del tipo de vegetación y densidad que cubre la cuenca.
79
3.4.2 Balances hídricos según los antecedentes exi s tentes
La forma como se calculará el balance hídrico deunacuen o sea de los coz ca dependerá de los antecedentes existentes
troles que en ella se efectúen.
El panorama que generalmente se presenta es que una cueg ca sea controlada fluviornétricamente y pluviométricamente.
Siendo la escorrentía el componente que se mide con más precisión, para el cálculo del balance hídrico se podrán sub- dividir las cuencas en dos clases: las que tienen control flx viométrico y las que no lo tienen Cada una de ellas se subdi - vidirá según tenga o no controles que midan los otros paráme- tros.
En resumen se tiene:
i) Cuencas con control fluviométrico
- cuencas con antecedentes de R, P y ETR - ciiencas con antecedentes de R y P - cuencas con antecedentes de R solamente
ii) Cuencas sin control f luviométrico
- cuencas con antecedentes de P y ETR - cuencas con antecedentes de P solamente íii) Cuencas sin antecedentes de R, P y ETR
Además de estos casos se analizan cuencas conpartein-por - tante de su área cubierta por las aguas.
3 "4.2 1 Cuenca con cuntrruL @ h v i o r n W c a
Se consideran cuencas con control fluviométrico aquellas en las cuales se puede determinar, R, utilizando estadísticas observadas o ampliadas.
80
3.4.2.1.1 Cuenca cvn antecedentu de ehcomeui;tía, phe- oipLtaoiún y evapafiarn p&aciún heal
Al calcular separadamente cada uno de los parámetros P , R y E T R se tendrá la ecuación
P = R + E T R + q enmm (3.55)
Los valores de P y E T R se obtendrán a partir delosmapas de isoyetas y de isolíneas de evapotranspiración real, Así:
R = (P - ETR) + rl (3.56)
De acuerdo a lo expresado anteriormente el valor de R es el más confiable, luego no se corregirá y por lo tanto el tér mino correctivo deber5 repartirse entre P y ETR, lo que equi- vale a modificar el trazado de los mapas de isoyetas, de iso- termas y de isolíneas de evapotranspiración. Esta corrección se efectuará después de una detallada investigación de los PO - sibles factores no considerados,
En las zonas planas y donde el valor de P se puede supo- ner no está afectado por condiciones meteorológicas partícula - res se podrá calcular un ETR como
E T R c = P - R (3.57)
Denominando ETR a la evapotranspiración real obtenida a m partir del mapa de isollneas se tendrá que:
ETR - ETR = rl C m (3.58)
si r7 es pequeño se modifica el mapa de isollneas de ETR y sies grande se revisa el trazado de los mapas de isollneas de P, R y ETR.
En las zonas montañosas frecuentemente ocurre que
lo que indica que P está subestimado, debido, generalmente a que el efecto orográfico es superior a lo supuesto.
81
En este caso aparece como más conveniente estimar el pa- rámetro ETR y calcular P , en forma aproximada, como
P = R + ETR (3.59)
El estimar ETR se justifica porque la función ETR =I g(P,e) varía poco al modificar e en un valor AO. yelva lor 8 se puede estimar sin gran error. El problema queda redu cido a calcular P por aproximaciones sucesivas de forma que se cumpla la ecuación (3.59), lo que obliga a modificar paulati- namente el trazado de las isoyetas.
3.4.2.1.2 Cuenca con antecededen de acomen;t¿a y ptrec¿pifac¿ún
Se presenta en cuencas donde no existen antecedentes de temperatura para realizar el trazado del mapa de isotermasque permita trazar el de isolíneas de evapotranspiración.
En este caso se calculará un
ETRc = P - R (3.60)
Este valor de ETR debe ser compatible con R , P y una te= que
Denominando ETR a la evapotranspiración calculada utili
peratura 9 que debe esfimarse de acuerdo al conocimiento se tenga de la cuenca.
f zando una fórmula teorica, se tendrá que: -
ETR = ETR 1 A (3.61) C t
Si A 5 O se adoptará ETR como valor real.
Si A # O, o ETR es negativo, se adoptará un criterio a- C
C nálogo al caso de la zona montañosa del punto anterior.
3.4.2,l. 3 Cuenca cun antecedentu de u c u t d ~ e d a n alame&e
En este caso se tiene que:
R = P - ETR (3.62)
siendo P y ETR incógnitas.
a2
Para resolverlo es recomendable estimar el parámetro B y calcular el valor, de ETR y P de forma que sean compatibles con la ecuación (3.62) y con 8.
3.4.2.2 Cuenca csin cuna3a~ dluvivm&trúco
Son cuencas en las cuales no se puede calcular en forma directa el parámetro R.
Se pueden presentar dos casos,
3.4.2.2.1 Cuenca cvn anfecedentu de. phec¿pi~ac¿d;n y evapu-thanh p&acián he&
En este caso se tendrá que:
R = P - ETR (3.63)
Ahora bien, como la estimación de P y ETR puede estar a fecta de errores. especialmente en las zonas montañosas, es con - veniente comparar el valor de R con el de cuencas cercanas o análogas para verificar que su valor sea lógico.
Se puede operar de dos formas:
- en el caso que pueda estimarse el valor de 8 por analogía con cuencas cercanas se cal.cularía ETR presentándose el caso anterior
- se considerará que en la cuenca en estudio existe una relación R = "(P) análoga a la obtenida en cuencas cercanas que tengan características fisio gráficas parecidas, En este caso el trazado de las isolíneas será aproximado pero verificándose que:
P = R t ETR (3.64)
y cuidando que en los mapas de i.solíneas éstas se unan con las isolíneas análogas de cuencasvecinas.
83
3.4.2.3 Cuenca csin antecedentu de acumenUa, p&ec¿- piXac,ibn y evapufiamphao¿6n tred
Para solucionar este caso es conveniente conocer, aunque sea en forma aproximada, las características fisiográficas de la cuenca y tener una idea de su climatología de forma auepu? da determinarse su similitud con cuencas cercanas o análogas, aunque sea en forma aproximada.
