EL CICLO HIDROLGICO

Mster de Hidrologa.

El ciclo hidrolgico

C. Marcuello

EL CICLO HIDROLGICO

Qu es?.

En la Tierra, el agua, en cualquiera de sus fases (slida, lquida o gaseosa), se encuentra en un espacio llamado hidrosfera, que se extiende desde unos 15 km hacia la atmsfera hasta 1 km aproximadamente por debajo de la litosfera, o corteza terrestre. El agua en la hidrosfera permanece en constante movimiento y transformacin. Se entiende por ciclo hidrolgico al conjunto de transferencias de agua entre la atmsfera, el mar y la tierra en sus tres estados, slido, lquido, y gaseoso. A diferencia del ciclo hidrolgico, algunos autores entienden por ciclo del agua al conjunto de procesos que sufre el agua, no ya de manera natural, sino bajo la intervencin de la mano del hombre. En la prctica hidrolgica, vendra a relacionarse al ciclo hidrolgico con el rgimen natural del agua, mientras que al ciclo del agua se le relacionara con el rgimen alterado, es decir, bajo la presin de la actividad humana y al conjunto de procesos necesarios para utilizar el agua como un recurso necesario para el desarrollo de dicha actividad.El ciclo hidrolgico es el ncleo central alrededor del cual se estudian todos los procesos en hidrologa. No tiene principio ni fin y sus diversos procesos ocurren en forma continua. De manera natural, el agua se evapora desde los ocanos y desde la superficie terrestre para volverse parte de la atmsfera; el vapor de agua se transporta y se eleva en la atmsfera hasta que se condensa y precipita sobre la superficie terrestre o los ocanos; el agua precipitada puede ser interceptada por la vegetacin, convertirse en flujo superficial sobre el suelo, infiltrarse en l y formar parte del agua subterrnea contenida en los acuferos, correr a travs del suelo como flujo subsuperficial y descargar en los ros como escorrenta superficial. La mayor parte del agua interceptada y de escorrenta superficial regresa a la atmsfera mediante la evaporacin. El agua infiltrada puede percolar profundamente para recargar el agua subterrnea de donde emerge en manantiales o se desliza hacia ros para formar la escorrenta superficial, y finalmente fluye hacia el mar o se evapora en la atmsfera a medida que el ciclo hidrolgico contina. Un esquema del ciclo hidrolgico se muestra en la Figura 1.

Cerca del 96.5% del agua del planeta se encuentra en los ocanos. Si la Tierra fuera una esfera uniforme, esta cantidad sera suficiente para cubrirla hasta una profundidad cercana a 2.6 km. Del resto, el 1.7% se encuentra en los hielos polares, el 1.7% en manantiales subterrneos y solamente el 0.1% en los sistemas de agua superficial y atmosfrica. El sistema de agua atmosfrica, que es la fuerza motriz de la hidrologa del agua superficial, tiene solamente 12900 km3 de agua, es decir, menos de una parte en 100000 de toda el agua de la Tierra. Cerca de dos terceras partes del agua dulce de la Tierra son hielo polar y la mayora de la restante es agua subterrnea que va desde 200 hasta 600 m de profundidad. La mayor parte del agua subterrnea por debajo de esta profundidad es salina. Solamente el 0.006% del agua dulce est en los ros. El agua biolgica, fijada en los tejidos de plantas y animales, representa cerca del 0.003% de toda el agua dulce, equivalente a la mitad del volumen contenido en los ros.

El tiempo medio que una molcula de agua permanece en los distintos tramos del ciclo es, de manera aproximada: de unas semanas en la atmsfera, hasta 1 mes en los ros, hasta 100 aos en los lagos y de hasta varios siglos en los acuferos.

En los procesos que sigue el agua a travs del ciclo hidrolgico se identifican los siguientes componentes, que son objeto de estudio en la hidrologa: precipitacin, evaporacin, infiltracin y escorrenta.

