UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTEHIDROLOGÍA TORMENTAS Es el conjunto de lluvias que obedecen a una misma perturbación meteorológica y de características bien definidas. Una tormenta puede durar desde unos pocos minutos hasta varias horas y aun días y puede abarcar desde una zona pequeña hasta una extensa región. INTENSIDAD DE UNA TORMENTA Se mide en mm/h y su valor varia durante la tormenta. DURACIÓN DE UNA TORMENTA Se mide en minutos u horas es el tiempo transcurrido entre el comienzo y el fin de la tormenta. HISTOGRAMA Es la representación grafica de la intensidad-tiempo, permite apreciar más objetivamente como varia la tormenta. El análisis de las tormentas se hace a través de estos pasos: 1° Se parte del registro de un pluviógrafo, es decir de un pluviograma. 2° Se hace tabulaciones a partir de los datos del pluviograma. HORA INTERVALO DE TIEMPO (min.) LLUVIA PARCIAL (mm.) INTENSIDAD (mm/h) 60 0.5 0.5 mm/h 50 8.5 10.2 mm/h 70 10.5 8.57 mm/h 140 4.5 1.93 mm/h 11.00 12.00 12.50 14.00 16.20 I (mm/h) 1 12 2 10 4 6 8 11 14 15 16 17 T (horas) UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA 12 13 De las tormentas interesa conocer curvas-intensidad-duración-frecuencia. PERIODO DE DURACIÓN Es un período de tiempo dentro de la duración de la tormenta. Se escogen periodos de duración tipo 10, 30, 60, 120 y 240 minutos. FRECUENCIA Una tormenta de frecuencia 1/15 significa que es probable que se presente como término medio una vez cada 15 años, los 15 años viene ser el tiempo de retorno de dicha tormenta, el análisis de las tormentas tiene por objeto aceleraciones, como por ejemplo: De cierto lugar el probable que se presente una tormenta de intensidad máxima de 48 mm/h para un periodo de duración de 20 minutos cada 15 años en promedio. Continuando con el ejemplo anterior calcularemos la intensidad máxima para los diferentes periodos de duración. Para 10’ 10.2 mm/h Para 30’ 10.2 mm/h Para 60’ faltan 10’ de los 50’ de la intensidad de 10.2 mm/h 2 Hallando la intensidad máxima en diferentes periodos de duración.2 30 10.57=9. Tabular los resultados en orden cronológicos tomando la intensidad mayor de cada año para cada periodo de duración.59 mm/h 240 240 240 Con los datos obtenidos realizamos la siguiente tabla: Periodo de Duración (min.57+ x 1.2+ x 8.2 60 9.57=99 mm/h 60 60 Para120’ 50 70 x 10.2+ x 8.2+ x 8.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA 50 10 x 10.25 240 5.9 120 9. AÑO 1960 1961 1962 1963 1964 PERIODO DE DURACIÓN 10 30 60 120 240 102 83 76 105 61 81 70 61 83 58 64 56 42 65 36 42 33 24 44 28 21 16 19 33 14 Procediendo por separado para cada periodo de duración se coloca en orden decreciente prescindiendo del años.25 mm /h 120 120 Para 240’ 50 70 120 x 10. los valores de tabla.59 DETERMINACIÓN DE LA FRECUENCIA Para esto se procede analizar todas las tormentas caídas en el lugar.93=5.) Intensidad Max(mm/h) 10 10. 3 . 1/30 2/30 3/30 4/30 .UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA N° DE ORDEN (m) FECUENCIA TIEMPO DE RETORNO (p ¿ m/n ) (t ¿ 1/ p ) 1 2 3 4 . . . . n ¿ 30 ORDEN DECRECIENTE PERIODO DE DURACIÓN 10 30 60 120 240 105 102 83 76 61 83 81 70 61 58 65 64 56 42 36 44 42 33 29 28 33 21 19 16 14 INTENSIDAD MÁXIMA (mm/h) 120 100 80 60 40 20 4 . 30 15 10 . . En este lugar la intensidad máxima para un periodo de duración de 120 minutos y un periodo de retorno de 30 años es 44mm/h. 10 años respectivamente. con una intensidad máxima de 81mm/h para un periodo de duración de 30 minutos cada 15 años. 1/10. Se le llama tormenta de 15. probable que se presente una tormenta de intensidad máxima igual a 85mm/h para un periodo de duración de 30 años en términos medio. 5 . La probabilidad de que en un año cualquiera se presente una tormenta de los 5 años es 20%.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA PERIODO DE INTERPRETACIÓN DE LA GRÁFICA 10 30 60 120 240 En este lugar. etc. A las tormentas de frecuencia 1/15. d) Almacenamiento de calor: Existe una relación directa entre masas grandes y pequeñas en cuanto al almacenamiento del calor. algunas profundas y otras superficiales.