La forma de estimar los parámetros que intervienen en el. balance hldrico pueden ser varios, todos ellos afectos a erro res difíciles de cuantificar.
Una posibili.dad sería estimar los valores de P, R y ETR iguales a los de una cuenca conocida y que se supone similar, siendo difícil el trazado de los mapas de isolíneas.
Para determinar la similitud de cuencas deben considerar se aspectos fisiqgráficos tales como: orografza, geología sue los vegetación; aspectos hidrográficos como densidad de la red de drenajes y régimen de los rlos;aspectos morfometricos tales como área de drenaje y pendiente; ubicación geográfica, latitud. longitud y altitud; y otras características que se consideren Útiles.
También son de gran utilidad las técnicas de interpreta-. ciÓn de fotografías aéreas, imágenes de radar y de satélites.
En el caso del radar., cuando está calibrado para una zo- na o cuenca, sirve con gran éxito para otras cuencas que se en cuentran en su área de Cobertura. -
En el caso del satélite.,aÚn cuando no se ha empleado completamente para fines de balance hfdrico, se tiene un po- -tencial indiscutible por su cobertura (un satélite cubre toda la América del Sur) , especialmente para estas cuencas sin an- tecedentes. Análogamente., el uso de sensores remotos se presen ta corno un medio de gran potencial en la estimación de preci- pitaciones, sobre todo en sistemas de nubes convectivas. en los cuales ya ha sido utilizado. También puede calcularse con una precisión adecuada en los casos considerados enesta Gula, la radiación incidente. Otra información que pueden proporcio nar los satélites es la temperatura de la superficie terrestre así como información de gran interés para el cálculo del ba- lance hldrico aerológico, por ejemplo. los radiosondeos. Estas informaciones. integradas a las mencionadas anteriormente,pue den contribuir a la elaboración de balances hídricos en estas cuencas sin antecedentes e igualmente a cuencas que tengan ne cesidad de otras fuentes de datos.
-
-
a4
En algunos países se ha aplicado el método deL.RHoldríge (ONERN 1980) que es un método indirecto basado en definir satellticamente en mapas de escala 1 : 200.000 áreas homogé- neas. De esta forma se puede obtener una primesaéstimaciónde la escorrentía en cuencas no controladas aplicándoles el mis - mo coeficiente de escorrentía, K , obtenido en cuencas con an- tecedentes en la que se ha calculado la relación ‘E= KP,
Otro método que puede ser utilizado es dibujar unmapaen el que la cuenca en estudio se encuentre rodeada de cuencas en las que se ha efectuado el balance hídrico y por lo tanto se ha realizado en ellas el trazado de las isollneas de P,F?yETR. En este caso se podrían unir las isollneas de las cuencas es- tudiadas a través de la cuenca en estudio verificando la rela - c íón
P = R + ETR (3.65)
El trazado de las isolíneas se podrá realizar con más exactitud cuanto mejor sea el conocimiento de las caracterís- ticas de la cuenca o región de acuerdo a la experiencia y co- nocimiento de ella.
En aquellas cuencas que poseen una gran superfici.e cubier ta por las aguas de un embalse, lago o pantano, el balance hi drico puede quedar falseado si no se consideran separadamente la superficie no inundada y de la inundada.
Separando ambas se tiene que:
AT = AS + A L
siendo :
(3.66)
AT = Area total. de la cuenca
A = Area de suelo no inundada
A L = Area del lago, embalse o pantano
Se considerará que no hay aportes de cuencas vecinas y la
S
regulación es cero.
85
‘Efectuando el balance hldrico en volumen se tendrá que:
= V D + ETR As + E L A L ps As + p L A L S (3.67)
siendo :
V D = Volumen de agua que escurre superficialmente fue- ra de la cuenca
E L = Evaporación desde el espejo de agua
s = Suelo
L = Lago, embalse o pantano
En la altura de agua se tendrá:
P s A + P A ETRS A5 + E L A L S L = R + (3.68)
AT AT
3.4.3 Balances hídricos de acuerdo al tipo de cuenca
Existen tres tipos de cuencas:
i) Exorreica, que es aquella que drena hacia el ocsano,
ii) Endorreica. que es aquella que d.ioena hacia depresiones. o sea es cuenca cerrada.
iii) Areica es aquella que carece casi por completo de drena- je superficial, o sea las aguas no llegan al océano o dc presiones interiores, y los ríos y quebradas que la dre- nan son lechos secos con escorrentías de poca duración.
3.4.3,l Cuencan exmhu’san o abiehtaf,
El balance hídrico de una cuenca de este tipo es posible cuando se controla el caudal que llega al océano o bien sepug de determinar en forma indirecta.
Para ello se puede aplicar cualquiera de los métodos ex- plicados anteriormente.
86
i)
ii)
Se pueden considerar dos tipos de cuencas cerradas.
Las que poseen un lago o espejo de agua permanente en la depresión.
Las que desaparecen sin generar un lago o espejo de agua permanente. Las de este tipo se considerarán areicas.
En el caso que la cuenca drene hacia un lago interior,ca so i), el caudal afluente a dicho lago se pierde por evaporar ción, siempre que no exista flujo efluente subterráneo, esta- bleciéndose en el lago un equilibrio dado por la igualdad, ex - presada en volumen:
A = E A 'AF + "L L L L
o también :
(3.69)
(3.70)
siendo :
= Volumen afluente al lago lateralmente
= Evaporación del lago
= Precipitación sobre el lago
'AF
EL
p L - AL = Area, promedio del período, del espejo de agua
Cuando la cuenca total drena hacia un lago que a su vez alimenta superficial o subterráneamente otro lago, el término (EL - PL) rL es la suma de los valores obtenidos para cada lago.
Conocido V se determina R, o sea se tendría un casoan? F logo al explica90 en el punto 3.4.2.1.
Si no se poseen antecedentes de P y/o E seaplicarálo L expresado en los puntos 3.4.2.2 Ó 3.k.2.3.
87
3.4.3.3 Cuencan ahcícan
En estas cuencas los ríos que se forman desaparecen por sumirse y alimentar la napa subterránea y por pérdidas de evg poración.