Figura 1.- Esquema del ciclo hidrolgico con sus componentes (Fuente: FISRWG, 10/1998)

Los cambios de fase del agua en el ciclo hidrolgico

Como se ha visto, el agua va cambiando de estado slido a lquido y a vapor a lo largo del ciclo hidrolgico. Normalmente, una sustancia experimenta un cambio de temperatura cuando absorbe o cede calor al ambiente que le rodea (calor sensible). Sin embargo, cuando una sustancia cambia de fase absorbe o cede calor sin que se produzca un cambio de su temperatura. El calor Q que es necesario aportar para que una masa m de cierta sustancia cambie de fase viene dado por Q=mL, donde L se denomina calor latente de la sustancia y depende del tipo de cambio de fase. Por ejemplo, para que el agua cambie de slido (hielo) a lquido, a 0C se necesitan 3340 J/g (calor latente de fusin); para que cambie de lquido a vapor a 100 C se precisan 2260J/g (calor latente de vaporizacin). Las temperaturas de 0C y 100C se definen, en este caso, como puntos de fusin y de ebullicin del agua a la presin atmosfrica. Si la presin atmosfrica aumenta, la temperatura de ebullicin se eleva y viceversa. Cuando ascendemos a mayor altura sobre el nivel del mar, el agua hierve con temperaturas menores porque la presin disminuye. A consecuencia de su elevado calor especifico y de la gran cantidad de calor que pone en juego cuando cambia su estado, el agua obra de excelente regulador de temperatura en la superficie de la Tierra y ms en las regiones marinas.

La fusin es el proceso de cambio de estado slido del agua (hielo) al lquido. Mientras que el hielo funde en cuanto se calienta por encima de su punto de fusin, el agua puede conservarse liquida a 20 en tubos capilares o en condiciones extraordinarias de reposo. Por su parte, la solidificacin del agua va acompaada de desprendimiento de 79.4 caloras por cada gramo de agua que se solidifica.

La evaporacin es la conversin gradual de un lquido en gas sin que haya ebullicin. La evaporacin del agua se produce a cualquier temperatura entre el punto de fusin y ebullicin, en la superficie del lquido, siempre que exista transferencia de energa. Como las molculas de agua necesitan energa para cambiar de estado lquido a vapor, stas la toman de los cuerpos prximos, por lo que el proceso de evaporacin del agua es un proceso de enfriamiento. La velocidad de evaporacin depende de varios factores, pero los dos ms importantes son: la presin de vapor de saturacin, tanto en la superficie del agua como en el aire y el suministro continuo de energa al agua. Otro factor importante es el viento, ya que el aire fro no saturado absorbe la humedad con mucha eficacia

En la atmsfera el aire y el agua, en forma de vapor, se encuentran mezclados. Se denomina presin de vapor a la presin que ejerce slo el vapor de agua contenido en la atmsfera. La presin de vapor vara con la latitud y la estacin del ao. En lugares y pocas fras es muy baja (puede llegar a 0.2 mb) y en lugares y pocas clidas, alta (puede llegar a 30 mb). La relacin entre la presin de vapor y la presin de vapor saturada (o de saturacin) es equivalente a la humedad relativa del aire.La humedad es el trmino usado para describir la cantidad de vapor de agua en el aire. El aire a una temperatura dada puede contener slo una cantidad determinada de vapor de agua, con un mximo hasta un lmite que depende de la temperatura. Cuando se llega al lmite se dice que el aire est saturado de humedad, si se excede del lmite, el exceso de vapor se condensa. El aire caliente es capaz de contener mayor cantidad de vapor de agua que el aire fro. As, por ejemplo, 1 m3 de aire a 0C puede llegar a contener como mximo 4.85 gramos de vapor de agua, mientras que 1 m3 de aire a 25C puede contener 23.05 gramos de vapor de agua. Si en 1 m3 de aire a 0C intentamos introducir ms de 4.85 gramos de vapor de agua, por ejemplo 5 gramos, slo 4.85 permanecern como vapor y los 0.15 gramos restantes se convertirn en agua. Por tanto, se denomina humedad de saturacin a la cantidad mxima de vapor de agua que puede contener un metro cbico de aire en unas condiciones determinadas de presin y temperatura.

La humedad absoluta es la cantidad de masa de vapor de agua contenida en una unidad de volumen de aire, y se mide en g/m3. Sin embargo, el parmetro que mejor define el estado de humedad de la atmsfera es la humedad relativa, que es la relacin entre la cantidad de vapor de agua contenido realmente en el aire (humedad absoluta) y el que podra llegar a contener si estuviera saturado (humedad de saturacin). Se expresa en un porcentaje. As, por ejemplo, una humedad relativa normal junto al mar puede ser del 90% lo que significa que el aire contiene el 90% del vapor de agua que puede admitir, mientras un valor normal en una zona seca puede ser de 30%. Para una misma humedad absoluta, la humedad relativa aumenta cuando desciende la temperatura. La humedad especfica mide la masa de agua que se encuentra en estado gaseoso en un kilogramo de aire hmedo, y se expresa en gramos por kilogramo de aire.