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA EVAPORACIÓN Es una parte del ciclo hidrológico de una cuenca. Factores que influyen en la evaporación: a) Radiación solar: Viene a ser la energía responsable del calentamiento de la superficie del agua. generalmente se ha establecido que vientos mayores a 15 millas/hora que favorece la tasa de evaporación. 6 . La evaporación se da en dos fases: Si la superficie es liquidase llama evaporación. Existen algunos océano y hay diferencias de unas a otras del almacenamiento del calor. es notorio que en el primer sistema la tasa de evaporación es menor comparado con el otro sistema. e) Vientos: La información del viento sobre superficies evaporantes es desplazar las masas de aire húmedas para ser remplazadas por masas de aire seco. La evaporación. la energía cinética de las moléculas y disminuye la tensión superficial que trata de tenerlos. La presión atmosférica sin embargo se puede mencionar que a presiones más altas reduce la tasa de evaporación. b) Diferencia de las presiones del vapor de agua c) Temperatura: Tanto la temperatura del agua como la del aire influye en la evaporación. unas se calientas más rápido que otras y se evaporan más rápido que otras.Comparando dos sistemas de masas de agua. sin embargo hay ciertos límites en el cual el viento favorece a la evaporación. pero a partir de superficies libres de agua o superficies húmedas del suelo (se incluye la vegetación). Si la superficie es solida se llama sublimación y su unidad de medida es el milímetro. Generalmente en temperaturas calurosas el calor es almacenado en sistemas de masas de agua . se refiere a la cantidad de vapor de agua que puede ser emitida hacia la atmosfera. bajo estas condiciones se incrementa la tasa de evaporación. se produce debido a que la energía solar aumenta. f) Presión atmosférica: Este factor no está influyente en la tasas de evaporación debido a la poca variación que existe de un lugar a otro. Temperaturas en el sistema masas de agua. en la caso de grandes lagos. océanos y mares este factor no es influyente. Q regulación : son aguas reguladoras en el sistema Además: 7 . si la superficie húmeda permanece en formación. comparado con aguas tranuilas) Además de estos factores se incluye en la evaporación de las superficies húmedas del suelo lo siguiente: Humedad del suelo Nivel freático Tipo y composición del suelo. Contenido de sales ( por cada 1 % de incremento de salinidad. dentro de estos tenemos: Método del balance de agua: se base principalmente en la completacion del ciclo hidrológico y establece la siguiente relación: Q afluentes . b) Otros factores: Vegetación en el sistema masa de agua. TIPOS DE EVAPORACIÓN a) EVAPORACIÓN POTENCIAL: es la cantidad de vapor de agua que es emitida por una superficie libre de agua a condiciones atmosféricas normales.Q efluentes = Q regulación Donde: Q afluentes : son aguas que llegan al sistema. la evaporación se reduce en 1%). Método analítico o teórico: Son métodos que estiman la evaporación real. Q efluentes : son aguas que salen del sistema. puede suponerse que dé lugar a una evaporación potencial. MÉTODOS PARA DETERMINAR LA EVAPORACIÓN A.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA a) Superficie evaporante: Este factor tiene influencias sobre superficies evaporantes pequeños debido a la influencia de la difusión y la temperatura del suelo. Movimiento del agua. Oleaje ( se incrementa en 10% . b) EVAPORACIÓN REAL: es la evaporación que efectivamente se ha realizado. de altura en m/s. Cal cm −DIA 2 8 . n/D= Duración relativa de insolación. D= Duración del día astronómico (desde la salida hasta la puesta del sol). A t ) . n/D=1. n= Duración de insolación efectiva (medida por un heliógrafo). Es una función de la posición geografía y la época del año. (Es un cielo completamente despejado).(Q efluentes superficial +Q efluentes subterráneo + E.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Q Q precipitación evaporado P. h= humedad relativa media. Es la cantidad de radiación solar en calorías sobre días en un plano horizontal de 1cm2. A t = Donde: P: Precipitación sobre el sistema A: Área de la superficie evaporada E: Evaporación del sistema t : Tiempo transcurrido para el análisis (Q afluentes superficial + Q afluentes subterráneo + P. A = t E. Este nomograma hace uso de la siguiente información: t= Temperatura del aire en CO.