Hidrologia_para_Ingenieros-LINSLEY_KOHLE

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Hidrología
para ingenieros
Hidrología
para ingenieros
Segunda edición
RAY K. LINSLEY, JR.
Profesor de Ingeniería Hidráulica
Stanford University
Presidente de Hydrocomp, Inc.
MAX A. KOHLER
Hidrologista Consultor
Ex-Director Asociado de Hidrología
U.S. National Weather Service
JOSEPH L.H. PAULUS
Hidrometeorologista Consultor
Ex-Jefe de la División de Información
del U.S.. National Weather Service
TRADUCTORES:
Alejandro Deeb
Jaime Iván Ordóñez
Fabio Castrillón
CETIH, Universidad de los Andes,
Bogotá, Colombia
REVISION:
Gustavo Silva
Universidad Nacional,
Bogotá, Colombia
EDITORIAL McGRAW-HILL LATINOAMERICANA, S.A.
Bogotá, Panamá, México, Madrid, Sáo Paulo,
Nueva York, Londres, Toronto, Sidney,
Johannessburg, Dusseldorf, Singapur, Auckland.
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Bogotá, Colombia
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fotocopia o grabación, o por cualquier otro sistema de memoria o
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I.S.B.N. - O - 07 - 090~14 - 8'
Traducido de la Segunda Edición en Inglés de HYDROLOGY FOR ENGINEERS, 2/e
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1234567890 CC-77 7123450987
IMPRESO EN COLOMBIA
PRINTED IN COLOMBIA
Carvajal S.A. Apdo. 46. Cali, Colombia
A la memoria de
MERRIL BERNARD
amigo y colega
cuyo entusiasmo fue
una fuente de inspiración
para los autores
1
/-/
/-2
/-3
/-4
2
2~/
2-2
2-3
2-4
Prefacio
Lista de símbolos y abreviaturas
Introducción
El ciclo hidrológico
Historia
La hidrología en la ingeniería
Materia de que trata la hidrología
Referencias
Bibliografía
Problemas
El tiempo atmosférico y la hidrología
Radiación solar y terrestre
Radiación solar y terrestre
Radiación solar en la superficie terrestre
Balance de calor en la superficie y en la atmósfera
Medición de la radiación
CONTENIDO
xvi
xvii
1
1
3
4
4
4
5
5
7
7
7
8
9
1O~
CONTENIDO xi
7-12 Transposición de hidro gramas unitarios 202
7-13 Aplicación de los hidrogramas unitarios 203
7-14 Hidrogramas de flujo superficial 204
Referencias 207
Bibliografía 207
Problemas 208
8 Relaciones entre precipitación y escorrentía 211
El fenómeno de escorrentía 211
8-} Retención superficial 211
8-2 Infiltración 213
8-3 El ciclo de escorrentía 216
Estimación del volumen de escorrentia de una tormenta 217
8-4 Condiciones iniciales de humedad 217
8-5 Análisis de tormentas 218
8-6 Relaciones multivariadas de escorrentía total de tormenta 219
8-7 Relaciones para incrementos de la escorrentía de tormenta 222
8-8 Estimativos de la escorrentía usando infiltración 224
8-9 Indices de infiltración 224
Estimación de la escorrentía a partir de la fusión de nieves 225
8-10 Física de la fusión de nieves 225
8-11 Estimación de intensidades de fusión de nieves
y la escorrentía correspondiente 227
Relaciones anuales y por estaciones de la escorrentia 228
8-12 Relaciones de precipitación-escorrentía 228
8-13 Uso de mediciones de nieve 230
Referencias 230
Bibliografía 233
Problemas 233
9 Tránsito de avenidas 237
9-} Movimiento de ondas . 237
.9-2 Ondas dinámicas y cinemáticas 240
9-3 Ondas en canales naturales 241
9-4 La ecuación de almacenamiento 243
9-5 Determinación del almacenamiento 243
9-6 Tránsito de avenidas a través de embalses 246
9-7 Tránsito en cauces naturales 247
9-8 Tránsito de avenidas por el método analítico 248
9-9 Métodos gráficos de tránsito en corrientes 251
9-10 Tránsito Dinámico y Tránsito cinemático 252
9-11 Deducción de hidrogramas de salida con base
en procesos de tránsito de avenidas 255
9-12 Relaciones entre estaciones de medida 258
Referencias 260
Bibliografía 262
Problemas 262
10 SlmuJaeiÓD de caudales en computadores 265
}();.) Filosofia de la simulación 265
:xii CONTENIDO
10-2 Estructura de un programa de simulación 267
10-3 Parámetros 271
10-4 Simulación de fusión de nieves 272
10-5 Aplicaciones de la simulación en hidrología 274
10-6 Calibración y optimización 276
10-7 Otras aplicaciones de la simulación en hidrología 278
Referencias 278
Bibliografía 279
Problemas 280
11 Probabilidad en hidrología:una base para diseño 281
Probabilidad de crecientes 281
11-1 Selección de datos 281
11-2 Posiciones gráficas 282
11-3, Distribuciones teóricas de crecientes 283
11-4 Distribución log-pearson tipo III 285
11-5 Distribución de valores extremos tipo 1 286
11-6 Selección de la frecuencia para diseño 290
11-7 Análisis regional de frecuencias 291
11-8 Análisis de frecuencias a partir de datos sintéticos 293
11-9 Probabilidad condicional 294
11-10 Eventos frecuentes 295
Análisis probabilístico de precipitación 296
11-11 Distribuciones 296
11-12 Datos generalizados de frecuencia de precipitación 296
11-13 Ajustes para cantidades de precipitación de intervalo fijo 297
11-14 Mapas de lluvia-frecuencia 299
11-15 Tormentas de diseño 299
Análisis probabilístico del volumen de escorrentia 300
11-16 Distribuciones 300
11-17 Sequías 300
Eventos máximos probables 300
11-18 Estudios hidrometeorológicos 301
11-19 La creciente máxima probable 302
Referencias 306
Bibliografía 309
Problemas 309
12 Hidrología estocástica 311
12-1 MOdelo markoviano de primer orden 312
12-2 Distribución de t 314
12-3 Definición de parámetros 314
12-4 El fenómeno de hurst 320
12-5 Modelos para calcular el almacenamiento requerido 321
12-6 Almacenamiento requerido utilizando datos estocásticos 322
12-7 Confiabilidad de embalses 324
12~8 Tendencias en el tiempo 324
12-9 Modelos de generación para varias estaciones 325
12-10 Análisis estocástico de la precipitación 326
Referencias 329
Bibliografía 330
13
13-1
13-2
13-3
13-4
13-5
13-6
13-7
13-8
13-9
14
14-1
14-2
14-3
14-4
14-5
Problemas
Sedimentación
El proceso de erosión
Factores que controlan la erosión
Transporte de material en suspensión
Transporte de material de lecho
Mediciones del transporte de sedimentos
Curvas de calibración de sedimentos
Producción de sedimentos de una cuenca
Simulación del transporte de sedimentos
Sedimentación en embalses
Referencias
Bibliografía
Problemas
Morfología de cuencas hidrográficas
Parámetros físicos de la forma de la cuenca
Parámetros del relieve de una cuenca
Geometría hidráulica
Patrones de alineamiento de cauces naturales
Planicies de inundación
Referencias
Bibliografía
Problemas
CONTENIDO xlli
330
331
331
332
333
334
335
338
339
340
341
344
345
345
347
347
350
352
353
356
356
357
357
Apéndices
A Correlación gráfica
B Tablas de constantes físicas, de equivalencias y tablas psicrométricas
Indices
Indice de Autores
Indice de Materias
PREFACIO
La primera edición de "Hidrología para Ingenieros" se publicó en 1958 y ha sido utilizada
ampliamente como texto para cursos avanzados de pregrado y de postgrado. En los años
siguientes, han ocurrido muchos desarrollos de importancia en la ciencia de la hidrología; y
las técnicas disponibles hoy en día son, en general, superiores a las existentes en 1958. Esta
segunda edición representa una revisión extensiva del texto original. Se han añadido capítu-
los en simulación hidrológica, hidrología estocástica y morfología de cuencas hidrográficas;
y se han hecho cambios considerables a lo largo de todo el resto del libro. Se ha destacado la
importancia del uso de computadores digitales en el análisis hidrológico, pero, reconociendo'
.. que no todos tienen acceso a estas máquinas, se han discutido también los métodos antiguos
aun cuando en menor detalle. Los procesos básicos de la hidrología continúan siendo
discutidos en detalle, por el convencimiento de que el entendimiento de dichos procesos es
indispensable para la correcta aplicación
de cualquiera de las herramientas de la hidrología.