Decimos que una masa de aire est saturada cuando su humedad relativa es del 100%. El que una masa de aire est o no saturada, sea hmeda o seca, o tenga o no la misma temperatura que otra contigua supone que pueda ascender, estabilizarse o descender; es decir, que la atmsfera est estable cuando la masa de aire desciende (mayor presin atmosfrica), o est esttica, o que est inestable cuando asciende (menor presin atmosfrica), en cuyo caso puede llover.

Otra manera de medir la humedad relativa del aire es mediante la medida de la temperatura de roco (Td), que es aqulla a la cual un volumen de aire debera ser enfriada a presin constante para alcanzar la saturacin. Por lo tanto es una medida del contenido de humedad en la atmsfera. Mientras ms pequea (grande) sea la diferencia entre la temperatura real T y la Td, mayor (menor) es la humedad de la atmsfera. Cuando T = Td, el aire se satura y comienza la condensacin del vapor de agua en roco, niebla o nubes. El trmino temperatura de roco viene del hecho que durante la noche los objetos cerca del suelo se enfran por debajo de Td, formndose la condensacin del vapor de agua en gotitas de agua sobre las superficies de los objetos, lo que se llama roco.

La condensacin consiste en pasar del estado gaseoso a lquido. El estado lquido requiere menos energa, ya que no es necesaria tanta energa para mantener separadas las molculas. As pues la condensacin hace aumentar la temperatura a travs de la liberacin del calor latente. El resultado de este proceso puede ser la formacin de roco, niebla o nubes. Aunque cada uno de estos procesos de condensacin son diferentes, todos tienen dos propiedades en comn. En primer lugar, el aire debe estar saturado de humedad. Adems, debe existir una superficie sobre la cual el vapor pueda condensarse. Cuando la condensacin se produce sobre la superficie de los objetos en el suelo como pasto, cemento, metal, etc., se forma el roco en esas superficies. Para que la condensacin se produzca en el aire, debe haber partculas alrededor de las cuales el vapor de agua puede posarse para condensar. Estas partculas microscpicas existen y se llaman ncleos de condensacin.

Para que se produzca condensacin en una determinada masa de aire ha de variar uno de estos tres factores: el volumen del aire, la temperatura o la presin de vapor de agua o humedad relativa. La condensacin se produce: cuando el volumen de aire aumenta sin intervencin del calor, cuando disminuye la temperatura, o cuando aumenta la humedad relativa. En todos esos casos la presin de vapor disminuye y cuando alcanza un punto crtico y el aire no puede seguir conteniendo vapor de agua el agua se ha de condensar para mantener el equilibrio.

Una masa de aire seco tiende a enfriarse con la altura (z) a razn de dT/dz=1C/100m. A esta relacin se la conoce como gradiente adiabtico del aire seco. Sin embargo, lo ms habitual es que la masa de aire se encuentre mezclada con agua, con lo cual, la masa de aire hmeda se enfriar a una razn menor que la del gradiente adiabtico del aire seco, al producirse un desprendimiento de calor al aire que la circunda, debido al exceso de vapor de agua que pueda ir teniendo durante su ascensin. A esta razn se le denomina gradiente adiabtico del aire saturado.Los nucleos de condensacin estn presentes en la Tierra desde la atmsfera primigenia, ya que las emisiones volcnicas debieron proporcionar buen nmero de ellos. Actualmente, la mayor parte de los nucleos higroscpicos proceden del polvo que levanta el viento, de la sal liberada por la espuma de las olas y de la combustin, como los cristales de sulfato y los compuestos de nitrato. La concentracin de los nucleos oscila entre los 100-1000 nucleos/cm3.

La condensacin se inicia en los nucleos. Inicialmente el crecimiento de las gotas es rpido, pero ste disminuye en un corto tiempo, porque se consume rpidamente el vapor de agua disponible por el gran nmero de gotas que se van formando. El resultado es una nube que consta de billones de pequeas gotitas de agua, que por ser muy pequeas permanecen en suspensin en el aire. Las gotas de agua muy pequeas se evaporan muy rpidamente, por lo que para que aparezca una gota de lluvia, que caiga por su propio peso, debe de tener un tamao mnimo. Las gotas que conforman una nube tienen entre 1 y 50 micras, mientras que las gotas de lluvia tienen como mnimo 1 milmetro de dimetro.