∀ t NOMOGRAMA DE PENMAN Sirve para calcular la evaporación diaria de una superficie libre. Si: n/D=0. RA= Es el valor de Angot. (Es un cielo totalmente cubierto). v2= Velocidad media del viento a 2m. A t ) = Q regulación = ∆. B= Presión Barométrica. e2=tensión del vapor de agua a temperatura de aire.0186B) (0.e1)) E= mm/mes.398n (e1-e2) ((273α+t)/273) (760/(b.8millas/hora.465-0.0319 (e1-e2) + 0. Fórmula de Folse: E= 0. C= 11 (Para embalses profundos). e1=tensión de saturación de vapor (mmHg).77E. De “n” días.44+0. diaria n ) 9 . v= velocidad del viento en millas/hora. B= Presión barométrica media mensual en mmHg. lagos artificiales y lagunas naturales. C= 15 (Para lagos o superficie de agua). C= coeficiente empírico. V= velocidad del viento km/hora. En pulg/Hg.118V) (e1-e2) E= pulg/milla. Fórmula de Lugeon: E= 0.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA B) Métodos empíricos o experimentales: es la aplicación de formulas obtenidas en el laboratorio ensayadas en evaporímetro. n t=∑ i=1 ( t 0 max . t= temperatura mensual media. Evaporación de lago = 0. Es valido para velocidades mayores a 10. Fórmula de Rohner: E= (1. V= velocidad del viento milla/hora.584v) E= mm/pies. Se introduce un coeficiente de embalse 0.358 (v-10.8) E= unidades en mm/Día.77E Fórmula de Meyer: E= C (e1-e2) (1+1. 7 n/D= 0. EJEMPLO: Hallar la evaporación utilizando el método de Penman.30+1.80 ET= -1.30 ó 31 C) Métodos instrumentales: Se usan los siguientes métodos: Atmómetro.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA n=1……28. h= 0. t= 20 ℃ v2= 5m/seg. Evaporígrafo. Evaporímetro.00 E2= 2.30 E3= 1. Ubicamos la altura con el punto encontrado en la malla.00+2.80 ET= 3.10 mm/día Procedimiento: Ubicamos la temperatura y el n/D en la malla.4 1er paso: E1= -1. 10 . es decir por evaporación y por transpiración. Estas necesidades de agua. en el mes considerado. porque las diferencias numéricas cae siempre dentro de los errores de medición y por 10 común se tratan como términos sinónimos. en experimentos realizados entre las latitudes 29° a 43° Norte. Además. 11 . Para el cálculo de estas cantidades de agua se han desarrollado métodos basados en datos meteorológicos. El procedimiento a seguir es el siguiente: Primero: Calcular t I a ( ) e=16 10 Donde: e = evapotranspiración potencial mensual. el interés recae en la de terminación de las pérdidas totales de agua. Al estudiar el balance hídrico de una cuenca. Método de Thornthwaite Fue desarrollado en los Estados Unidos. Las pérdidas totales de agua constituyen la evapotranspiración.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA EVAPOTRANSPIRACIÓN Del agua que una planta absorbe del suelo sólo una parte muy pequeña se queda para formar los tejidos de la planta. es decir en regiones húmedas. Se puede aplicar con relativa confianza en regiones de clima similar. El término "evapotranspiración potencial" fue introducido por Thornthwaite y se define como la pérdida total de agua que ocurrirla si en ningún momento existiera deficiencia de agua en el suelo para el uso de la vegetación. configurando la transpiración. de los cuales los más conocidos son el de Thornthwaite y el de Blaney-Criddle. Se define "uso consuntivo" la suma de la evapotranspiración y el agua utilizada directamente para construir los tejidos de las plantas. que van a ser satisfechas mediante el riego. t = temperatura media mensual.' Este fenómeno de la transpiración constituye una fase muy importante del ciclo hidrológico. vienen a constituir la evapotranspiración o el uso consuntivo. desde el punto de vista práctico es muy difícil evaluar por separado cada pérdida. La distinción entre los términos evapotranspiración potencial y uso consuntivo es más que toda académica. en tanques de 4 m2 y nivel freático constante a medio metro de profundidad. en mm. porque es el mecanismo principal por medio del cual el agua precipitada a tierra regresa a la atmósfera. en ºC. En los proyectos de irrigación interesa hacer un cálculo previo de las necesidades de agua de los cultivos. el resto regresa a la atmósfera en forma de vapor. por mes de 30 días de 12 horas de duración. lisímetros y tanques. p = porcentaje de iluminación mensual con respecto a la anual. La fórmula obtenida por estos investigadores es la siguiente: u= k. t = temperatura media mensual. 