Este caso se produce en zonas desérticas osemidesérticas en la que se generan temporales de corta duración y gran den- sidad que producen escorrentía, pero al escurrir el agua por terrenos sumamente secos, el caudal disminuye rápidamente hasta desaparecer, existiendo infiltración y alimentación de la napa subterránea. La ecuación del balance hldrico que debe considerarse es :
P = R + f + ETR (3.71)
donde :
f = Infiltración o aporte a la napa subterránea
En este caso, como el valor de f puede ser muy importan- te y significativo, el estudio de estas cuencas deberá apoyar se en los datos que proporcione el Grupo de Trabajo del "Mapa Hidrogeológico de América del Sur".
3.4.4 Balance hTdrico por el método de malla cuadrada
Otro método para calcular el balance hldríco es el cono- cido como "mal-la cuadrada''. Se basa en que toda cuenca o re giÓn está constituida por un conjunto de cuencas "i". A suvez, toda cuenca está constituida por un conjunto de elementos en los cuales se puede realizar individualmente el balance hídri -
-
co.
Para su aplicación se subdivide la cuenca "i" en cuadra dos, limitados generalmente por paralelos y meridianos yse e- fectúa en cada uno de ellos el balance hídrico (Fig. 3-14), o sea en cada cuadrado "j" se verificará que:
-
R. = P - ETR mm (3.72) J j j
y a la salida de la cuenca "i" la escorrentía valdrá:
88
CR. A. CP. A CETR. A. R. = J-.J = - = P. - ETR. (3.73)
I I C A C A C A I
j j j
o también :
1 C(Pj - ETR.) A Z(Pj -ETR.) A
J j (3.74)
1
C A R. = ~
I
j
siendo :
= Precipitación sobre la cuenca i
= Escorrentía de la cuenca I p i
R i
ETRi = Evapotranspiración real de la cuenca i
P = Precipitación del cuadrado j de la malla
R = Escorrentía del cuadrado j de la malla
ETR = Evapotranspiración real del cuadrado j de la
j
j
malla j
= C A = Area de la cuenca ¡ j
A = Area del cuadrado j de la malla j
89
Fig. 3-14.- Subdivisión de una cuenca en mallas.
90
Para su aplicación es necesario contar con técnicas com- putacionales y sil precisión depende de la densidad y calidad de la red hidrometeorológica y de los antecedentes topográfi- coc y fisíográficos existentes. Cuanto más completa sea la in formación, el tamano de los cuadrados que constituyen lamalla puede ser reducido.
Por otra parte, este método especialmente requiere el es tablecimiento de un banco de datos, que en este caso debe inz corporar, además de la información hidrometeorológica existen te, las ¿aracter?sticas topográficas y fisiográficas de cada malla, como ser por ejemplo la latitud, longitud, altitud, pen diente, orientación, tipo de suelo, geología, uso de la tierra.
* * *
91
4. BALANCE HIDRICO AEROLOGICO
El ciclo hidrológico es una secuencia cerrada de fenóme- nos naturales en los cuales la superficie, en la rama terres- tre, cede constantemente agua a la atmósfera enestado devapor de agua, la que a su vez es devuelta, en la fase atmosférica, en estado líquido, sólido o en ambos.
La rama aérea del ciclo hidrológico es mantenido a expen sas de las energías que intervienen en los siguientes fenóme- nos naturales:
- transferencia de agua desde la superficie terres- tre hacia la atmósfera por evaporación y transpi- ración, '
- condensación parcial del vapor de agua contenido en la atmósfera, constituyendo las nubes, nieblas y neblinas, pudiendo también contener dichoshidro - meteoros agua en la fase sólida,
- transporte del agua en cualquiera de sus estados, debido a la circulación atmosférica,
- precipitación del agua sobre la superficie terres - tre.
La fuente que mantiene la rama aérea del ciclo hidrológi - co proviene de procesos termodinámicos e hidrodinámicos en los que la energía solar es transformada en energla térmica, pro- Nocando la evaporación del agua y su transferencia a la atmós - fera, en la cual se condensa en microgotas, originando las nu - bes y nieblas. Al alcanzar dichas microgotas dimensiones ta- les que no pueden flotar, caen por acción de la fuerza de gra vedad, constituyendo así las precipitaciones de las más varia - ¿as intensidades y características, o bien pueden evaporarse permaneciendo en la atmósfera.
Son causas o factores fundamentales del ciclo hidrológi- co :
- la energía radiante, consticuida por las radiacig
- la energía potencial, debido al campo terrestre de nes solar y terrestre,
la gravedad,
92
- la energía asociada a los cambios de estado, con variación de 1.a entalpía y de la energía i-nterna.
Estos estados de energía tienen lugar en el. sistema sue- lo-atmósfera e inducen la contínua circulación del elemento agua.
El balance de las transferencias, condensación, almaceng miento y transporte del agua que ocurren en la atmósfera cons tituyen el "Balance hldrico aerológico" (BHA) . -
4.1 Ecuación del balance hídrico aerológico (BHA)
La ecuación del BHA, genéricamente tiene la forma:
aw a t
- + v . awc at (i - ETR + -+ v.6 + P = O
C (4.11
cuyos términos significan:
ETR = - ' (fw) Es el flujo vertical de vapor de agua, S 9 que representa a la evapotranspiración
real medida en la base de la columna.
(Qcwcls Es el flujo del agua en la fase de con 1 Y densación, denominada precipitación,
en la base de la columna.
- - - - P
W Representa el almacenamiento del vapor de agua en la atmósfera.
- 1 q c d p Representa el almacenamiento de agua en la fase líquida y sólida en la at- mósfera (nubes, neblinas, nieblas).
C - -I g W
6 = LJq 3 dp Representa la escorrentía aérea delva - 9 por de agua.
- - --l[qcq d p Signi-fica la escorrentía aérea del a- 9, gua liquida y sólida,represen~ada por
el transporte de las nubes,
QC
I>a ecuación (4-1) es la forma general de 1-a ecuac:iGri del 11alanc:e de agua en 1-a atrn0sferri solirr: una región.