Las nubes

La forma ms visible de la condensacin del agua es el proceso de formacin de las nubes. Las nubes son la forma condensada de la humedad atmosfrica compuesta de pequeas gotas de agua y cristales de hielo que se encuentran en suspensin en la atmsfera.

Las nubes se clasifican de acuerdo a distintos gneros, que reciben nombres diferentes basados en su forma, la altura en la que se presentan y si producen precipitacin o no. En general, si las nubes adoptan una forma amontonada o esponjosa reciben el nombre de cmulos (Cu); si se encuentran por capas se llaman estratos (St) y se tienen una apariencia delgada se conocen como cirros (Ci). A su vez, las nubes aparecen a tres niveles de altura. Las nubes altas por encima de los 6000 m se denominan cirros o utilizan el prefijo cirro (ej.: cirroestratos, Cs). Las presentes a alturas medianas, entre los 2000 y 6000 m, utilizan el prefijo alto. Las nubes bajas, por debajo de los 2000 m, no llevan ningn prefijo. Por ltimo, las nubes bajas que son oscuras, amenazadoras y que de hecho, producen lluvia, reciben el nombre de nimbos (ej.: cmulonimbos, Cb). A su vez, dentro de cada gnero se distinguen distintas variedades y especies de las nubes.

CirrusCiNimbostratusNs

CirrocmulusCcStratusSt

CirrostratusCsStratocmulusSc

AltocmulusAcCmulusCu

AltostratusAsCumulonimbusCb

Figura 2.- Gneros de nubes (ESPERE- ENC, 2003-2006)

A diferencia de las nubes, la niebla es un fenmeno atmosfrico que se presenta como una nube de espesor y densidad variable cuya base est en contacto con la superficie terrestre. La fsica de este hidrometeoro es exactamente igual a la de la formacin de las nubes. Sin embargo, una diferencia esencial entre ambas es el mtodo y lugar de formacin: una nube se forma cuando el aire se eleva y enfra adiabaticamente, mientras que una niebla se forma por enfriamiento o por aumento del vapor de agua hasta la saturacin. Al encontrarse en contacto con la superficie terrestre, la niebla forma un velo blanquecino que cubre el paisaje y reduce la visibilidad horizontal en la superficie a menos de un kilmetro. La neblina reduce menos la visibilidad, entre 1 y 10 km. La bruma es un fenmeno similar a la niebla y neblina, de menpor intensidad y de color ms o menos grisceo.

El estudio del estado de la atmsfera se realiza mediante la toma de datos de presin, temperatura, humedad y viento a distintas alturas, aproximadamente a las mismas horas y en diversos puntos, mediante el uso de radiosondas, satlites o radares.

Las fases del ciclo hidrolgicoEl agua, en su viaje por la hidrosfera en cada una de sus estados fsicos, sigue su camino cclico dando lugar a una serie de procesos, que se conocen como las fases del ciclo hidrolgico. Comenzando por el agua que cae de las nubes, las fases son:

Precipitacin

Evaporacin y evapotranspiracin

Intercepcin

Infiltracin

Escorrenta

Hay que hacer notar que no todos estos procesos siempre suceden desde que una gota cae del cielo, sino que sta puede evaporarse antes de infiltrarse o escurrir, como ms abajo se ver.

La precipitacin es el trmino con el cual se denominan las formas de agua en estado lquido o slido que caen directamente sobre la superficie terrestre o de otro planeta. Esto incluye la lluvia, llovizna, llovizna helada, lluvia helada, granizo, hielo granulado, nieve, granizo menudo y bolillas de nieve.

La fuente principal de las precipitaciones son las gotitas de agua que se condensan en las nubes. Como antes se ha descrito, para que se produzca la condensacin es necesario un enfriamiento de la masa de aire. Este enfriamiento se consigue mediante la elevacin de la masa de aire. Cuando una masa de aire se eleva, sta se expande al disminuir la presin atmosfrica, dando a la vez lugar a un enfriamiento que se denomina enfriamiento adiabtico. Los tres mecanismos fundamentales de elevacin de las masas de aire son: la elevacin convectiva, la orogrfica y la frontal. El mecanismo de formacin de precipitaciones tiene su origen en uno de estos fenmenos de elvacin, de manera que, segn el origen, las precipitaciones se clasifican en: precipitaciones convectivas, orogrficas o frontales.