12 .016I + 0. Factores de Corrección e Método de Blaney .UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA t 5 1. k = coeficiente empírico mensual.Criddle Fue desarrollado también en los Estados Unidos. en parcelas. en mm. dicho valor debe multiplicarse por un factor que se obtiene de la tabla. según el tipo de cultivo y su estado de desarrollo.f Donde: u = uso consuntivo mensual.12+0.457t) =k. es decir en regiones áridas o semiáridas. según el número real de días del mes considerado y la duración de cada día. pero en experimentos realizados en la región oeste. Para ello.5 índice térmico anual fórmula simplificada de Serra Segundo: Corregir el valor calculado de e.514 () i= I= Índice térmico mensual ∑i a = 0. en ºC. P (8. Se puede aplicar con relativa confianza en regiones de clima similar. 8 Jun 18.32 9 0.37 2 1. T ºC 13.0 May 13. Dic. f = el mismo significado anterior = p Valores de p Ejemplo: Año Oct.65 1 7.30 13 .6 Mar 6.09 8.2 2.6 Feb 2.72 0.13 6.78 10.48 8 2.43 3. ∑f u = uso consuntivo estacional.22 0.30 8 8.34 2.4 Ene 1.44 0.79 2.2 8. en mm.11 0.03 7 4.5 Abr 8.90 9 Et 5.6 Jul 21.17 8 0. Nov.2 i 4.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA También obtuvieron una fórmula similar para cubrir todo el período vegetativo de las plantas: u= ∑u = K. K = coeficiente empírico estacional.77 3. la infiltración y la percolación. la percolación es el movimiento del agua dentro del suelo y ambos fenómenos. están íntimamente ligados puesto que la primera no puede continuar sino cuando tiene lugar la segunda.66 mm/mes LA INFILTRACION Descripción Cuando llueve.75 Empleando las formulas obtenemos a = 1. constituyen la escorrentía directa. la que eventualmente puede llegar a los cursos de agua.2 Set 16. El agua que se infiltra en exceso de la escorrentía subsuperficial puede llegar a formar parte del agua subterránea.2/46. La infiltración es el paso del agua a través de la superficie del suelo hacia el in terior de la tierra. Inmediatamente debajo de la superficie tiene lugar la escorrentía subsuperficial y las dos escorrentías.27)1. 14 .223 ET oct= 57.71 9. El agua de un río. en general.223 ET oct= 16 x (10 x13. Una parte de escorrentía (superficial y subsuperficial) que recibe el nombre de escorrentía directa y otra parte de agua subterránea que recibe el nombre de flujo base.26 4 9. lo que constituye la escorrentía superficial. puede así estar formada de dos partes. el suelo se cubre de una delgada capa de agua conocida como detención superficial y el flujo comienza pendiente <abajo hacia los cursos.28 1 6. Conforme continúa la lluvia.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Ago 20. la superficial y la subsuperficial.8 8. parte de la lluvia del comienzo es retenida en la cobertura vegetal como intercepción y en las depresiones del terreno como almacenamiento superficial. referida a un período corto. constituye la retención superficial. de modo que: P = retención + infiltración + escorrentía directa (lluvia neta) Constituye una preocupación permanente de la Hidrología la obtención de la es correntía directa que corresponde a una determinada lluvia en un cierto luqar. La primera manera es a través de la fórmula simple de escorrentía: Pn = CP El término C recibe el nombre de coeficiente de escorrentía y para evaluarlo han sido sugeridas diversas tablas.1 y 4. E. también llamada lluvia neta. . La suma de los términos I. . S. P = I + S + E + F + Pn ..2) Valores de C (*) 15 . de las que se citan 2 (tablas 4. .UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Distribución del agua llovida Ecuación de balance hídr. .co Escribamos la ecuación de balance hídrico para una cuenca. 