Dado que la mayoría de las naciones del mundo utilizan ahora el sistema métrico,
mientras que los Estados Unidos apenas han comenzado una conversión hacia las unidades
métricas, ambos sistemas se incluyen en el texto, las tablas y las figuras. En aquellos
capítulos que hacen referencia a tópicos de meteorología, donde las unidades métricas son de
uso general con muy pocas excepciones, éstas unidades se dan primero con sus equivalentes
del sistema inglés a continuación entre paréntesis. En los demás capítulos de la edición
. inglesa se hace lo contrario; sin embargo, en la traducción se ha utilizado siempre la primera
xvi PREFACIO
convención. Este arreglo se ha utilizado para facilitar el uso del libro en los países de habla
hispana en los cuales prima el uso de las unidades métricas. Los problemas incluyen también
ambas clases de unidades. .
Los estudiantes encontrarán en la hidrología un tema muy interesante pero notablemente
diferente de la mayoría de las materias de ingeniería. Los fenómenos naturales con los cuales
se relaciona la hidrología, no se prestan a los análisis rigurosos de la mecánica. Por esta
razón, hay una mayor variedad de métodos, mayor latitud para el criterio y una aparente falta
de precisión en la solución de problemas. En realidad, la precisión de las soluciones
hidrológicas se compara favorablemente con otros tipos de cálculo en ingeniería. La incerti-
dumbre en ingeniería se ocuIta a menudo con el uso de factores de seguridad, con los
procedimientos rígidamente estandarizados y con las suposiciones moderadas referentes a las
propiedades de los materiales.
Los autores reconocen con agradecimiento las útiles sugerencias, datos y otros tipos de
asistencia recibidos de sus colegas en el NationaI Weather Service, la Universidad de
Stanford, Hydrocomp Inc. y otras organizaciones. Mención especial debe hacerse del
profesor Stephen Burgues por su lectura cuidadosa del capítulo referente a métodos estocásti-
cos.
RA Y K. LINSLEY, Jr.
MAX A. KOHLER
JOSEPH L. H. PA ULHUS
LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS
SIMBOLOS
A = Area
a = Coeficiente
B = Ancho
b = Coeficiente
e = Coeficiente de Chézy
e p = Coeficiente del caudal máximo del hidrograma unitario sintético
e t = Coeficiente del tiempo de retardo del hidro grama unitario sintético
e = Coeficiente; concentración
D = Profundidad; tiempo de detención del flujo de superficie; grados-día
d = Diámetro; coeficiente
E = Evaporación, cantidad de sedimentos etodados a partir de superficies impermeables
E a = Tasa de evaporación de referencia
E T = Evapotranspiración
e = Presión de vapor
es = Presión de vapor de saturación
F = Caída; costo inicial; fuerza; volumen de infiltración
xviii LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS
J = Humedad relativa
J ( )= Función de
Je = Capacidad de infiltración final
Ji = Tasa de infiltración
Jo = Tasa inicial de infiltración
Jp = Capacidad de infiltración
G = Producción segura de un acuífero; tasa de erosión de cárcava
G i = Transporte de material de fondo (arrastre)
g = Altura de medición; aceleración de la gravedad
H v = Calor latente de vaporización
h = Altura; cabeza hidráulica; coeficiente de Hurst
1 = Caudal afluente; índice de precipitación antecedente; carga interna
= Intensidad de la precipitación
i s = Tasa de abastecimiento (precipitación menos retención)
J = Probabilidad
j = Probabilidad (exponente)
K = Constante de almacenamiento de Muskingum; factor de frecuencia;
coeficiente de compactación; conductividad hidráulica
K r = Constante de recesión
k = Coeficiente número
L = Longitud; índice de almacenamiento de humedad de la zona inferior
L e = Distancia de la salida al centro de la cuenca
Lo = Longitud de flujo de superficie
M = Tasa de fusión de nieves
m = Coeficiente o exponente
N = Precipitación normal; número,
n = Coeficiente de rugosidad de Manning; coeficiente o exponente; número
O = Flujo de salida; costo de operación
O g = Infiltración subsuperficial
P = Precipitación
Pe = Precipitación de exceso
P r = Potencia de retorno de radar
P = Presión; porosidad; probabilidad
P F = Logaritmo de potencial capilar en centímetros de agua
Q = Volumen de caudal o de escorrentía
Q a = Radiación neta de onda larga
Q ar = Radiación reflejada de onda larga
Q e = Energía utilizada en la evaporación
Q g = Volumen de caudal subterráneo
Qh = Transferencia de calor sensible
Qir = Radiación incidente menos radiación reflejada
Q n = Energía radiante neta
Qo = Radiación emitida de onda larga
Qr = Radiación reflejada de onda corta
Q s = Volumen de flujo de una corriente superficial
Q = Radiación de onda corta; carga de sedimento en suspensión
Q v = Energía de advección
Q = Cambio en almacenamiento de energía
q = Tasa de descarga
q b = Descarga base
q d = Caudal de escorrentía directa
LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS xix
q e = Tasa de flujo de equilibrio
q h = Humedad específica
q o = Tasa de flujo superficial
q 'P = Caudal máximo (pico)
R = Radio hidráulico; relación de Bowen; resistencia del suelo
R D = Constante de los gases
R, = Indice de escorrentía
R n = Rango de una serie
R 8 = Residuo de sedimentos en la superficie de la tierra
r = Radio, rango
S = Almacenamiento; volumen de retención superficial;
transporte de sedimentos
S e = Constante de almacenamiento de un acuífero
S d = Capacidad de almacenamiento en depresión
S D = Almacenamiento subterráneo
Si = Almacenamiento de intercepción
Si = Indice de la estación climática
S L = Almacenamiento de humedad de la zona inferior
S 8 = Almacenamiento superficial
S u = Almacenamiento de humedad de la zona superior
s = Pendiente
s b = Pendiente del fondo del canal
T = Temperatura; transmisibilidad; tiempo base
del hidrograma unitario
T L = Tiempo de retardo
T d = Temperatura del punto de rocío
Tr = Período de retomo o intervalo de recurrencia
T w = Temperatura del termómetro húmedo
t = Tiempo
te = Tiempo hasta alcanzar un equilibrio
('P = Retardo de una cuenca