Precipitacin convectiva: En das calurosos, el calentamiento desde superficie puede hacer que una masa de aire se caliente ms que los alrededores. Al ser ms clida, la masa de aire es ms liviana que el aire que la rodea y se eleva libremente. Si esa masa de aire tiene suficiente humedad, al elevarse se va expandiendo, enfrindose y condensndose, lo que puede producir nubes y eventualmente precipitacin. La precipitacin asociada generalmente es aislada, intensa y de corta duracin. Suelen ser ms propicias en las zonas costeras, en particular en horas de la tarde, y vienen acompaadas con truenos y relmpagos.

Precipitacin orogrfica: Se produce cuando el aire se mueve hacia barreras montaosas, siendo forzado a subir por la pendiente de la montaa. Al ascender, el enfriamiento adiabtico produce la condensacin, nubes y la precipitacin. Cuando el aire alcanza la cima de las montaas ha perdido su humedad y comienza a descender por la pendiente opuesta, calentndose adiabticamente y llegando al valle como un aire clido y seco, produciendo all lugares secos.

Precipitacin frontal: Cuando se encuentran dos masas de aire, una fra y otra clida, a la interfase o zona de separacin de las dos masas se le llama frente. En los frentes, el aire ms fro y denso acta como una barrera sobre la cual el aire ms clido y menos denso, se eleva, produciendo la nubosidad frontal. Dependiendo de la estabilidad del aire, se tendr la extensin y tipos de nubes y la cantidad de precipitacin que producir.

La condensacin no basta para explicar el mecanismo de la lluvia. Tambin ha de tenerse en cuenta que las gotas de lluvia, en su cada, sufren evaporacin durante su viaje por la parte de masa de aire que no est saturada. Una gota de 0.1 milmetro se evapora en tan slo 150 metros, a una temperatura de 5 C y con un 90% de humedad. En cambio, en esas condiciones, una gota de 1 milmetro necesitara 42 kilmetros para evaporarse. As pues, si la temperatura del aire es muy alta y la humedad relativa muy baja las gotas de lluvia podran evaporarse antes de llegar a la superficie.

La precipitacin se mide en l/m2, sta es una unidad de longitud, que se suele expresar en mm, por lo que se denomina altura de precipitacin. Los instrumentos que se utilizan para la medida de la precipitacin en la superficie son los pluvimetros y los pluvigrafos. Los primeros instrumentos leen la lluvia acumulada (generalmente cada 24 horas), mientras que los pluvigrafos registran la variacin del nivel del agua cada cada cierto tiempo (lectura de nivel mediante flotador o sistema de cangilones). En los equipos automticos de medida, los sensores de lectura van acoplados a un sistema de adquisicin de datos para su procesamiento digital.

La intercepcin

Una parte de la precipitacin nunca alcanza el suelo porque queda almacenada en la superficie de las plantas y obstculos que se encuentran sobre la superficie. Esta cantidad de agua almacenada por intercepcin depende del tipo de planta, de la forma y textura de las hojas, y de la densidad de vegetacin, que a su vez es funcin de su edad. El porcentaje de precipitacin que queda interceptada puede variar entre el 10 y el 40%. Las gotas de lluvia almacenadas por intercepcin, bien se evaporan o bien se infiltran o bien escurren, siguiendo el ciclo hidrolgico. La intercepcin es insignificante en reas de poca vegetacin, donde a medida que llueve, el agua va infiltrndose o escurriendo. En zonas urbanas, sin embargo, el agua puede quedar retenida en los numerosos obstculos que se va encontrando, y finalmente evaporarse.

Existen dos tipos de almacenamiento: retencin y detencin; la retencin (o intercepcin efectiva) es un almacenamiento que se sostiene por un largo periodo y despus se agota por la evaporacin, y la detencin es un almacenamiento de corto plazo que se agota por el flujo hacia afuera del lugar de almacenamiento.

La evaporacin y evapotranspiracin

La evaporacin es el proceso fsico por el cual el agua cambia de estado lquido a gaseoso, retornando directamente a la atmsfera en forma de vapor. Tambin el agua en estado slido (nieve o hielo) puede pasar directamente a vapor y el fenmeno se denomina sublimacin. A efectos de estimar las prdidas por evaporacin en una zona, el trmino se entender en sentido amplio, incluyendo la sublimacin. La radiacin solar proporciona a las molculas de agua la energa necesaria para el cambio de estado. Los dos factores principales que influyen en la evaporacin desde una superficie abierta de agua son el suministro de energa para proveer el calor latente de vaporizacin, y la habilidad para transportar el vapor fuera de la superficie de evaporizacin. La radiacin solar es la principal fuente de energa calorfica. La habilidad de transporte de vapor fuera de la superficie de evaporacin depende de la velocidad del viento sobre la superficie y del gradiente de humedad del aire por encima de ella.