1 ) P = lluvia total I = intercepción S = almacenamiento superficial E = evaporación desde el suelo F = infiltración Pn = escorrentía directa. (4. UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Valores de C Aun cuando la ecuación ultima parece resolver de manera sencilla el problema de ob tener 1 a es correntía di recta Pn correspondi ente a una 1lluvia P. en un sitio en particular y con tasa de abastecimiento suficiente. Capacidad de Infiltración Debido a los fenómenos de infiltración y percolación. En la práctica. hay que tener presente que la determinación del valor apropiado del coeficiente de escorrentía C es algo sumamente complejo. Es máxima al comienzo de una tormenta (fo) y se aproxima a una tasa mínima (fc) a medida que el suelo se satura. esta labor se deja para los ingenieros con más experiencia de campo. La tasa de infiltración disminuye a medida que progresa la tormenta. El valor límite está controlado por la permeabilidad del suelo. el agua de lluvia llega hasta el nivel del agua subterránea. quienes pueden interpretar mejor las diferentes características de la cuenca en estudio. La tasa máxima a la cual puede penetrar agua a un suelo. debido a que se van llenando' los espacios capilares del suelo. se llama capacidad de infiltración (fp). pero no a un ritmo constante. Curva de Capacidad de Infiltración 16 . 2) los sistemas de raíces hacen al suelo más permeable. Medición de la Infiltración La mayoría de datos sobre tasas de infiltración se obtienen mediante ensayos con un infiltrómetro. El área efectiva varía desde menos de 1 pie2 hasta varias decenas de pie2 . la vegetación aumenta la infiltración en comparación con la del mismo suelo desnudo. En los casos en que existe una amplia variación en los suelos o en la vegetación dentro del área. la infiltración se calcula como la diferencia entre el agua aplicada y la escorrentía directa medida. Repitiendo varias veces el ensayo se pueden obtener datos fidedignos de cada subárea. 17 . es menor en un suelo húmedo que en un suelo seco y esta disminución es más notoria en los momentos iniciales. De aquellas características del suelo que afectan la infiltración la porosidad es posiblemente la más importante. La infiltración tiende a aumentar con el aumento de la porosidad. Los principales son: el tipo de suelo. el contenido de humedad. El procedimiento clásico consiste en inundar el infiltrómetro. La infiltración. aplicando agua en una lámina de altura constante sobre el área encerrada y medir el tiempo que tarda en infiltrarse. Un infiltrómetro es un tubo u otro contorno metálico diseñado para aislar una sección del suelo. el contenido de materia orgánica. para un mismo tipo de suelo. cada una de las cuales está cubierta por un complejo de suelo único. la cobertura vegetal y la época del año. El aumento en el contenido de materia orgánica también tiende a aumentar la capacidad de infiltración. Como en este caso no se puede medir directamente la cantidad de agua que penetra el suelo. Esta práctica está siendo reemplazada por los simuladores de lluvia. No obstante. debido sobre todo a que produce un aumento en la porosidad. La explicación está en que: 1) retarda el flujo de superficie dando al agua más tiempo para que penetre en el suelo.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Factores de la Infiltración La capacidad de infiltración depende de muchos factores. De este modo la curva de infiltración sufre un cambio como el que muestra la figura: Efecto de la Humedad en la Infiltración El efecto de la cobertura vegetal en la capacidad de infiltración es difícil de determinar ya que también afecta a la intercepción. La porosidad determina la capacidad de almacenamiento y también afecta la resistencia al flujo. la cuenca se divide en subcuencas homogéneas. 3) el follaje protege al suelo de la erosión causada por las gotas de agua y reduce la compactación de la superficie del suelo. por el contrario. del total de agua que se consume un 40% proviene del subsuelo. como las aguas superficiales. No son independientes unas de otras. especialmente en aquellos lugares secos donde el escurrimiento fluvial se reduce mucho en algunas épocas del año. a su vez.