t R = Duración de la lluvia
t r = Duración unitaria del hidrograma unitario sintético
U = Ordenada del hidrograma unitario;
índice de almacenamiento de la humedad de la zona superior
u = Celeridad de una onda; factor en hidráulica de pozos
Ve = Volumen de detención superficial en equilibrio
Vi = Almacenamiento de intercepción
V 8 = Almacenamiento en depresión
V o = Volumen de detención superficial cuando i = O
v = Velocidad
v 8 = Velocidad de asentamiento
v* = Velocidad de fricción
W = Indice de infiltración
W p = Agua precipitable en la atmósfera
ffl' u¡= Función del pozo de u
w = Peso específico
w r = Relación de mezcla
X = Una variable
X = El valor promedio de X
x = Distancia; constante o exponente
:o: LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS
y = Una variable
y = El valor promedio de y
y = Una distancia vertical; una variable reducida en análisis de frecuencias
y II = Un factor en el análisis de frecuencias
Z = Abatimiento en un pozo; función del tamaño de la gota;
una variable
z = Una distancia vertical
a = Una relación; porción de la evaporación correspondiente
a la energía de advección
f3 = Constante
.::l = Pendiente de la curva de presión de vapor-temperatura;
un incremento
e = Coeficiente de mezcla; emisividad
O = Un ángulo
A = Potencial total
¡..L = Viscosidad absoluta; la media de una distribución
v = Viscosidad cinemática
y = Coeficiente de la relación de Bowen
7T = 3, 1416...
p = Densidad; coeficiente de correlación
I = Sumatoria
CT = Desviación estándar; constante de Stefan- l30ltzman
= Esfuerzo cortante
y = Coeficiente de du Boy
<1> = Indice de infiltración; función de la carga de lecho
l/J = Potencial capilar; función de p;
función de la carga de lecho
ABREVIATURAS
Á
acre-ft
atm
Btu
oC
Cal
cm
cfs
csm
d
D
deg
°F
ft
g
gal
h
I;tm
Hg
in
K
Angstrom (lO-lO cm)
Acres-pie
Atmósfera
Unidad térmica británica
Grados centígrados
Caloría
Centímetro (lO-2m)
Pies cúbicos por segundo
Pies cúbicos por segundo por milla cuadrada
Día
Darcy
Grado
Grados Fahrenheit
Pies
= Gramos
Galón
Hora
Hectómetro (102m)
= Mercurio
Pulgada
= Kelvin
LISTA DE SIMBOLOS y ABREVIATURAS xxi
Km Kilómetro
Kn Nudo
1 Litro
lat Latitud
lb Libra
In = Logaritmo neperiano
log Logaritmo decimal
Lg Langley
m Metro
mi! Milla
mJj Milibar
min = Minuto
mm Milímetro (lO-3m)
mgd = Millones de galones por día
nmi Millas naúticas
ppm Partes por millón (miligramos por litro)
s Segundo
sfd = Pies cúbicos por segundo por día
y año
Mm Micrometro (Micra) (10-6 m)
1
INTRODUCCION
"La hidrología versa sobre el agua de la tierra, su existencia y distribución, sus propiedades
físicas y químicas y su influencia sobre el medio ambiente, incluyendo su relación con los
seres vivos. El dominio de la hidrología abarca la historia completa del agua sobre la
tierra" [1] * La ingeniería hidrológica incluye aquellas partes del campo que atañen al
diseño y operación de proyectos de ingeniería para el control y el uso del agua. Los límites
entre la hidrología y otras ciencias de la tierra tales como la meteorología, la oceanografía y la
geología son confusos y no tiene objeto el tratar de definirlos rígidamente. Asimismo, "la
distinción entre la ingeniería hidrológica y otras ramas de la hidrología aplicada es vaga.
Naturalmente que el ingeniero debe gran parte de su conocimiento actual de la hidrología a
los agrónomos, ingenieros forestales, meteorólogos, geólogos y otras profesionales de una
diversidad de disciplinas.
1-1 El ciclo hidrológico
El concepto de ciclo hidrológico es un punto útil, aunque académico, desde el cual
comienza el estudio de la hidrología. Este ciclo (fig. 1-1) se visualiza iniciándose con la
evaporación del agua de los océanos. El vapor de agua resultante es transportado por las
masas móviles de aire.
Bajo condiciones adecuadas el vapor se condensa para formar las nubes, las cuales, a su
vez, pueden transformarse en precipitación. La precipitación que cae sobre la tierra se
dispersa de diversas maneras. La mayor parte de ésta es retenida temporalmente por el suelo,
en las cercanías del lugar donde cae, y regresa eventualmente a la atmósfera por evaporación
y transpiración de las plantas. Otra porción de agua que se precipita viaja sobre la superficie
del suelo o a través de éste hasta alcanzar los canales de las corrientes. La porción restante
penetra más profundamente en el suelo para hacer parte del suministro de agua subterránea.
Bajo la influencia de la gravedad, tanto la escorrentía superficial como el agua subterránea se
mueven cada vez hacia zonas mas bajas y con el tiempo pueden incorporarse a los océanos.
Sin embargo, una parte importante de la escorrentía superficial y del agua subterránea regresa
a la atmósfera por medio de evaporación y transpiración, antes de alcanzar los océanos.
Esta descripción del ciclo hidrológico y el diagrama esquemático de la fig. 1-1 son
extremadamente simplificadas. Por ejemplo, parte del agua que se mueve en los canales
naturales puede filtrarse hacia el agua subterránea, mientras que el agua subterránea puede
llegar a ser en ciertas ocasiones una fuente de la escorrentía superficial que fluye en los
canales naturales. Parte de la precipitación puede permanecer sobre la superficie del terreno
en forma de nieve hasta cuando la fusión de ésta le permita fluir hacia las corrientes o el agua
subterránea. El ciclo hidrológico es un medio apropiado para describir el alcance de la
* Las referencias numeradas se encontrarán en la parte final de cada capítulo.
2 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
hidrología, la cual se limita a la parte del ciclo que cubre desde la precipitación del agua sobre
la tierra hasta el regreso de ésta bien sea a la atmósfera o a los océanos. El ciclo hidrológico
sirve para destacar cuatro fases básicas de interés para el hidrólogo: precipitación, evapora-
ción y transpiración, escorrentía superficial yagua subterránea. Estos temas se tratarán más
detalladamente en capítulos posteriores.
