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279 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos 280 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos CAPITULO 10 ESCORRENTÍA Es la parte de la precipitación que llega a alimentar a las corrientes superficiales, continuas o intermitentes, de una cuenca. La escorrentía, así definida, tiene diversas procedencias en el conjunto de la cuenca, lo cual hace que se consideren distintas formas o tipos de escorrentías (Mintegui y López, 1986, p. 78). Tabla 102. Tipos de escorrentías ID Tipos Descripción 1 Superficial o directa Es la precipitación que no se infiltra en ningún momento y llega a la red de drenaje moviéndose sobre la superficie del terreno por la acción de la gravedad. 2 Hipodérmica o subsuperficial Es el agua de la precipitación que, habiéndose infiltrado en el suelo, se mueve lateralmente por los horizontes superiores para reaparecer de pronto al aire libre e incorporarse a microsurcos superficiales que la conducirán a la red de drenaje. 3 Subterránea Es la escorrentía que se infiltra hasta alcanzar la capa freática, circulando a través de acuíferos hasta alcanzar la red de drenaje. Así como la escorrentía superficial se mueve con cierta rapidez, la velocidad del agua subterránea suele ser muy pequeña, del orden del metro por hora. Fuente: Adaptado de Mintegui y López (1986). 10.1. Ciclo de la escorrentía Los componentes de la escorrentía evolucionan según un ciclo cuyo estudio permitirá apreciar su significación particular. El ciclo que se considera distingue cuatro fases en correlación con el ritmo de las precipitaciones. a) Primera Fase: Periodo sin precipitaciones Después de un periodo sin precipitaciones, la evapotranspiración tiende a agotar la humedad existente en las capas superficiales y a extraer agua de las aguas subterráneas a través de la franja capilar y ocasiona el descenso del nivel piezométrico de estas. Figura 114. Primera fase - Periodo sin precipitación Fuente: Mintegui y López (1986). Donde: N es la superficie piezométrica de las aguas subterráneas; los puntos corresponden a la franja capilar; E es la evaporación; T es la transpiración. 281 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos b) Segunda Fase: Iniciación de la precipitación La evapotranspiración cesa. Las aguas meteóricas (P) son interceptadas por la vegetación (V), las superficies de agua libre (S), los cursos de agua (C) y el suelo. En este se infiltra una cantidad importante de agua que abastece su capacidad de almacenamiento, el excedente se mueve superficialmente en forma de escorrentía directa que alimenta débilmente a los cursos de agua. Continúan las aportaciones de las corrientes subterráneas a los cursos superficiales. Figura 115. Fase de iniciación de la precipitación Fuente: Mintegui y López (1986). Donde: V es la precipitación interceptada por la vegetación; S es la precipitación interceptada por la superficie de agua libre; C es la precipitación interceptada por los cursos de agua; R es la escorrentía de superficie. c) Tercera Fase: Precipitación máxima Después de una cierta duración de la precipitación, la cubierta vegetal apenas intercepta agua y prácticamente la totalidad de la precipitación alcanza el suelo. Las capas superficiales del suelo están saturadas. Parte de las precipitaciones se infiltran (I), alimentando a la escorrentía hipodérmica (E) y a los acuíferos, originándose una elevación del nivel piezométrico. La precipitación que no se infiltra origina la escorrentía superficial, que en esta fase alcanza su valor máximo. La escorrentía subterránea aumenta ligeramente. La escorrentía total, suma de las escorrentías de superficie, hipodérmica y subterránea alcanza igualmente su máximo valor, apareciendo las crecidas. Figura 116. Tercera fase de la precipitación máxima Fuente: Mintegui y López (1986). Donde: I es la infiltración; E es la escorrentía hipodérmica, R es la escorrentía de superficie. 