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA AGUA SUBTERRÁNEA El agua subterránea es de gran importancia. provienen de las lluvias. por otro lado. de toda el agua que se usa al año. En Lima. una sexta parte es agua subterránea. el agua del subsuelo se realimenta de las aguas superficiales. Muchas corrientes superficiales reciben agua del subsuelo y. sino que. Se estima que en Estados Unidos. 18 . Las aguas del subsuelo. están muy ligadas entre sí. allí la presión es mayor que la atmosférica y el agua escurre siguiendo las leyes de la hidráulica. Debajo de la superficie. el lugar geométrico de los niveles alcanzados es el nivel freático. Tipos de Acuíferos Las formaciones que contienen y transmiten agua del subsuelo reciben el nombre de acuíferos. el resto sigue bajando hasta la zona de agua subterránea (5). es la zona vados a (4). 19 . Si se perforan pozos de observación hasta el estrato impermeable. una parte del agua que penetra es retenida por fuerzas de capilaridad y fuerzas moleculares. en el cual los poros del suelo contienen agua que ha ascendido desde el agua subterránea por la acción capilar. A ese nivel se presenta un cordón capilar (7). en ella la presión es menor que la atmosférica. Los tipos principales son 2: no confinados y confinadas. los poros del suelo contienen agua y aire en cantidades variables. Las corrientes superficiales pueden ser afluentes (2) o efluentes (3).UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Agua Subterránea Es necesaria la presencia de un estrato impermeable (1). El nivel superior del agua del subsuelo constituye el nivel freática (6). Después de una lluvia el agua puede moverse hacia abajo a través de esta zona de aireación. Acuíferos no confinados Una formación como la representada en la figura constituye un acuífero no confinado. La línea de energía. se confunde prácticamente con el nivel piezométrico debido a que la altura de velocidad del agua es muy pequeña. Los acuíferos no confinados son como verdaderos lagos subterráneos en material poroso. y las desventajas de tener áreas de recarga relativamente pequeñas. rendi r menos agua y provocar asentami entos de 1 terreno en los lugares de extracción (pozos de bombeo). como no hay restricción en la parte superior el nivel freático es libre de subir y bajar. Los acuíferos confinados presentan las ventajas de conducir el agua a grandes distancias y entregar el agua por encima del nivel del acuífero. Acuíferos confinados Son acuíferos comprendidos entre dos estratos impermeables. el nivel freático sigue más o menos las mismas variaciones de la superficie. En vez de un nivel freático se tiene ahora un nivel piezométrico. como en las tuberías. Como en el caso de los acuíferos no confinados. 20 . El espesor e alcanza valores que varían desde unos cuantos metros hasta cientos de metros. Muchas veces estos acuíferos alimentan corrientes superficiales y lagos. El flujo es a presión.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA El flujo es libre como en los canales. la línea de energía es siempre descendente en el sentido del flujo. UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Alimentación y Descarga Alimentación. 2) Manantial si la descarga es significativa y se concentra en un área pequeña.. cuando el cordón capilar llega a los sistemas radiculares de la vegetación y por salida superficial. si el nivel freático intersecta la superficie del terreno. ya sea directamente o indirectamente a través de las corrientes superficiales y lagos. Hay varios tipos de manantiales 21 . una parte sufre escorrentía y otra llega eventualmente a la zona de agua subterránea..El agua del subsuelo en exceso de la capacidad del acuífero se descarga de dos maneras: por evapotranspiración. En la práctica se presentan los siguientes casos de salida superficial: 1) Filtración difundida. El agua del subsuelo se alimenta de las lluvias. Descarga. Quiere decir que sólo las lluvias prolongadas de fuerte magnitud alimentan el agua del subsuelo. el agua humedece la superficie y de allí se evapora. si el ritmo de descarga es bajo o el