Si el examen del ciclo hidrológico da la impresión de ser algún mecanismo continuo por
medio del cual el agua se mueve permanentemente a una tasa constante, esta impresión debe
ser descartada. El movimiento del agua durante las diferentes fases del ciclo es errático tanto
temporal .como espacialmente.
Algunas veces la naturaleza parece trabajar demasiado para producir lluvias torrenciales
que hacen crecer los ríos en exceso. En otras ocasiones la maquinaria del ciclo parece
detenerse completamente y con ella la precipitación y la escorrentía, En zonas adyacentes las
variaciones en el ciclo pueden llegar a ser bastante diferentes. Estos extremos de crecientes y
sequías son precisamente los que a menudo tienen mayor interés para el ingeniero hidrólogo,
puesto que muchos proyectos de ingeniería hidráulica se diseñan para la protección contra los
efectos perjudiciales de los extremos. La explicación de estos extremos climáticos se
,-o Almace~~ient~""de ,; ,., -:e
:"·,:agua subterránea ~<t!
Océanos~
FIGURA 1·1
El ciclo hidrológico.
encuentra en la ciencia de la meteorología y debe ser comprendida al menos de una forma
rudimentaria por el hidrólogo. Este aspecto de la hidrología se discute en los capítulos que
siguen.
INTRODUCCION 3
El hidrólogo tiene interés no sólo en la obtención de una comprensión cualitativa del ciclo
hidrológico y la medida de las cantidades de agua en tránsito durante el desarrollo del ciclo.
También debe estar capacitado para tratar cuantitativamente las interrelaciones entre los
distintos factores de tal manera que pueda predecir con precisión el efecto de la actividad
humana sobre estas relaciones. Además, debe estudiar la frecuencia con la cual pueden
ocurrir los diversos extremos del ciclo ya que esta es la base del análisis económico, que debe
ser una parte importante en todos los proyectos hidráulicos. Los capítulos finales de este texto
tratan estos problemas cuantitativos.
1-2 Historia
El primer proyecto hidráulico se encuentra perdido en la bruma de la prehistoria. Quizás
algún hombre prehistórico descubrió que una pila de rocas colocadas a través de una corriente
elevaba el nivel del agua lo suficiente para inundar la tierra que era la fuente de su
alimentación de plantas silvestres y en esta forma suministraba agua durante una sequía.
Sea cual fuese la historia primitiva de la hidráulica, existe abundante evidencia para
demostrar que los constructores comprendían poco de hidrología. Documentos escritos por
los antiguos griegos y romanos indican que éstos aceptaban que los océanos fuesen la fuente
final de toda el agua pero no podían imaginar que la cantidad de precipitación es igual o
mayor que la cantidad de escorrentía [2]. Típico de las ideas de la época era la concepción de
que el agua de los océanos se movía subterráneamente hasta la base de las montañas. Allí se
desalinizaba en forma natural y ascendía en forma de vapor a través de conductos hasta la
cumbre de las montañas donde se condensaba y escapaba en el nacimiento de las corrientes.
Marcos Vitruvio Pollio (100 A.C., aprox.) parece haber sido el primero en reconocer el papel
jugado por la precipitación tal como lo aceptamos en la actualidad.
Leonardo da Vinci (1452-1519) fue el segundo en sugerir una concepción moderna del
ciclo hidrológico, pero sólo Pierre Perrault [3] (1608-1680) comparó medidas de lluvia con
la descarga estimada del río Sena, demostrando que la escorrentía era cerca a la sexta parte de
la precipitación. El astrónomo inglés Halley [4 ](1656-1742) midió la precipitación con un
pequeño recipiente y estimó la evaporación del mar Mediterráneo a partir de esos datos. Sin
embargo, el concepto del ciclo hidrológico fue puesto en duda por algunas personas hasta
1921 [5]
La precipitación fue medida en la India desde el
siglo IV A.C. pero el desarrollo de
métodos adecuados para la medida de la escorrentía es muy posterior. Frontino, quien fue
comisionado hidráulico de Roma en el año 97 de nuestra era, basó los estimativos de flujo en
el área de secciones transversales sin tener en consideración la velocidad de éste. En los
Estados Unidos, las medidas organizadas de precipitación se iniciaron en 1819 bajo el
cirujano general del Ejército; fueron transferidas al Signal Corps en 1870 y finalmente, en
1891, fueron encargadas al organismo recientemente creado llamado U. S. Weather Bureau,
el cual lleva el nombre de National Weather Service a partir de 1970. En el río Mississippi se
llevaron a cabo medidas aisladas de escorrentía a partir de 1846 pero sólo comenzó un
programa sistemático en 1888 cuando el U.S. Geological Survey se hizo cargo de esta labor.
No es sorpresivo el hecho de que se haya efectuado poco trabajo cuantitativo en hidrología
con anterioridad a los primeros años del presente siglo cuando hombres tales como Horton,
Mead y Sherman empezaron a explorar el campo. La gran expansión de la actividad en
control de inundaciones, irrigación, conservación de suelos y otros campos relacionados que
comenzó alrededor de 1930 originó el primer impulso real hacia la investigación organizada
en hidrología ya que la necesidad de datos más precisos para el diseño de estas obras se hizo
más evidente. La mayoría de los conceptos actuales de la hidrología datan en 1930.
4 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
1·3 La hidrología en la ingeniería
La hidrología es utilizada en ingeniería principalmente en relación con el diseño y ejecución
de estructuras hidráulicas. ¿Qué caudales máximos pueden esperarse en un vertedero, en una
alcantarilla de carretera o en un sistema de drenaje urbano? ¿Qué capacidad de embalse se
requiere para asegurar el suministro adecuado de agua para irrigación o consumo municipal
durante las sequías? ¿Qué efecto producen los embalses, diques y otras obras de control sobre
las avenidas de las corrientes? Estas son preguntas típicas que se espera debe resolver el
hidrólogo.
Las grandes organizaciones, tales como los organismos nacionales y departamentales,
pueden mantener personal competente para resolver sus problemas, pero las pequeñas
oficinas a menudo carecen de suficiente trabajo para disponer de especialistas de tiempo
completo. Por lo tanto, muchos ingenieros civiles no especializados en el área son utilizados
para realizar ocasionalmente estudios hidrológicos. Es probable que estos ingenieros civiles
deban ocuparse de un mayor número de proyectos por un costo mayor que el de los
especialistas. Por lo tanto, parece que el conocimiento de los fundamentos de la hidrología es
una parte esencial de la preparación del ingeniero civil.
1-4 Materia de que trata la hidrología
•La hidrología versa sobre diversos tópicos. La materia de que trata la hidrología, tal como se
presenta en este libro, puede ser clasificada en forma amplia en dos fases: recolección de
datos y métodos de análisis. Los capítulos 2 a 6 tratan los datos básicos de la hidrología.