93
Como el almacenamiento de la fase vapor es mucho mayor que la que corresponde a la fase condensada, W ,>W y conside - rando que, de acuerdo a las investigaciones realizadas, no es fácil efectuar la medida del transporte del agua que en su es - tado sólido y10 líquido realizan las nubes, además de que su valor es muy pequeño respecto al transporte de la fasevaporQ, en una primera aproximación, se pueden despreciar los térmi- nos aWc y V. Q,
C
+- quedando la ecuación 4-1 transformada en: -
a t
+ V. 6 = ETR - P a t
De acuerdo a la consideración anterior, sería recomenda- ble efectuar un estudio en América del Sur. tratando de esta blecer la magnitud de los términos variación del almacenamien to de agua en las fases líquida y sólida y divergencia del cam - PO de la escorrentía aérea del agua en ambas fases.
Por otra parte, por ser muy pequeña la variación de capa - cidad de almacenamiento del vapor de agua de la atmósfera y teniendo en cuenta que el balance se realizará utilizando pro medios de 15 años, se puede considerar despreciable el término
, o sea, se tendrá que para las condiciones del balance ae rológico de América del Sur la ecuarión general se reduce, en principio, a:
aw at - -
V. 6 = ETR - P (4 *3)
4.2 El modelo aerológico
. El modelo utilizado para caracterizar los componentes de la rama aérea del ciclo hidrológico en una región dada,consis te en un volumen hipotético, Figura 4-1, extraido de la atmÓs fera, con una altitud que corresponde al nivel de los 500 mbT o sea 5.560 mm como valor medio. Este volumen tiene por base inferior la superficie terrestre aproximadamente 1.000 mb, en la mayoría de las estaciones y una superior de 500 mb. Por mg dio de cálculos trigonométricos es posible establecer los COIJ ponentes zona1 Q y meridional Q9r del flujo del vapor de agua atmosférico. P es la precipitacion y ETRlaevapotranspiraciÓn. El aumento del ángulo de la dirección del viento se toma apar - tir de los 360°, o dirección norte, en el sentido horario, a- plicando la metodología descrita en 4.5. l.
x
94
Fig. 4-1.- Modelo utilizado para la caracteriza- ción de las componentes de larama aé- rea del ciclo hidrológico.
95
4.3 Parámetros que intervienen en la ecuación del BHA y en el modelo aerol ógi co
4.3.1 Agua precipitable (W)
Para contribuir a la predicción de la formación de nubes, principalmente si son de naturaleza convectiva, y predecir sa tisfactoriamente en forma cuantitativa una lluvia, es necesa- rio que el campo tridimensional del vapor de agua esté defini do con detalle, lo cual sólo es posible con el auxilio de una red meteorológica del aire superior o aerológica. Esta posibi - lidad es investigada usando el agua precipitable, W, como pa- rámetro representativo del almacenamiento del vapor de agua en la atmósfera.
Por definición, agua precipitable W, existente en una co lumna de la atmósfera, es la altura de agua que se obtendría si la masa total de vapor de agua contenida en esa columna,de área unitaria, se condensase en un plano horizontal. El valor obtenido para el agua precipitable es una manera usual paraes timar el contenido de vapor de agua al-macenada en la atmósfe- ra sobre una región. Para fines prácticos, ellaes considerada como suficientemente representativa del vapor de agua disponi - ble para el proceso de la precipitación.
Para estimar el agua precipitable W, se utiliza una modi f icación del método inicialmente propuesto por Solot (1939):. el cual consiste en integrar la humedad específica (4) respec to a la altura, tomándose la presión atmosférica de un nivel como coordenada vertical. Haltiner y Martin (1957)presentaron una variante al método inicialmente propuesto.
4.3.2 Flujo del vapor de agua atmosférico ($1 Para estimar el transporte de vapor de agua en la atmós-
fera, se considera un mqdelo simple constitiiido por un elemen - to superficial unitario (dA), Figura 4-2, normal al elemento de flujo (dQ), situado en una región de la atmósfera donde 12 densidad del vapor de agua es Pv y la velocidad del viento V, paralela al plano horizontal; según Starr y Peixoto (1958).
+ d $ = f v $ . n d A (4.4)
siendo : -+ n = vector normal a dA
96
Fig. 4.2.- Diagrama para el cálculo del flujo de vapor de agua atmosférico Q.
Después de las necesarias transformaciones y admitiendo una condición de equilibrio hidrostático en la columna atmos- férica, se tiene:
(4.5)
La ecuación 4-5 representa el flujo horizontal de vapor de agua que, por segundo, atraviesa en la atmósfera una super - ficie vertical de ancho unitario y cuya altura está cotnprendi - da entre dos superficies isobáricas Po Y p, *
A Y Los datos necesarios para obtener los flujos zona1 Q meridional Q pueden obtenerse a partir de la medida directa de presión, femperatura del aire, humedad relativa y dirección y velocidad del viento a diferentes altitudes, por mediode ob - servaciones que generalmente se realizan con radiosondas.
Con el auxilio de las correspondientes expresiones, se de terminan los valores de q , U y v a los niveles de 1000, 950, 900, ... 500 mi-libares, obtenidos a partir delos radiosondeos diarios que se realizaron a las O0 y 12:00 horas Iurante el período de estudio.
97
4.3.3 Escorrentía precipitación y evapotranspi ración rea 1
Estos parámetros se analizaron detalladamente en el Cap5 - tul0 3.
Los mapas de escorrentía, precipitación y evapotranspira ciÓn real media anual del período 1965-1979 del balance hldri co superficial, permitirán una comparación con los resultados del balance hídrico aerológico.
4.4 Datos básicos de altitud
Para calcular la transferencia horizontal del vapor de agua en el área cubierta por las estaciones de radiosondas, se utilizan las observaciones diarias de viento, humedad relati- va y temperatura obtenidas a diferentes niveles atmosféricos desde la superfic'ie hasta los 500 mb.