282 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos d) Cuarta Fase: Posterior a la precipitación La lluvia cesa, la escorrentía de superficie desaparece rápidamente. El suelo y el subsuelo están saturados. Continua la infiltración de agua que está estancada en depresiones superficiales alimentando a la humedad del suelo, a la escorrentía hipodérmica y a las aguas subterráneas. Aparecen de nuevo los procesos de evapotranspiración. Los cursos de agua, alimentados únicamente por las escorrentías hipodérmicas y subterráneas entran en régimen de crecida. Figura 117. Cuarta fase - Posterior a la infiltración Fuente: Mintegui y López (1986). Donde: N es la superficie piezométrica de las aguas subterráneas; E es la evaporación; T es la transpiración; I es la infiltración. Una síntesis de la repartición de las precipitaciones y de la evolución de los componentes de la escorrentía se representa en la siguiente figura. Figura 118. Distribución de las aguas meteóricas en el curso de un aguacero de intensidad constante Fuente: Mintegui y López (1986). 283 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos 10.2. Distribución de la escorrentía La distribución del agua de lluvia, representado en el hietograma (variación de la intensidad de la lluvia con el tiempo) de una lluvia uniforme durante el tiempo t. El volumen total de agua es proporcional al área del rectángulo. La distribución del agua caída está representada también en la figura y es como sigue. Figura 119. Descomposición de una tormenta de intensidad uniforme Fuente: Lopez (1973). Una parte de lluvia A, en general pequeña, cae sobre superficies de agua tales como ríos, lagos, etc. Es ligeramente creciente debido al aumento de la superficie de agua que con la avenida se produce. ED es la corriente superficial que no se infiltra en ningún momento y llega al río o barranco caminando sobre la superficie del terreno. Esta escorrentía comienza después de transcurrido un cierto tiempo desde el comienzo de la lluvia y es necesario que su intensidad sobrepase un cierto valor y, determinado por la capacidad de infiltración de la cuenca. La escorrentía superficial no recibe tal nombre hasta que no ha llegado al río; mientras circula por la superficie en forma de lámina más o menos delgada y extensa se la llama detención superficial. EH es la llamada escorrentía hipodérmica. Está formada por la parte de lluvia que inicialmente se infiltra, pero circula muy superficialmente por el subsuelo y vuelve a la superficie en alguna depresión o talud antes de llegar al río. ES la escorrentía de origen subterráneo. Es el agua que se infiltra y alcanza el manto freático de descarga en el río, circulando a través de los acuíferos, a diferencia de la escorrentía superficial que circula rápidamente, la velocidad del agua subterránea suele ser de unos pocos metros por día. HS es la fracción de la lluvia que se infiltra y es retenida por el suelo, incrementando su contenido de humedad. Posteriormente, es evaporada o consumida por la vegetación, pero sin llegar nunca al río. D es el almacenamiento superficial, parte de agua que queda almacenada superficialmente en charcos y finalmente se evapora. INT es la infiltración o parte 284 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos de la lluvia que queda retenida por los órganos aéreos de la planta sin llegar al suelo. Posteriormente, es absorbida por la misma planta o se evapora y vuelve a la atmósfera. Así pues, solo una parte del agua que llega al río recibe el nombre de escorrentía; el resto, directa o indirectamente vuelve a la atmósfera. Al principio, la casi totalidad de la percepción es absorbida por la intercepción, almacenamiento superficial y humedad del suelo. A medida que transcurre el tiempo, la capacidad de almacenamiento del follaje de depresiones del terreno se va saturando y la cantidad de lluvia disipada por estos conceptostermina por hacerse más o menos constante e igual a la evaporación. Análogamente, la fracción HS correspondiente a la humedad del suelo se hace constante e igual a la evapotranspiración. La infiltración total es: = + + . Denominándose infiltración directa a la suma ES+HS, concepto de la mayor importancia para el estudio de la escorrentía directa. El agua que se mide en la estación de aforos y que entra a formar parte del hidrograma es: + + + . Si nos referimos a las aguas a extraer de la superficie agrícola útil, es decir, descontando, ríos, lagos, etc., tendríamos para estas cantidades: + + . La expresión anterior corresponde a la escorrentía total. Podemos denominar entonces a la suma + , drenaje superficial, y a la , drenaje subterráneo. La inclusión de la fracción dentro del drenaje superficial se desprende de su propia definición. 