La evapotranspiracin es el proceso por el cual el agua se trasforma de estado lquido a gaseoso, procedente de la evaporacin directa desde la superficie del suelo y desde la superficie de la vegetacin. La transpiracin de la vegetacin se realiza mediante la extraccin del aga del suelo por las races, siendo transportada hacia arriba por los tallos y difundida a la atmsfera a travs de pequeas aberturas en las hojas, denominadas estomas. El nmero de estomas por unidad de superficie vara dependiendo de la especie vegetal y las condiciones ambientales. Generalmente se abren con la luz y se cierran con la oscuridad. La temperatura afecta la velocidad de apertura. Contrariamente a lo que se cree, el control que ejercen los estomas sobre las tasas de transpiracin es muy limitado. Ellos se cierran cuando la oscuridad o la marchitez comienza. Cuando los estomas estn completamente abiertos, la tasa de transpiracin est determinada por los mismos factores que controlan la evaporacin.

La dificultad de la medicin en forma separada de ambos fenmenos (el contenido de humedad del suelo y el desarrollo vegetal de la planta) obliga a introducir el concepto de evapotranspiracin como prdida conjunta de un sistema determinado. La evapotranspiracin es influda por los factores descritos anteriormente para la evaporacin desde una superficie abierta de agua, y tambin por un tercer factor, el suministro de humedad hacia la superficie de evaporacin. La evapotranspiracin potencial (ETP) es la evapotranspiracin que puede ocurrir desde una superficie cubierta por vegetacin cuando el suministro de humedad es ilimitado, por lo que se calcula de una forma similar a la que se aplica para la evaporacin sobre una superficie abierta de agua.

La cantidad de agua que realmente vuelve a la atmsfera por evaporacin y transpiracin se conoce con el nombre de evapotranspiracin real (ETR) sta es la suma de las cantidades de vapor de agua evaporadas por el suelo y transpiradas por las plantas durante un perodo determinado, bajo las condiciones meteorolgicas y de humedad de suelo existentes. El principal factor que determina la evapotranspiracin real es la humedad del suelo, el cual puede retener agua conforme a la capacidad de retencin especfica de cada tipo de terreno. La humedad del suelo es generalmente alimentada por la infiltracin, y constituye una reserva de agua a ser consumida por la evaporacin del suelo y las plantas. De modo que la ETR cae por debajo de la ETP a medida que el suelo se seca. La evaporacin de la humedad de un suelo sin vegetacin se produce en la capa superficial. Al disminuir su humedad se produce un desequilibrio y hay una atraccin de humedad subyacente que asciende por capilaridad a la superficie, prosiguiendo la evaporacin hasta que este agua capilar se agota. En agricultura se trata de que la diferencia entre ETP y ETR sea nula, o lo que es lo mismo, que las plantas dispongan de agua suficiente para transpirar lo que necesiten en cada momento, que depende del tipo de planta. A dicha diferencia, multiplicada por distinto factores de eficiencia en el suministro y aplicacin de agua, es lo que constituye la demanda de agua para riego.

Como la evaporacin y la transpiracin son conceptos asociados a volmenes de agua, estos se suelen medir en milmetros (mm) referidos a una unidad temporal (ej: mm/d, mm/ao)