3- La transferencia de vapor atmosférico Q y el almacenamien
to de agua W se calculan aisladamente en subestratos con los datos obtenidos en cada estación aerológica. Los resultados son presentados en mapas de campos anuales y estacionales.
La transferencia de vapor de agua, integrada verticalmez te, es utilizada para estimar la divergencia de vapor de agua (V . $1 sobre la región estudiada.
Los datos básicos de altitud, cbtenidos a través de 10s radiocondas, deberán ser sometidos a un análisis, eliminando los que tienen errores de transmisión o codificación y aque- llos cuya explicación física no sea aceptable. Esta verifica- ción en principio, deberá ser realizada por los Servicios Me- teorológicos a los cua1.e~ pertenecen las estaciones,
Los datos serán perforados en tarjetas o grabados en cifl tas magnéticas y, considerando el gran número de información básica existente y .el gran volumen de cálculos que deben rea- lizarse, serán necesariamente procesados en un computador. Tam bién serán necesarios programas de computación para el cá1cul.o de la humedad específica q, flujo zona1 y meridiona del vapor de agua Q, y Q divergencia del campo de flujo V . & , y el a- general del balance. Dentro del programa básico se incluirá un esquema general para el análisis de consistencia de los da tos.
agua precipita !?' le W, así como para la solución de la ecuación
Y 8
Ser5 necesario un esfuerzo de coordinación para que exic La una uniformidad de codificación de los datos básícos entra - dos en tarjetas > medios magnéticos.
La información disponible será aquella obtenida di arin- mente a partir de las observaciones aerológicas a las O0 y10 12 horas TCG y en los niveles isobáricos patrones correspon- dientes a las al-titudes medias constantes del Cuadro 4-1. El número de niveles podrá, sin embargo, ser alterado por los en cargados de este estudio y de común acuerdo.
Nivel Isobárico (mb)
Altitud Media (m>
1000
950
900
850
800
700
600
500
111
5 40
988
1457
1950
3012
4206
5574
Cuadro 4-1.- Relación entre los niveles isobáricos y sus respectivas altitudes.
En el cálculo de los términos 6 y W para el balance ae- rológico serán utilizados los valores medios mensuales (3 ¡, (su> y (qv) correspondientes a los niveles isobáricos ¡.
4.5 Metodolooía para la aplicación de la ecuación general del balance hídrico aerológico
Como el balance hídrico se va a efectuar para un período I.argo de tiempo, la ecuación general que se iiti.li.zar5 será la 4.6, o sea:
(4.6) (v.6) = (mi) - (P)
99
4.5.1 Cálculo de la divergencia media mensual del flujo de vapor de agua
La divergencia del campo de transferencia horizontal de vapor de agua puede ser expresada, en coordenadas esféricas, por:
(4.7) 1 1 a + - '% COS 0)
0.6 P r COS 0 [> ax donde :
Q, = LsF 9 dp
(4.9)
siendo :
Q, y Qg = Componentes zonal y meridional del campo de
u y v = componentes zonal y meridional del viento hg
transporte del vapor de agua, y
rizontal, respectivamente.
r = Radio de la tierra (igual a 6.370 Km).
A = Latitud
0 = Longitud
Aplicando el método de las diferencias finitas yutilizan do una malla de 5" de latitud y 5" de longitud para obtener los valores puntuales de las componentes zonalymeridionaldel flujo y, adoptando la metodología propuesta por Peixoto (1973) resumida en 4.5.2 iv), se tiene:
R cos O¡+, - R cos O i - l
5 3 4 1
I (4.10)
1
r cos 0 TT
100
I i + 1 1 j - 1 1
l
i i i - j -
3 R
+. i,j
Fig. 4-3.-
R 1
R2
3 R
R4
Malla para el cálculo de la del flujo del vapor
Y, de acuerdo a la
- - '[ - QA) i + l
Q,) i + l
j+l
-
j-1
(a,) i + l - - 2 [ j+1
Figura 4-3:
i - 1 j+l
i - 1 j - 1 1
1 (a,) i + l j- 1
1 -
: i + 1 l j + l
R 1
i i - 1 i j + 1
divergencia
(4.11)
(4.12)
(4.13)
10 1
(4.14)
4.5.2 C(zecuLa de &u d¿vehgenc¿a del cumpa de Ax.c~~npufZ;te deL vapm de agua
i) Cálculo de la humedad específica q
- El estrato total, limitado por los niveles isobá ricos patrones de 1000 y 500 mb será dividido eK subestratos 1000/950, 950/900, ....., 600/500 m b-
- Para cada dla i , y para cada nivel isobárico k se calcula la humedad específica q
- Los valores de la humedad específicacorrespondien tes a cada superficie isobárica se calculan a par - tir de los datos de la temperatura del aire O, e= tregados por el radiosonda; con el par de valores (0,p) se obtier,e el valor de la tensión saturante (e,), tabulado en las "Tablas meteorológicas del Cmithsonian Institute".
i ,k'
A partir de la expresión
e P
q 2 0,622 -
teniendo en cuenta que:
U R = - e 100 es
se obtiene que :
0,622 x U R x es 9 =
100 p
ii) Cálculo de las componentes u y v del viento
(4.15)
(4.16)
(4.17)
Para cada día i y para cada uno de los k niveles 1000, y meri- ..... , 500 se calculan las componentes zona1 u.
dional v del viento horizontal, para lo cual; el men- saje metedrológico informa la dirección del viento utíli - zando un código de sefiales de acuerdc al. siguiente Cuadro 4-2
k i k
1 0 2
Componentes u V Dirección del viento
___~---I_-
360 < e < 90 90
90 < < 180
180 < < 270 2 70
270 < < 360 360
180
< o < o - v O
< o > o O + v
> o < o + v O > o < o
O - v
Cuadro 4-2.- Señal de la componente del viento en función de la dirección.
i.íí> Componentes zonal y meridional del flujo Q
- Para cada día i y para cada nivel k se calculan x v Y a paz i,k y qi,k i ,k los productos q x u i ,k
tir de ellos se calculan los promedios mensuales q x u y q x v , los que harán posible el cálculo del flujo medio mensual por subestratos. La suma de los flujos medios por subestratos será el flu- jo total del estrato entre los 1000 y 500 mb.