10.3. Déficit de escorrentía El déficit de escorrentía (D), relativo a una cuenca, viene definido como la diferencia entre la lámina de agua caída sobre la cuenca (P), y la lámina de agua (Q), registrada en la sección de cierre de dicha cuenca, durante un periodo de tiempo determinado. Se expresa en mm de agua y normalmente se calcula para periodos anuales. D = P − Q Ecuación 118. Déficit de precipitación 10.3.1. Factores que condicionan el déficit de escorrentía El déficit de escorrentía está regido por cuatro grupos de factores: meteorológicos, geográficos, hidrogeológicos y biológicos. Los factores meteorológicos fundamentales son las precipitaciones y la temperatura. La duración, intensidad, frecuencia, tipo y extensión de las precipitaciones desempeñan un papel primordial. La temperatura es representativa para las pérdidas de evaporación. Los factores geográficos son la localización geográfica de la cuenca y su morfología, las pendientes de la cuenca, la importancia de la superficie de agua libre, el perfil de los cursos de agua, etc. Los factores hidrogeológicos comprenden fundamentalmente la permeabilidad de los terrenos y la profundidad de las capas freáticas. La cantidad de escorrentía superficial es inversamente proporcional a la permeabilidad. Los factores biológicos comprenden fundamentalmente la cubierta vegetal y la acción del hombre. 285 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos 10.3.2. Cálculo del déficit de escorrentía Para calcular el déficit de escorrentía, se dispone de varias fórmulas empíricas que están en función de los elementos climáticos de fácil disposición. Dichas fórmulas se clasifican en función de: • La temperatura media anual • La temperatura y precipitación medias anuales. Las fórmulas en función de la temperatura solamente pueden ser válidas para grandes cuencas, relativamente homogéneas y con precipitaciones abundantes para que la repartición de estas en el tiempo pueda ser despreciable. Para latitudes comprendidas entre 30 y 60ºN. Coutagne aporta la ecuación empírica: D = 210 + 30 ∗ T (P = 800 mm +/- 20%) Ecuación 119. Déficit de escorrentía Para el cálculo de déficit de escorrentía en función de la precipitación y de la temperatura Coutagne ha aportado lo siguiente: D = P − λ ∗ P2 Ecuación 120. Déficit de escorrentía en función de precipitación y temperatura Siendo: λ = 10.8 + 0.14T Ecuación 121. Parámetro Donde: D es déficit (m); P es precipitación (m); T es la temperatura en ºC. La fórmula es aplicable para valores de P comprendido entre 1/8 y 1/2 . Si las precipitaciones son inferiores a 1/8 λ, el déficit de escorrentía es igual a la precipitación, es decir que no existe escorrentía. Si las precipitaciones superan a ½λ, el déficit de escorrentía es prácticamente independiente de P y su valor viene dado por la Ecuación 122, con P = 1/2 . D = 14λ = 0.8 + 0.14T4 = 0.20 + 0.035T Ecuación 122. Déficit de escorrentía 10.4. Coeficiente de escorrentía El coeficiente de escorrentía C, es la razón entre la lámina de agua Q, registrada en la sección de cierre de la cuenca, y la lámina de agua P debida a las precipitaciones habidas en la misma durante el mismo periodo. 