El aparato que se utiliza para medir la evaporacin es el tanque de evaporacin. Se trata de un cilindro de 25.4 cm de profundidad y 120.7 cm de dimetro construidos de hierro galvanizado o de otro material resistente a la corrosin, el nivel del agua se mide mediante un milmetro de punta. Este medidor en un vstago con tornillo graduado en milmetros que va roscado en un soporte de tres patas con una tuerca de ajuste micrmetro, que define las dcimas de milmetro. La tuerca es ajustable y para hacer la medicin se gira libremente regulando la altura de modo que una vez enrasada la punta con el nivel de la superficie del agua que en estado de leer. El micrmetro se instala sobre un tubo o pozo tranquilizador que es un cilindro hueco de bronce de unos 10 cms de dimetro y 30 centmetros de profundidad con un pequeo orificio en el fondo que regula el paso del agua, elimina en su interior las alteraciones del nivel causado por ondas que pueden formarse en la superficie libre del agua de tanque. El tanque debe instalarse sobre una tarima de madera a una distancia de 5 a 10 cms sobre el nivel del suelo para permitir la circulacin del aire y facilitar la inspeccin peridica de la base. Para obtener resultados ms reales es necesario que exista equipo auxiliar tal como un anemgrafo o anemmetro, situado a 1 o 2 metros por encima del tanque para determinar el movimiento del aire sobre el tanque; un pluvimetro para calcular la precipitacin que afecta el nivel de agua en el tanque instalado a la misma altura que ste; termgrafo que indica las temperaturas mximas, mnimas y medias del agua del tanque; termgrafo de mxima y mnima para medir las temperaturas del aire o un termohigrgrafo.

La infiltracin

La infiltracin es el proceso mediante el cual el agua penetra desde la superficie del terreno hacia el suelo. Muchos factores influyen en la tasa de infiltracin, incluyendo la condicin de la superficie del suelo y su cubierta vegetal, las propiedades del suelo, tales como la porosidad y la conductividad hidrulica, y el contenido de humedad presente en el suelo. Estratos de suelos con propiedades fsicas diferentes pueden superponerse unos sobre otros formando horizontes; por ejemplo, un suelo limoso con una conductividad hidrulica relativamente alta puede estar superpuesto sobre una zona de arcilla de baja conductividad. Los suelos tambin presentan una gran variabilidad espacial aun dentro de pequeas reas, como en un sembrado. Como resultado de estas grandes variaciones espaciales y de las variaciones temporales de las propiedades del suelo, que ocurren a medida que cambia el contenido de humedad de ste, la infiltracin es un proceso muy complejo que puede describirse mediante ecuaciones matemticas solamente en forma aproximada.La tasa de infiltracin f (cm/hora) es la tasa a la cual el agua entra al suelo por la superficie. Si el agua se encharca en la superficie, la infiltracin ocurre a la tasa de infiltracin potencial. Si la tasa de suministro de agua en la superficie, por ejemplo por lluvia, es menor que la tasa de infiltracin potencial, entonces la tasa de infiltracin real tambin ser menor que la tasa potencial. La mayor parte de las ecuaciones de infiltracin describen la tasa potencial. La infiltracin acumulada F es la profundidad acumulada de agua infiltrada dentro de un periodo dado.

Horton desarroll una ecuacin matemtica para definir la curva de capacidad de infiltracin:

f = fo + (fo - fb) e- K*tdonde: fo es la capacidad de infiltracin inicial mxima; fb, la capacidad de infiltracin bsica mnima, K, la constante de decaimiento y t, el tiempo desde el inicio del ensayo. Los valores de fo, fb y K estn asociados a los suelos y a su cubierta vegetal. Se determina fo en suelo completamente seco y fb en suelo totalmente saturado. El postulado de Horton establece que la curva que representa la capacidad de infiltracin se manifiesta de esa manera, solo y solo si la intensidad de precipitacin es mayor que la capacidad de infiltracin del suelo analizado. Otra de las aproximaciones para el clculo de la infiltracin es el mtodo de Green-Ampt y la ecuacin de Richards.Los lismetros son los aparatos que miden el agua que se infiltra en el suelo. Consisten en una cavidad a travs de la cual se drena el agua, que se recoge por gravedad. Se utiliza generalmente en parcelas experimentales.La escorrenta

El agua superficial es la que se almacena o se encuentra fluyendo sobre la superficie de la Tierra. Una cuenca es el rea de terreno que drena hacia una corriente en un lugar dado. Para describir cmo varan los diferentes procesos de agua superficial dentro de una tormenta a travs del tiempo, se supone que una precipitacin de intensidad constante empieza y contina indefinidamente en la cuenca. La precipitacin contribuye a varios procesos de almacenamiento y flujo.

El conocimiento del proceso de infiltracin en el suelo es de gran importancia a la hora de saber cul es la parte de la lluvia que corresponde al escurrimiento, incluyendo la parte de la intercepcin formada por la detencin. La relacin entre la capacidad de infiltracin y la intensidad de precipitacin define los siguientes conceptos: Lluvia efectiva: Es la precipitacin que llega al suelo, descontado la intercepcin efectiva o retencin Lluvia eficaz: Es la precipitacin que est en condiciones de generar escurrimiento superficial, y ocurre cuando la intensidad de precipitacin es mayor que la capacidad de infiltracin durante el desarrollo de una tormenta.