Disponer de datos básicos adecuados es esencial en todas las ciencias y la hidrología no es una
excepción. De hecho, las características complejas de los procesos naturales que tienen
relación con los fenómenos hidrológicos hacen difícil el tratamiento de muchos de los
procesos hidrológicos mediante un razonamiento deductivo riguroso. No siempre es posible
partir de una ley básica y determinar con base en ésta el resultado hidrológico que se espera.
En su lugar, es necesario partir de un conjunto de hechos observados, analizarlos, y con este
análisis establecer las normas sistemáticas que gobiernan tales hechos. Así, el hidrólogo se
encuentra en una difícil posición cuando no cuenta con los datos históricos adecuados para el
área particular del problema. La mayoría de los países disponen de una o más agencias
gubernamentales que tienen la responsabilidad de la recolección de los datos hidrológi-
cos[ 6]. Es importante que el estudiante conozca la forma como estos datos son recolectados
y publicados, las limitaciones de precisión que ellos tienen y los métodos propios para su
interpretación y ajuste .
. Los problemas típicos de hidrología implican cálculos de extremos que no se observan en
una muestra de datos de corta duración, características hidrológicas en lugares donde no se ha
llevado a cabo recolección de información (tales lugares son mucho más numerosos que
aquellos donde se dispone de datos), o cálculos de la acción humana sobre las características
hidrológicas de un área. Generalmente, cada problema hidrológico es único en cuanto trata
con un conjunto diferente de condiciones físicas dentro de una cuenca hidrográfica especí-
fica. Por lo tanto, las condiciones cuantitativas de un análisis no son siempre transferibles a
otros problemas. Sin embargo, la solución general a la mayoría de los problemas puede
desarrollarse a partir de la aplicación de unos pocos conceptos básicos. Los capítulos 6 a 14
describen estos conceptos y explican cómo se aplican para resolver las fases específicas de un
problema hidrológico.
REFERENCIAS
1. Federal Council for Science and Technology, "Scientific Hydrology,"
Washington, JUne 1962.
;1
INTRODUCCION S
2. For a survey of early literature on hydrology see A. K. Biswas, "History of
Hydrology," 2d ed., North-Holland, Amsterdam, 1972.
3. P. Perrault, "De l'Origine des fontaines," París, 1674, transo by A. LaRocque,
Hafner, New York, 1967.
4. E. Halley, An Account of the Evaporation of Water, Phi/o Trans. R. SOCo
Lond., vol. 18, pp, 183-190, 1694.
5. P. Ototsky, Underground Water and Meteorological Factors, Q. J. R. Meteorol.
Soc.• vol. 47, pp. 47-54, 1921.
6. World Meteorological Organization, Organization of Hydrometeorological and
Hydrological Services, Rep. WMO/IHD Proj. 10, Geneva, 1969.
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WISLER, C. O., and BRATER, E. F.: "Hydrology," 2d ed., WiJey, New York, 1959.
PROBLEMAS
1-1 Prepare una lista de los Institutos de su Estado que se encarguen de asuntos hidrológi-
cos. ¿Cuál esla responsabilidad específica de cada Instituto?
1-2 Repita el problema 1-1 para Institutos Nacionales, Estatales o Federales.
1-3 Prepare una lista de los proyectos hidráulicos de mayor envergadura en su área. ¿Qué
puntos espeéíficos de hidrología se contemplaron en cada uno?
2
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA
Las características hidrológicas de una región están determinadas por su estructura geoló-
gica, geográfica y, en forma dominante, por su clima. Entre los factores climatológicos que
afectan las características hidrológicas de una región están la cantidad y distribución de la
precipitación; la existencia de hielo y nieve; y los efectos del viento, la temperatura y la
humedad
en la evapotranspiración yen la fusión de la nieve. Los problemas hidrológicos en
los cuales la meteorología juega un papel importante incluyen la determinación de la
precipitación máxima probable y las condiciones óptimas para la fusión de la nieve para el
diseño de vertederos de exceso; predicción de la precipitación y el derretimiento de nieve para
la operación de embalses; y la determinación de los vientos máximos probables sobre
superficies de agua para estimar el tamaño de las olas resultantes y poder diseñar presas y
diques. Es obvio que el hidrólogo deba tener ciertos conocimientos de los procesos meteoro-
lógicos que determinan el clima de una región. En este capítulo se presentan los rasgos
generales de la climatología.
RADIACION SOLAR Y TERRESTRE
2-1 Radiación solar y terrestre
La radiación solar es la fuente principal de energía de nuestro planeta y determina sus
características climatológicas. Tanto la tierra como el sol irradian energía como cuerpos
negros, es decir, emiten para cada longitud de onda, cantidades de radiación cercanas a las
máximas teóricas para cuerpos con sus temperaturas.
La longitud de onda de las radiaciones se mide en micrones (JLm) (lO~ll cm) o en
angstroms (A) (lO-10m). La máxima energía de la radiación solar está en el rango visible de
0,4 a 0,8 JLm, mientras que la radiación de la tierra está concentrada alrededor de 10JLm. La
radiación solar es de onda corta y la radiación de la tierra es de onda larga.
La constante solar es la tasa a la cual llega la radiación solar a las capas superiores de la
atmósfera sobre una superficie normal a la radiación incidente y a una distancia igual a la
distancia media entre el sol y la tierra. Medidas de esta constante caen en el rango de 1,89 a
2,05 Ly/rnin, con la mayor incertidumbre debida a las correcciones por efectos atmosféricos
y no a diferencias en la actividad solar, las cuales se consideran relativamente pequeñas. (La
abreviación Ly es por langley; 1 Ly = 1 cal Zcm") Observaciones a gran altitud con
instrumentos suspendidos en el espacio, con 10 cual se minimizan los efectos atmosféricos,
indican un rango de 1,91 a 1,95 Ly/rnin, siendo el valor de 1,94 Ly/min la constante solar
que se usa con mayor frecuencia.
8 HIDROLOGIA PARA INGENlEROS
2·2 Radiación solar en la superficie terrestre
Una gran parte de la radiación solar que llega a los límites superiores de la atmósfera, es
dispersada y absorbida en la atmósfera, o se refleja en las nubes y en la superficie de la tierra.
La dispersión de la radiación por las partículas de aire es más efectiva para longitudes de onda
muy cortas. En un día soleado con el cielo descubierto, más de la mitad de la radiación en el
rango azul (longitudes de onda corta cercanas a 0,45 /Lm) se dispersa, produciendo un cielo
azul. Sin embargo, se dispersa muy poca radiación en el rango rojo (alrededor de 0,65/Lm).
Los estimativos de la radiación que dispersa la atmósfera promedian cerca del 8 por ciento de
la radiación solar incidente (insolación).
Las nubes reflejan al espacio una gran cantidad de la radiación solar incidente. La
cantidad reflejada depende de la cantidad y tipo de nubes y de su albedo.* El albedo (y la
absorción) de las nubes varía considerablemente con el espesor y el contenido de humedad, y
de una manera inversa con la elevación del sol. En un día con nubes altas y delgadas éstas
pueden reflejar menos del 20 por ciento de la radiación incidente. Una capa de estratos y
estratocúmulos a una altura de 600 m (2.000 ft) puede reflejar más del 80 por ciento.