𝐂 = 𝐏 Ecuación 123. Coeficiente de escorrentía 286 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos 10.4.1. Cálculo del coeficiente de escorrentía Para el cálculo del coeficiente de escorrentía, se presentan las siguientes tablas y fórmulas, que se consideran representativas desde el punto de vista de una hidrología forestal: a) Tabla de Molchanov Está diseñada utilizando parcelas forestales, sus resultados en forma resumida son los siguientes: Tabla 103. Coeficiente de escorrentía según Molchanov Tipo de Escorrentía Pendiente del terreno (en grados) Densidad y uso de la cubierta vegetal Tipo de suelo C % I 1º - 35º D≥0.6, sin pastoreo Franco - Arenoso 5 % II 5º - 35º 0.5 > D > 0.4, con pastoreo ocasional Franco - Pedregoso 6-25 % III 5º - 40º 0.4 ≥ D > 0.1, con pastoreo permanente Franco - Pedregoso 25-50 % IV 5º - 40º 0.4 ≥ D > 0.1, con pastoreo intensivo Franco - Pedregoso 50-75 % V 5º - 40º 0.4 ≥ D > 0.1, con pastoreo intensivo Arcilloso >75 % D: Densidad, C %: Coeficiente de escorrentía. Fuente: Mintegui y López (1986). b) Tabla de Prevert Tabla difundida en Europa, basado en parcelas experimentales. Su contenido es el siguiente: Tabla 104. Coeficiente de escorrentía según Prevert Uso del suelo Pendiente (%) Textura del suelo Arenoso - Limoso Limoso- arenoso Limoso Limoso - arcilloso Arcilloso Bosque 0-5 0.10 0.3 0.4 5-10 0.25 0.35 0.5 10-30 0.30 0.4 0.6 >30 0.32 0.42 0.63 Pastizal 0-5 0.15 0.35 0.45 5-10 0.30 0.4 0.55 10-30 0.35 0.45 0.65 >30 0.37 0.47 0.68 Cultivo agrícola 0-5 0.30 0.5 0.6 5-10 0.40 0.66 0.7 10-30 0.50 0.7 0.8 >30 0.53 0.74 0.84 Fuente: Mintegui y López (1986). 287 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos c) Fórmula de Nadal Nadal facilita la siguiente ecuación para el cálculo del coeficiente de escorrentía: C = 0.25 ∗ K1 ∗ K2 ∗ K3 Ecuación 124. Coeficiente de escorrentía por Nadal Donde: K1 es el factor de la extensión de la cuenca; K2 es el factor de la lluvia media anual; K3 es el factor de la pendiente y de la permeabilidad del suelo. Pueden emplearse los siguientes valores: Tabla 105. Coeficiente de escorrentía según Nadal Extensión Lluvia media anual Características de la cuenca K3 km2 K1 mm K2 10 2.60 200 0.25 Llana y permeable 0.5 - 0.7 20 2.45 300 0.5 40 2.15 400 0.75 Ondulada 0.5 -1.2 100 1.80 500 1.0 Montañosa e impermeable 1.2- 1.5 200 1.70 600 1.1 500 1.40 700 1.17 1000 1.30 800 1.25 5000 1.0 900 1.32 10000 0.90 1000 1.4 20000 0.87 1200 1.5 Fuente: Mintegui y López (1986). d) Fórmula de Keler Es aplicable para P≥ 500 mm. Tiene la siguiente expresión: C = a − bP Ecuación 125. Coeficiente de escorrentía por Keler Donde: a es un coeficiente que oscila entre 0.88 – 1. Para cuencas se aconseja emplear el valor máximo; b es un coeficiente que varía entre 350 – 460. En el caso de cuencas torrenciales debe emplearse al mínimo valor; P es la precipitación anual o módulo pluviométrico. 10.4.2. Coeficientes de escurrimiento por provincias de humedad en el Perú Se realizó en el marco del Inventario y Evaluación Nacional de Aguas Superficiales realizado por Oficina Nacional de Evaluación de los Recursos Naturales (ONERN) en el año 1980, el cual tuvo como finalidad determinar la oferta de agua en el país a fin de planificar el desarrollo económico y social. La unidad de análisis para el escurrimiento de las aguas es la cuenca hidrográfica, realizándose una evaluación indirecta del escurrimiento debido a la escasa disponibilidad de información hidrometeorológica y cartográfica. 288 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos Se utilizó información de 391 estaciones hidrométricas de SENAMHI, MINAGRI, Electroperú, ElectroLima y entidades privadas.La densidad de información por vertiente fue la siguiente: • Vertiente del Pacífico: 205 estaciones (7.3 estaciones /10 000 km2). • Vertiente del Atlántico: 168 estaciones (1.8 estaciones /10 000 km2). • Vertiente de Titicaca: 18 estaciones (3.7 estaciones / /10 000 km2). Tabla 106. Coeficientes de escurrimiento por provincia de humedad Provincia de humedad Zona de vida Mínimo minimorum Máximo maximorum Media general S u p er h ú m e d o bp – T 0.73 0.93 0.85 bp – PT bp – MBT bp – MT pp – Sat tp - AT P er h ú m e d o bmh – T 0.48 0.83 0.68 bmh – PT bmh – MBT bmh – MT pmh – Sat tmh - AT H ú m ed o bh – T 0.33 0.62 0.45 bh – PT bh – MBT bh – MT ph – Sat th - ST S u b h ú m e d o bs – T 0.33 0.37 0.34 bs - PT bs – MBT e – MT md – Sat ts - AT S em iá ri d o bms – T 0.34 0.39 0.36 me – PT ee – MBT me – MT d - Sat Á ri d o me – T 0.32 0.39 0.36 md – PT md – MBT d - MT Fuente: ONERN (1980). 289 Jhon Walter Gómez Lora y Victor Hugo Gallo Ramos Figura 120. Regionalización de los coeficientes de escurrimiento teórico Fuente: ONERN (1980).
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