Lluvia neta o en exceso: Es la parte de la lluvia eficaz que efectivamente produce escurrimiento en forma directa.

Inicialmente, una proporcin grande de la precipitacin contribuye al almacenamiento superficial; a medida que el agua se infiltra en el suelo, tambin hay almacenamiento de humedad del suelo. A medida que los almacenamientos de detencin se empiezan a llenar, se presenta flujo hacia afuera de ellos: flujo no saturado o interflujo a travs del suelo no saturado cerca de la superficie terrestre, flujo de aguas subterrneas a travs de los acuferos saturados ms profundos y escorrenta superficial a travs de la superficie terrestre.

El flujo en canales es la forma principal de flujo de agua superficial y todos los otros procesos de flujo superficial contribuyen a l. Una de las tareas centrales de la hidrologa de superficial es determinar las tasas de flujo en canales, esto es, el caudal que circula por los ros. La precipitacin que se convierte en caudal puede llegar al canal mediante la escorrenta superficial, el flujo subsuperficial o ambos.

Tradicionalmente se distinguen dos mecanismos fundamentales de generacin de escorrenta superficial: Control subsuperficial, o de Dunne. Tambin llamado flujo (por exceso de) de saturacin.

Control superficial, o de Horton. Tambin llamado flujo hortoniano.

A la hora de establecer modelos de infiltracin y generacin de escorrenta, es esencial el distinguir cul es el mecanismo generador de la escorerenta en la cuenca en estudio, para poder formular las ecuaciones correctas en el modelo.Flujo superficial hortonianoHorton (1933) describi el flujo superficial de la siguiente manera: 'Despreciando la intercepcin por vegetacin, la escorrenta superficial es aquella parte de la lluvia que no es absorbida por el suelo mediante infiltracin. Si el suelo tiene una capacidad de infiltracin f que se expresa en cm absorbidos por hora, entonces cuando la intensidad de la lluvia i es menor que f, la lluvia es absorbida completamente y no existe escorrenta superficial. Se puede decir como una primera aproximacin que si i es mayor que f, la escorrenta superficial ocurrir una tasa de (i f). A esta diferencia Horton le dio el nombre de "exceso de lluvia". Horton consider que la escorrenta superficial tomaba la forma de un flujo en lminas cuya profundidad poda medirse en fracciones de longitud. A medida que el flujo se acumulaba movindose a lo largo de la pendiente, su profundidad aumentaba hasta que descargaba en un canal. Con el flujo superficial existe un almacenamiento en depresiones en los hundimientos de la superficie y un almacenamiento por detencin superficial proporcional a la profundidad del mismo flujo superficial. El suelo almacena el agua infiltrada y luego la libera lentamente como flujo subsuperficial para entrar en la corriente como flujo base en los perodos secos.

El mecanismo de generacin de escorrenta hortoniano es aplicable a superficies impermeables en reas urbanas y a superficies naturales con capas delgadas de suelo y con baja capacidad de infiltracin, como ocurre en tierras ridas y semiridas.

Flujo por exceso de saturacin o de Dunne

El flujo superficial hortoniano raramente ocurre en superficies con vegetacin en regiones hmedas. Bajo estas condiciones la capacidad de infiltracin del suelo excede las intensidades de lluvia observadas para todos los casos con excepcin de las lluvias extremas, y se produce un levantamiento del nivel fretico hasta ir desaguando por la ladera. En tal caso el flujo subsuperficial se convierte en el mecanismo primordial de generacin de la escorrenta. Este mecanismo fue introducido por Dunne en 1978. La siguiente figura muestra los mecanismos fundamentales de generacin de escorrenta.

Fuente:http://www.ce.utexas.edu/prof/maidment/giswr2002/tarboton/demhydro.ppt#342,1,Digital Elevation Model based Hydrologic ModelingBIBLIOGRAFIA Y REFERENCIAS

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Enlaces consultados:

Facultad de Ciencias exactas de la Universidad Nacional del Centro de la provincia de Buenos Aires:http://www.exa.unicen.edu.arUniversidad de Concepcin: http://www.udec.cl/Departamento de Geologa de la Universidad de Salamanca: http://web.usal.es/