Cerca de la mitad de la radiación incidente sobre las capas superiores de la atmósfera
eventualmente llega a la superficie de la tierra. La mayoría es absorbida, pero parte de ella es
reflejada a la atmósfera y al espacio. El albedo de la superficie de la tierra varía dependiendo
de la altitud solar y el tipo de superficie; es menor para superficies con suelo húmedo que para
suelos secos y tiende a disminuir con la altitud solar. El albedo (en forma de porcentaje) varía
de 10 a 20: para bosques verdes de 15 a 30 para valles cubiertos de pastos; de 15 a 20 para
zonas pantanosas; de 15 a 25 para campos cultivados y cubiertos por vegetación; de 10 a 25
para suelos oscuros, cuando están secos y desnudos y de 5 a 20 cuando están húmedos; de 20 a
45 para arenas claras y secas; de 40 a 50 para nieve vieja y sucia; y de 60 a 95 para nieve pura y
blanca, con el mayor albedo para nieve fresca, limpia, seca y poca altitud solar.
El albedo de superficies del océano depende de la rugosidad de la superficie y de la altitud
solar. El albedo (en porcentaje) para un mar tranquilo es de 2 a 3 para altitudes solares de 90 a
500, aumenta a 12 cuando el sol está a 200, y es cercano a 40 con el sol a 50. El albedo del mar
picado es mayor que el del mar en calma para altitudes solares mayores de 450 y menor para
altitudes menores. Los estimativos del albedo promedio para el total de las superficies de los
océanos varían entre un 6 y un 8 por ciento.
El abedo promedio ponderado de la superficie de la tierra ha sido estimado en un 14 por
ciento. Para el planeta en su totalidad el albedo promedio, incluyendo la atmósfera, varía
entre un 35 y un 43 por ciento.
En la explicación anterior la dispersión, la reflección y la absorción de la radiación en el
planeta se toman de valores promedios de diferentes regiones del planeta. Solamente una
franja pequeña es normal a la radiación solar incidente; y a mayor ángulo entre la superficie y
la normal, menor es la intensidad de radiación. Por lo tanto, a latitudes grandes llega menor
radiación solar que a pequeñas latitudes. Estas diferencias de insolación son uno de los
principales factores que determinan la circulación general de la atmósfera
• Lareflectividad se define como la relación entre la cantidad de radiación electromagnética (definida para un
rango específico de longitud de ondas) reflejada por un cuerpo, y la cantidad incidente sobre él; comúnmente
se expresa como un porcentaje. El albedo es la relación entre la cantidad de radiación solar (o en algunos
casos de la radiación en el espectro visible) reflejada por una superficie y la cantidad incidente sobre él, y
también se expresa en porcentajes. Por ejemplo, la reflectividad de la nieve fresca para radiación infrarroja
(radiación terrestre) es cercana a cero, pero su albedo es del orden del 85 por ciento. El albedo es la
reflectibilidad para el rango de radiación solar o visible.
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 9
2-3 Balance de calor en la superficie y en la atmósfera
La radiación promedio interceptada por el globo terrestre, en su totalidad, es un cuarto de la
constante solar, o cerca de 0,5 Ly/rnin, debido a que el área de la superficie de una esfera es
cuatro veces el área de un círculo mayor. Para presentar los diferentes componentes del
balance de calor, esta cantidad de radiación total se ha tomado arbitrariamente como igual a
100 unidades como se puede observar en la tabla 2-1. En la escala de la tabla 2-1 la radiación
solar absorbida por la superficie de la tierra ha sido evaluada en 44 unidades.
La superficie de la tierra produce radiaciones en forma casi idéntica a la de un cuerpo
negro (teórico) con una temperatura promedio de 15°C (59°F). * Esta emisión se ha estimado
en 116 unidades en la tabla 2-1, aproximadamente 24 veces las 44 unidades de radiación
solar absorbida. La pérdida neta de calor se evita y el balance de calor se mantiene debido a
que la atmósfera refleja hacia la superficie cerca del 85 por ciento de la radiación emitida. De
no ser por este fenómeno (efecto de invernadero) la temperatura promedio de la tierra sería
cercana a - 4QOC (- 4QOF).
Tabla 2-1 COMPONENTES DEL BALANCE PROMEDIO ANUAL DE CALOR
EN LA TIERRA EN TERMINOS PORCENTUALES
A Radiación de onda corta
1 Radiación solar en el límite superior de la atmósfera .
2 Reflejada al espacio por nubes y por difusión atmosférica
..
3 Absorbida por la atmósfera (incluyendo absorción por ozono, nubes, polvo y vapor de
agua) .
4 Radiación solar directa y difusa que llega a la superficie de la tierra. '
a Reflejada.................... . 7
b Absorbida. ... . . .. .. .. .. . .. . . .. .. . .. .. .. 44
B Radiación de onda larga
1 Emitida por la atmósfera:
a Hacia el espacio 51
b Hacia la superficie 99
2 Emitida por la superficie de la tierra:
a A la atmósfera . .. . . .. . 108
b Al espacio .. .. . .. .. .. . .. . .. .. .. .. .. .. .. 8
3 Radiación de onda larga neta de la superficie de la tierra (116-99) .
e Transferencia de calor no radiactiva
1 Transferencia turbulenta de calor de la superficie a la atmósfera .
2 Transferencia de calor latente (evaporación y condensación) de la superficie a la atmófera
D Balance de calor
1 De la atmósfera:
Componentes positivos = 15 + 108 + 5 + 22 = 150
Componentes negativos = 150
2 De la superficie del planeta:
Componentes positivos = 44 + 99 = 143
Componentes negativos = 116 + 5 + 22 = 143
100
34
15
51
150
116
17
5
22
* Hay dos escalas de temperatura de uso común. La escala Celsius (o centígrada) en la cual el punto de
congelación del aguaes de 0° y su punto de ebullición es de 1000, Yla escala F'ahrenhelt donde el punto de
congelación es 32" y el punto de ebullición es 212° para agua destilada. Para convertir temperaturas de una
escala a otra se usan las siguientes fórmulas: F = 9 C + 32 y C = 5 (F - 32). Por esto, a - 4()0 se interceptan
las dos escalas. La escala Celsius se ha recomendado como la escala estándar para usos internacionales y es la
usada comúnmente en meteorología e hidrología.
10 HIDROLOGIÁ PARA INGENIEROS
En la figura 2-1 se muestran los valores promedios anuales del balance de radiación para
la superficie de la tierra, es decir, la diferencia entre la radiación de onda corta absorbida yla
radiación de onda larga efectiva (o neta). La figura 2-2 presenta el promedio de calor utilizado
por la evaporación.
FIGURA 2·1
Balance de calor promedio anual en la superficie de la Tierra, en kilocalorías por centímetro cuadrado. (Tomado de
M.L Budyko, N.A. Yefimova, L.I. Aubenok, y L.A. Strokina, The Heat Balance of the Surface of the
Earth, Soviet Geog.: Rev. y traducción, Vol. 3. pp. 3-16, mayo de 1962).