Este artificio es posible al dividir el estrato 1000/500 en subestratos de pequeño espesor, lo que posibilita su- poner que la variación de q entre ellos es lineal con la altura y el error cometido despreciable.
ív> Cálculo de la divergencia del campo de transferencia de vapor de agua (V. 6). - Los valores medios mensuales Q y Q obtenidos en el punto 4.5.2 iii), se vierten a un mapa y se tra - zan los respectivos campos de fl-ujo zonal y rneri- dional.
A d
- Sobre el campo se col.oca una malla de 5" x 5" di _. buj ada en plástico transparente.
- En 1-0s vértices de la mal1 a y al rededor del punto (i,j) se obtienen los valores de (QA)¡+ ,... ( Q ~ ) ~ - ~
j+l j-1
10 3
por lectura directa, según el esquema de la Figu ra 4-3, estos valores se introducen en las expre siones (4.111, (4.121, (4.13) y (4.141, calculándo se R,, R R y R4 que introducidos en la expre siÓn (4.!?6& 3permite obtener los valores discre- tos de (V. >.
- Los valores obtenidos para cada intervalo de 5" en los puntos ( i , j1 se vierten a un mapa y se tra zan isollneas, obteniéndose los campos de diver- gencia media del flujo de vapor.
1 ,j'
- La divergencia media mensual y anual del área se determina planimetrando el campo trazado enelms Pa.
v) Cálculo de la precipitación media
A partir de las precipitaciones mensuales registradas en las estaciones existentes en el área, se obtienen los pro medios mensuales para el período en estudio 1965-1979. ES tos valores se vierten en un mapa cuya escala sea la mis - ma que la utilizada para V . Tf y se trazan las isoyetas, definiéndose así los campos de precipitación mensual o anual, a partir de los cuales, se obtienen los promedios mensuales y anuales de cada área.
- vi) Estimación de la evapotranspiración real media ETR
De acuerdo con 4.2 si se considera un intervalo de tiem- po suficientemente grande, el término referente a la va- riación del almacenamiento de vapor en la atmósfera pus de despreciarse sin que se cometa un error apreciable.De esta forma la ecuación se transforma en:
(V .6} = ( Y R ) - (p) o sea:
(4.18)
(4.19)
Como se puede observar, este método permite hacer la com paración con los valores de (m), obtenidos aplicando 1; metodología clásica en zonas extensas.
104
4.6 Estimación del escurrimiento de las grandes cuencas o sistemas de cuencas
Para períodos relativamente largos, la ecuación del ba- lance hídrico se puede reducir a:
(-R) = (ETR) - (F) (4.20)
es decir, la escorrentía superficial representa elescurrirnien to total de la cuenca, el que es mantenido a expensas del bar lance entre la evapotranspiración y la precipitación.
Combinando las ecuaciones (4.19) y (4.20) y teniendo en cuenta que se desprecia la variación del almacenamiento de la humedad atmosférica, se tiene que:
(R) = (-v -6) (4.21)
lo que indica que el escurrirniento superficial medio está ba- lanceado por la divergencia negativa, o convergencia, del cam PO de flujo del vapor de agua, el cual constituye unmétodo in - dependiente para la estimación y/o calibración del escurri- miento en las grandes cuencas.
4.7 Información básica
4.7.1 Precipitación
La precipitación media mensual y anual del período 1965- 1979 correspondiente a extensas áreas, se obtendrá de los ma- pas de isoyetas confeccionados de acuerdo a la metodología descrita en el Capítulo 3.
4.7.2 La red de estaciones de radiosonda
En el continente existen cerca de 50 estaciones que fun- cionan regularmente, la mayor parte de ellas instaladas enlos Últimos años, (Fig. 4-4). Ante la ausencia de una densidad a- decuada para el período 1965-1 979, se deberá pro<-urar estable - ter un esquema de compl~ementaci6n de series aerológicas, ya sea a través de un análisis estadístico o por medio del traza do de un campo de magnitudes medias.
-
105
Igualmente se procurará obtener un período con la máxima concentración de datos aerológicos junto con los de precipita ción, para definir un mode1.0 hidrológico general para América del Sur.
4.7.3 Recopilación de la información básica de altitud
Para el balance aerológico de América del Sur se recomien da centralizar los datos aerológicos disponibles en un Centro Coordinador.
Se sugiere que los datos sean archivados preferentemente en cinta magnética, o, en caso que no sea posible, entarjetas para computadores.
Los datos básicos deben estar constituidos por informa- ciones diarias obtenidas a las horas sinópticas, en aque1.l.o~ años en que se han realizado sondeos e incluiráI.osciguientes parámetros:
- Niveles isobáricos: serán adoptados los de 1.000, 950, 900, 850, 800, 750, 700, 600 y 500 mb.
- La temperatura del aire en OC, humedad relativa y dirección y velocidad del viento, para cada nivel.
Es necesario definir la forma que se adoptará para norma - Iizar los registros en formularios, tarjetas o cintas magnéti - cas .
Concluyendo, se debe tener en cuenta que los estudios ya consagrados en la literatura indican que el método aerológico recomendado produce mejores resultados cuando se aplica agran des áreas de superficie igual o mayor de un millón de Km2 y u- tilizándolo para períodos relativamente largos. Si bien para’ áreas menores se han obtenido algunos resultados favorables, el método, a pesar de ser físicamente coherente, queda bastan te limitado debido al reducido número de estaciones de radio- sonda existentes.
Además las estaciones de radiosonda que operan en forma rutinaria, no siempre están ubicadas alrededor de las cuencas hidrográficas más extensas siendo, por lo tanto, necesario a- plicar esquemas de interpelación espacial de los parámetros hidrológicos observados,
* * *
106
Fig. 4-4.- Red de estaciones aerológicas de América del Sur en 1980.
107
5. BALANCE HIDRICO ISOTOPICO
Este método puede ser un auxiliar valioso en el estudio del balance hldrico, especialmente en cuencas donde el control fluviométrico es difícil.