escurrimiento se esparce sobre un área grande. La alimentación o recarga natural del agua del subsuelo es un irregular e intermitente. El agua de lluvia sufre primero intercepción debido a la vegetación. y almacenamiento en las depresiones del terreno y en la zona vadosa. en que intervienen la geología y el del terreno. Del resto.Se describirá en un acuífero no confinado. expresado como un porcentaje del volumen total del acuífero. que drenará libremente o por gravedad del acuífero. el agua del subsuelo escurre siempre con movimiento laminar. la ecuación de Darcy se expresa: v = Kp. 22 . Las arcillas. s v = velocidad aparente del agua Kp = coeficiente de permeabilidad de Darcy o conductividad hidráulica. Es siempre menor que la porosidad porque una parte del agua es retenida por fuerzas capilares y moleculares.Definida como la relación del volumen de vacíos al volumen total. Porosidad. Los acuíferos económicamente más importantes son los depósitos de arenas y de gravas.. tiene las mismas unidades que v. Una alta porosidad no indica que el acuífero rendirá grandes volúmenes de agua a un pozo.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Flujo del Agua Subterránea Porosidad y rendimiento específico. rinden poca agua a los pozos debido a esas fuerzas.. mide la capacidad de una formación para contener agua. . aunque tienen una alta porosidad.. Porosidad y Rendimiento Específico Ley de Darcy Fue Darcy (1856) quien confirmó que. La porosidad varía desde valores muy altos en las arcillas (45%) hasta valores muy bajos en las formaciones con grandes cavidades o cavernas.Es el volumen de agua. Aceptando las hipótesis del flujo unidimensional y uniformemente distribuido en espesor.Son dos propiedades importantes de los acuíferos.' con excepclon de las grandes cavernas o fisuras. Rendimiento específico. Kp resulta en unidades meinzer. Como p es siempre menor que 1. v ' es siempre mayor que v.v A' A'L volumen de vacíosVv v'= 1 v v= Vv p Vt en que p es la porosidad del suelo.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA s = pendiente de la línea de energía. Se deduce que: 1 meinzer = 0.987 x 10-8cm2) Para propósitos hidrológicos. tiene dimensiones de area y en la ingeniería de petróleos se expresa en Darcys. no tiene unidades. Velocidad aparente y velocidad real: A una sección transversal corresponden dos áreas: A = área total A' = área de los espacios entre granos Al área total A corresponde la velocidad aparente v y al área neta A' corresponde la velocidad real v'. (1 Darcy = 0. de tal manera que: Q = A.v = A' v' De aquí: v'= A AL volumen total Vt v= v= . y se puede expresar como: Kp=K γ μ Ү = peso específico del líquido µ = viscosidad dinámica del líquido K = permeabilidad intrínseca del medio.0408 m/día 23 . en los Estados Unidos. prácticamente igual a la pendiente de la línea piezométrica. a 60°F. Kp depende de las propiedades del líquido y del medio poroso. si Q se mide en gal/día a través de un área de 1 pie2 bajo la acción de un gradiente unitario. Llamando Y al espesor del acuífero y B a su ancho. Se deduce que 1 m2 /día = 80. Este método hace uso de los conceptos inherentes a la hidráulica de pozos y permite obtener la permeabilidad promedio en un área extensa alrededor del pozo de bombeo. T resulta en gal/día/pie. Si Kp se expresa en unidades meinzer. b) En el campo se usa un pozo de ensayo. Hay dos formas de determinar el valor de Kp de un determinado suelo: en el laboratorio y en el campo. por ejemplo m2/día. se puede escrilbir: Q = A . Determinación de la permeabilidad.5 gal/día/pie. 24 .. v = A Kp s = B Y Kp s = B T s El producto Kp.Y se reemplaza muchas veces por un único término T que representa la transmisividad del acuífero. a) En el laboratorio se usan los permeámetros: La principal dificultad del método se presenta al colocar la muestra de suelo no consolidado en su estado natural y la principal des ventaja es la incertidumbre de la representatividad de la muestra con respecto al acuífero en su conjunto. Sus dimensiones son L2 /T.UNIVERSIDAD CÉSAR VALLEJO – CHIMBOTE HIDROLOGÍA Valores de Kp y K para diversos materiales Transmisividad.