24 Medición de la radiación
Los instrumentos que miden la intensidad de energía radiante tienen el nombre genérico de
radiante de actinómetros y radiómetros. Hay cinco tipos de estos aparatos:
Pirheliómetro Para medir la intensidad directa de la radiación solar.
Piranómetro Para medir la radiación global*, o sea, la intensidad combinada de la
radiación solar directa y la radiación difusa del cielo (radiación que llega a la superficie
de la tierra luego de ser dispersada a partir de un rayo solar directo por las moléculas y las
partículas en suspensión en la atmósfera).
Pirogeómetro Para medir radiación hemisférica de onda larga; usado con la cara para
arriba mide la radiación atmosférica y boca abajo mide. la radiación terrestre y la
radiación atmosférica reflejada.
Pirradiómetro, o radiómetro hemisférico total Para medir radiación de cualquier
longitud de onda; con la cara hacia arriba mide la radiación hemisférica de onda larga
más la radiación global, e invertido, boca abajo, mide la radiación terrestre y la radiación
* A pesar de que el término' 'radiación global" es de uso común, es una denominación errónea. Tal como ha
sido utilizado aquí, este término se refiere a la radiación hemisférica de onda corta.
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 11
110' Ir·-i:Ó--if--l~~--f~-·f~-·--
~-·--·-···+-_··-;------r---·;---r--eo-
FIGURA 2-2
Cantidad promedio anual de calor utilizado para la evaporación. en kilocalorias por centímetro cuadrado. (Tomado
de M.1. Budyko, N.A. Yefimova, L.1. Aubenok , y L.A. Strokina, The Heat Balance ofthe Surjuce ofthe
Earlh. Soviet Geog.: Rev. y traducción. Vol, 3 pp. 3-16. mayo de 1962).
atmosférica reflejada más la radiación solar reflejada.
Pirradiómetro neto o radiómetro neto Para medir el flujo de radiación neto para
todas las longitudes de onda.
Detalles sobre estos jnstrumentos pueden encontrarse en los textos enumerados en la
bibliografía al final del capítulo.
Para obtener medidas confiables de radiómetros, es necesario excluir intercambios de
calor de tipo convectivo. Esto puede lograrse de varias maneras.
1 Manteniendo una corriente de aire a través del receptor para neutralizar la convec-
ción natural.
2 Cubriendo el receptor con material transparente únicamente a los componentes de la
radiación que se desea medir.
3 Usando dos receptores igualmente expuestos a la convección, pero uno de ellos
cubierto a la radiación y calentado para compensar por el intercambio de calor del
receptor expuesto a la radiación.
Los radiómetros netos (pirradiómetros netos) generalmente no se utilizan en redes de
observación debido a que sus medidas son aplicables solamente al tipo de terreno del sitio de
su instalación y la representatividad de esta superficie es por lo tanto limitada. Los radióme-
tros se utilizan con mayor frecuencia en hidrología en estudios de evaporación y de fusión de
nieve. Para la mayoría de los estudios de evaporación, los datos adecuados a tomar son las
radiaciones incidentes de todas las longitudes de ondas debido a que la reflectividad del agua
es relativamente constante. No obstante, la reflectividad de la nieve difiere considerable-
mente para radiación de onda corta, o solar, al compararla con su reflectividad para
12 ffiDROLOGIA PARA INGENIEROS
FIGURA 2-3
Circulación térmica simple en un planeta sin rotación
(hemisferio norte).
radiaciones de onda larga, o atmosférica. Es por esto que se necesitan datos separados de la
radiación incidente de onda corta y de onda larga. En la aplicación de la técnica de balance
energético, para cálculos de fusión de nieve, frecuentemente se necesita calcular los valores
de la radiación incidente de onda larga debido a la baja densidad de las observaciones de
radiación para todas las longitudes de onda. Al respecto se han desarrollado varios procedi-
mientos [1-4 J, unos empíricos y otros basados en consideraciones teóricas, para calcular la
radiación de onda larga a partir de datos observados de manera regular en la superficie y en la
atmósfera, tales como temperatura, presión de vapor, nubosidad y radiación solar incidente.
CIRCULACION GENERAL
2-5 Circulación térmica
Si la tierra fuera una esfera sin rotación tendría una circulación atmosférica térmica pura (fig.
2-3). El ecuador recibe más radiación solar que las zonas de mayor latitud. El aire ecuatorial,
al calentarse, es más liviano y tiende a subir. Al subir es remplazado por aire más frío
proveniente de las latitudes mayores. La única manera de remplazar el aire proveniente de
otras latitudes es por arriba, por medio de las corrientes hacia los polos de aire caliente
ecuatorial. La circulación verdadera difiere de la mostrada en la figura 2-3 debido a la
rotación de la tierra y a los efectos de la distribución de mares y continentes.
2-6 Efectos de la rotación de la tierra
La tierra gira de occidente a oriente, impartiéndole una velocidad de l. 670 krn/hr ( 1.040 mil
hr) a un punto situado en el ecuador, mientras que un punto a 600 de latitud se mueve a la
mitad de esta velocidad. Del principio de la conservación del movimiento angular se deduce
que una partícula de aire en reposo relativo 'con respecto a la superficie, en el ecuador,
obtendría una velocidad teórica hacia el este de 2.505 km/hr), relativa a la superficie de la
tierra, si se desplazara a 600 de latitud norte. Por el contrario, si una partícula de aire en el
Polo Norte se desplazara hacia el sur a la latitud 600 norte, obtendría una velocidad teórica de
835 km/hr (520 mi/hr) hacia el oeste. No obstante en la naturaleza no se han observado
vientos con velocidades de esa magnitud
debido a la fricción. La fuerza necesaria para
producir tales cambios de velocidad se conoce como la fuerza de Coriolis. Esta fuerza
aparente actúa siempre hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el
hemisferio sur.
La figura 2-4 muestra un esquema simplificado de la circulación general cerca de la
superficie. Las distribuciones de vientos y temperaturas para el hemisferio norte, durante el
invierno, se presentan en las figs. 2-5 y 2-6. Las razones físicas de estos esquemas se conocen
sólo parcialmente. Los primeros intentos para determinar el mecanismo natural de la
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 13
N
o
lOO / / /
Tormentosa, variable
./ ./ ./ ,/
/Vientos predominantes del oeste
./ ,/ ,/- ,/' ./
Vientos poco variables, calma
//7~/
Vientos ecuatoriales. calmados o poco fuertes
~~~~"\
o
FIGURA 2-4
Circulación idealizada en la superficie de la Tierra suponiendo una superficie
lisa y de composición uniforme.
circulación general estaban basados en la idea de una circulación meridional de tipo convec-
tivo. Actualmente se considera más importante el transporte de momento angular por
remolinos.