Para aplicarlo se deben conjugar las características de las cuencas, con los parámetros a determinar y la capacidadde análisis de los distintos laboratorios existentes en el conti - nente.
Además, para que la aplicación del método de mejores re- sultados, se recomienda la colaboración de los países através de un programa regional en el ámbito del balance hídrico del continente.
5.1 Consideraciones básicas
Las formas isotópicas más importantes para elestudio del balance hídrico son H2 160,1H 2H l6O y 'H2 cuya abundan cia puede ser medida a través de espectrometría de masas, con precisiones iue fácilmente alcanzan un 2 por mil en ZH y 0,2 por mil en O. Esta gran exactitud permite registrarpequeñas variaciones en el contenido de 2H y de las aguas natura - les, las que se miden con referencia a un patrón cuya abundan cia equivale al contenido isotópico medio de los mares y es por ello su denominación de SMOW (Standard Mean Ocean Water). Este standard fue definido por Craig (1961) y desde entonces todos los resultados de contenido de 2H y l80 se expresan como diferencias en tanto por mil con respecto al SMOW:
6 0100 = - RSMOW 103 o/oo CMOW
(5.1)
Donde R es la razón isotópica 2H/ lH Ó 180/160 de lamuestra, medidos por espectrometría de masas.
Debido a la mayor volatilidad de las partículas 'H2 l60, los procesos de condensación y evaporación producen fracciona mientos isotópicos en equilibrio o con efectos cinéticos. LOS principales factores que se ven involucrados en estos fenóme- nos de fraccionamiento son la temperatura y las velocidades
108
de reacción, no viéndose afectado el contenido isotópico por reacción con el medio. Por esta razón el contenido isotópico del agua natural será el reflejo de su historia dentro del ci clo hidrológico por 10 cual se han podido detectar una serie de fenómenos dentro del ciclo hidrológico que permiten un co- nocimiento complementario valioso para la hidrologla clásica.
-
A continuación se indican algunos de los efectos que re- gulan el fraccionamiento de los isótopos 2H y l80 en el ciclo hidrológico:
i) Efecto de altura: A través de una serie de experiencias a lo largo del mundo se ha logrado demostrar que a medida que la precipitación cae a mayor altura, ésta es más po- bre en isótopos pesados, obteniéndose disminuciones del orden de 3 a 6 por mil de '*O por cada 1000 m de altura.
ii) Efecto continental: Del mismo modo que en el efecto ante rior, las masas de vapor de agua al condensarse, confor- me van precipitando hacia el interior del continente se van haciendo más livianas en alrededor de 3 por mil por cada 1000 Km.
El contenido isotópico del agua subterránea es muy pare- cido al promedio ponderado del contenido isotópico de la masa precipitada durante un año y también tiene relación con la temperatura media anual del lugar.
Todas las aguas que han sufrido un proceso de condensa- ción y/o evaporación, en condición de equilibrio mantie- nen una relación constante entre el contenido en 6 l80 y 'H, definida como recta meteórica, cuya duración es:
6 2H = 8 6 l80 + 10 (5.2)
Esta relación varía segíh las condiciones locales pero se ha comprobado que dichas variaciones son de pequeña magni- tud.
Las aguas que se evaporan a una tasa relativamente alta, sufren un efecto cinético en la difusión de las moléculas en- tre la fase líquida y la de vapor con 30 cual se produce un enriquecimiento preferencial de '*O (en la fase líquida). Es- to lleva a la definición de una recta de evaporación, en la cual la relación 2H, 180 en vez de ser 8, como lo es en la rec ta meteórica, tiene un valor comprendido entre 3,5 y h.
-
109
El contenido isotópico de los cursos de agua superficia- les varía estacionalmente en función de su origen, pluvial o nival, y de la influencia que ejerce el agua subterránea. Se ha observado que la variación por evaporación a lo largo del curso de los ríos se dá sólo en casos especiales.
5.2 Aplicación a la determinación del balance hidrico
Si dos cuerpos de agua con distinto contenido isotópico se mezclan, el resultado será un contenido de isótopos propor cional a los volúmenes mezclados. Por el hecho de seguir los isótopos esta regla de mezcla simple, el factor isotópico pug de introducirse en cudquier ecuación de balance, expresado directamente en por mil. A pesar de que por esta propiedad pa reciera que el uso de isótopos en ecuaciones de balance es evi dente y necesario, en el mundo se han efectuadopocasexperien cias de este tipo, quizás la más directa y cercana es la rea- lizada en Brasil 'y aplicada al balance de masas de que precipitan en la Cuenca Amazónica. Otras experiencias aplican - do este efecto de mezcla, son las realizadas para separación de hidrogramas de crecidas. Las experiencias señaladas indican que una ecuación de balance isotópico es aplicable a cualquier fase o fenómeno del ciclo hidrológico.
aire
5.2.1 Balance hídrico isotópico de la rama aérea
Como se mencionó anteriormente, se desprende que el métg do contribuirá a conocer mejor los problemas de recirculación del agua y a cuantificar la importancia de su magnitud en el balance hldrico de las grandes cuencas.
Esto nos indica la necesidad de conocer el contenido isg tópico del agua en las distintas etapas involucradas y la coz prensión de los fenómenos comprometidos o responsables por el ciclo hidrológico.
5.2.2 Balance hídrico ¡sotópico de la rama terrestre
Si en una cuenca se mantiene una estadística del conten& do isotópico de 2H y a la salida de ella, así como en va rios puntos intermedios, será posible determinar, en el caudal de salida, la importancia relativa de las distintas fuentes de agua, como la precipitación en la llanura, la nieve en las
altas cumbres y el agua subterránea, tanto en época de creci- da como de estiaje.
Una cuenca bien implementada en datos isotópicos es de gran provecho para determinar o verificar los parámetros invo lucrados en un balance y el significado de simplificar las e- cuaciones obtenidas por métodos convencionales.
En una cuenca cualquiera, el valor medio ponderado del contenido isotópico indicará las condiciones medias de preci- pitación que produce una determinada escorrentía, o sea, sual - tura media de precipitación o su distancia media al punto de salida, dependiendo de si el fraccionamiento es debido alefec - to de altura o al efecto continental.
Aún cuando, dentro del balance a nivel continental, se desprecia el factor agua subterránea, existen cuencas donde es te factor es preponderante y será de importancia ver su inci- dencia durante la época de crecida. Para resolver este tipode problemas los isótopos son de gran ayuda y permiten una sepa- ración de hidrogramas de crecida con una precisión mayor que los métodos convencionales.
De los alcances que quieran lograrse o los parámetros a determinar dependerán las necesidades de análisis isotópicos, que pueden ir de algunos cientos a varios miles de análisis por año.
5.3 Red de estaciones de rnuestreo
Para la realización del balance hídrico de una cuenca por métodos isotópicos es necesario disponer de una reddeestacio nes de muestreo. Para ello es conveniente dividir la cuenca en tres zonas, alta o de cabecera, media y baja.
En cada una de las zonas se debe seleccionar puntos de muestreo que constituyan una red pluviométrica aceptable; o sea a su entrada, en su salida y puntos intermedios.
Las muestras pluviométricas se obtendrán a partir de la precipitación mensual totalizada y las muestras fiuviométri- cas deberán ser más frecuentes, dependiendo del- régimen hidro __ 1.Ógico. Durante los períodos de crecida se podrá sacar una muestra cada día o cada semana y en la época de estiaje o des - hielo una cada mes.
1 1 1
Finalmente, para complementar la información, será nece- sario obtener muestras del vapor de agua atmosférico a diver - sos niveles, con la misma frecuencia y densidad que las mues- tras fluviométricas.
* * *
1 1 3
6. INFORME DE LOS RESULTADOS DEL BALANCE HIDRICO
6.1 Informes nacionales de los países
Para poder integrar en un sólo texto los trabajos reali modelo zados en cada país, es necesario que se siga un mismo
de presentación de resultados.
El informe de cada país presentará además del texto expli cativo, cuadros y mapas que permitirán unificar los resultados y conclusiones obtenidas, facilitando así la elaboración del informe del balance hldrico continental.
A continuación se indica en forma resumida las principa- les partes que constituirán el texto, además de los cuadros y mapas que deberán acompañarlo.
6.1.1 Texto
El texto correspondiente a cada uno de los casos paralos que se realiza el bal-ance de agua, debe tener una descripción que permita conocer el grado de trabajo realizado, la fuente de información que le diÓ origen y los resultados obtenidos.
Este texto deberá estar precedido de una información ge- neral que incluya las principales características ficiográfi- cas y climatológicas.
También deberá describirse la información básica utiliza da, indicando número de estaciones de medición, tipo deinstru - mental utilizado para medir cada parámetro y longitud del pe- ríodo de registro.
Igualmente incluirá una reseña de métodos empleados para la determinación de cada uno de los parámetros, formas en que se sol.ucionaron las dificultades debidas a información falta2 te y un capítulo referente a "Resultados Obtenidos".
Finalmente también deberá incluirse la "Bibliografía" u- tilizada, siguiendo para ello la Norma Internacional.
114
6.1.2 Cuadros
Para cada parámetro utilizado en el- balance hldrico se confeccionarán cuadros referentes a las características de es - taciones pluviométricas, termométricas, evaporimétricas,meteo rológicas , aerológicas , f luviométricas e isotópicas utilizadas.
Cada cuadro contendrá lo siguiente:
................................... ................................. 'A'':.s irnnmo m tsiuimms: 1
Cuadro 6-1
Con los resultados del balance hldrico superficialsepre sentaráelCuadro 6-2. -
[ CAII: ................................. UUYE nimico oc LAS CUENCAS: ..................................
Cuadro 6-2
En aquellos puntos que sean característicos de una zpna y posean información de buena calidad se indicará su régimen pluviométrico, de evapotranspiración y fluviométrico con sus promedios mensuales y anuales, según el Cuadro 6-3.
115
Cuadro 6-3.
Para el balance aerológico se presentarán los resultados de acuerdo con el Cuadro 6-4.
COMPONENTES
a + 'E .Precipitación P = P .Almacenamiento de humedadenla atmósferak
.Transporte total anual de la humedad a = Q+C
.Precipitación advectiva P
.Precipitación resultante de la evapora-
E .Tránsito de la humedad sobre la cuenca
a
ciÓn de la cuenca P
'a
p E
C ' = a -
.Flujo de humedad atmosférica originada por evaporación desde el continente C" = E - .Flujo de humedad atmosférica originada por evaporación desde el continente c = C' + C" . Coeficiente de circulación de agua K = P/Pa .Coeficiente deutilizaciÓndelahumedadJ
.Coeficiente deintensidaddereciclaje de
.C'/C
. C/P
. C/a
. Q/C
U' agua I
. PJP
--------- CUENCA
Cuadro 6-4. - Caracterls ticas de los componentes medios anua- les de la rama aérea del ciclo hidrológico.
116
6.1.3 Mapas
En base a la información recopilada y analizada se pre- sentarán los siguientes mapas a escala 1 : 5.000.000 :
i) Hidrográfico con subdivisión de cuencas o conjiinto de cuencas con curvas de nivel de 100, 200,500,1000, 2000, 3000, 4000, 5000 y 6000 m y caudales desaguados en los océanos.
ii) Ubicación de las estaciones utilizadas, por parámetro.
iii) Isolheas, para el período considerado, de precipitación, temperatura, evapotranspiración real, escorrentía y pro- ducción específica. En estos mapas se dibujarán los his- togramas mensuales que sean característicos de una zona.
6.2 Informe general para América del Sur
En base a los informes nacionales, se elaborará el balan - ce hídrico superficial de América del Sur, constituido por un resumen consolidado de los textos y la integración de cuadros y mapas de cada país, a través de un trabajo de coordinación de manera que se tenga un resultado global y homogéneo hasta llegar a estimar valores de cada parámetro representativos de las grandes cuencas y vertientes hidrográficas y del total del continente.
* * *
117
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