2·7 Corrientes Jet
Las corrientes jet son una característica notoria de la circulación general. Son causadas por
masas de aire puestas en movimiento por los grandes gradientes de presión que resultan de los
cambios bruscos de temperatura meridional y por el momento angular impartido por la
rotación de la superficie de la tierra. Las corrientes jet son cuasi horizontales, sinuosas,
como una cinta ondulante de aire que viaja cerca de la tropopausa a velocidades que varían de
30 m/seg (100 km/kr, 70 mi/hr) a más de 135 m/seg (490 km/hr, 300 mijhr). La
tropopausa es la frontera entre la troposfera y la estratosfera, a una altura que varía de cerca
de 8 km (5 mi) en los polos acerca de 16 km (10 mi) en el ecuador (fig. 2-6). La troposfera,
que se extiende desde la superficie de la tierra hasta la tropopausa, se caracteriza por un
gradiente negativo de temperatura con la altura, vientos verticales considerables, mayor
almacenamiento de vapor de aire en la atmósfera y en ella se presentan todos los fenómenos
del estado atmosférico que son de interés para los hidrólogos. La estratosfera es una capa
relativamente isoterma que se extiende desde la tropopausa hasta 20 o 25 km (12 a 16 mi), a
partir de la cual la temperatura aumenta con la altura.
Debido a su localización cerca de la tropopausa, la cual es curva hacia abajo en dirección
de los polos, las corrientes jet se encuentran donde el gradiente de temperatura horizontal se
invierte. En las corrientes jet de dirección occidental que se presentan en el hemisferio norte
se encuentra aire caliente al sur por debajo del nivel del núcleo de la corriente y hacia el norte
por encima del mismo. Lo opuesto ocurre con las corrientes de dirección este. Con frecuencia'
las corrientes jet parecen producir un corte o una discontinuidad en la tropopausa, y se cree
que se produce una transferencia de aire frío estratosférico a la troposfera a través de la
brecha. .
3
o -5~o
10
14 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
60
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60 30
Latitud norte. grados
OL------L-- L-- --'O
90 O
FIGURA 2·5
Sección vertical. de norte a sur. de las velocidades promedios del viento. en metros por segundo (millas por hora).
para los componentes de los vientos del oeste en el hemisferio norte durante el invierno. (Los valores negativos
indican una componente del este.) El centro de velocidades máximas marca la localización de la corriente jet.
Las corrientes jet aparentemente producen el mecanismo para generar los sistemas de
presión cerca de la superficie que determinan el tiempo ·atmosférico. La convergencia y
divergencia del aire que entrao sale de los centros de máxima velocidad de la corriente jet
producen adición o remoción de aire de la capa de la corriente, efecto que debe ser
compensado por una acción opuesta. Este aire es tomado o adicionado de las capas que se
encuentran debajo del nivel de las corrientes jet, donde la estructura térmica es más favorable
a los movimientos verticales. Por lo tanto, la convergencia de aire al nivel de las corrientes jet
da como resultado un amontonamiento de aire que se refleja en forma de alta de presión,
mientras en la superficie se produce la divergencia correspondiente. De una manera similar la
divergencia al nivel de la corriente jet produce remoción de aire de esta capa compensada por
una disminución en la presión y convergencia en la superficie. Paradójicamente, un sistema
de baja presión en la superficie produce la energía para las corrientes jet. No obstante, las
investigaciones no han encontrado cuál es la causa; aun cuando se puede decir que siempre
existe una corriente jet asociada con cualquier tormenta mayor de carácter general [5], hay
corrientes jet que no están relacionadas con tormentas.
Hay varios tipos de corrientes jet. Una descripción detallada de los factores meteorológi-
cos asociados con las diferentes corrientes jet está fuera de los propósitos de este texto, pero
se puede obtener en yarios de los libros mencionados en la bibliografía. En la figura 2-7 se
presenta la localización promedio de la corriente jet troposférica para el hemisferio norte en el
mes de enero.
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 15
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60 30
Latitud, grados
FIGURA 2-6
Sección vertical, de norte asur, de la temperatura promedio, en grados centígrados (y Fahrenheit), en el hemisferio
norte, durante el invierno. La tropopausa define el límite entre la troposfera, en donde la temperatura decrece con la
altura, y la estratosfera, la cual es relativamente isotérmica. La J indica la posición promedio de la corriente Jet.
(Adaptado del libro de H. Riehl, "Introduction to the Atmosphere.". 2 ed., 1972, McGraw Hill Book Company.
Usado con permiso de Mc-Graw Hill Book Company.)
2-8 Efectos de la distribución de continentes y océanos
El flujo horizontal de aire en cualquier capa de la atmósfera siempre tiene una componente
dirigida hacia lugares de menor presión. Por lo tanto, las masas de aire que convergen en la
capa superficial, en el ecuador y cerca de los 600 de latitud, como lo indica la circulación
idealizada de la fig. 2-4, implican bandas de baja presión en estas latitudes. De manera
similar, se esperan bandas de presióri alta a los 300 de latitud y en los polos.
La circulación idealizada y la distribución simple de presiones que ella implica son
distorsionadas (figs. 2-8 y 2-9) grandemente por diferencias en los calores específicos, la
reflectividad, las características de mezcla del agua y la tierra, y por la existencia de barreras
al flujo de aire. En las masas de agua, debido a fenómenos de mezcla, se distribuyen a lo largo
de grandes profundidades pérdidas y ganancias de calor, mientras que la superficie de los
continentes es afectada solamente en una capa delgada. A consecuencia de esto las diferen-
cias de temperatura son más marcadas en la tierra que en las grandes masas de agua. Esta
condición se ve aumentada por el bajo calor específico de los suelos y su gran albedo;
especialmente durante el invierno, cuando la cobertura de nieve refleja al espacio la mayor
parte de la radiación incidente. Durante el invierno existe la tendencia de acumulación de aire
denso y frío sobre masas de tierra y de aire caliente sobre los océanos. En el verano la
situación se invierte.
16 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
FIGURA 2-7
Localización promedio, en el hemisferio norte, de las corrientes jet troposféricas y su velocidad promedio, en millas
por hora, para enero. (Tomado de J. Namias y P.F. Clapp, "Confluence Theory of the High Tropospheric Jet
Stream", J. Meteorol., Vol. 6, pp. 330-336,
octubre de 1949. Usado con permiso de la de la American
Meteorological Society).
Los esquemas de presión y viento de las figs.2-8 y 2-9 muestran el efecto de la rotación
del plañiea, la distribución de continentes y océanos, y los cambios estacionales. Muestran
también que los vientos soplan en la dirección de las manecillas del reloj alrededor de los
centros de alta presión y en la dirección contraria a las manecillas del reloj alrededor de los
centros de baja presión para el hemisferio norte y viceversa en el hemisferio sur.
2-9 Sistemas migratorios
Las características semipermanentes de la circulación general, o promedio, (figs. 2-8 y 2-9)
son estadísticas y en cualquier instante pueden ser distorsionadas o desplazadas por sistemas
transitorios o migratorios. Las características de los sistemas sernipermanentes y transitorios
se han clasificado como ciclones y anticiclones. Un ciclón es un área más o menos circular
de baja presión atmosférica en la cual los vientos soplan en el sentido contrario a las
manecillas del reloj en el hemisferio norte. Los ciclones tropicales se forman a bajas
latitudes y pueden convertirse en huracanes, o tifones, con vientos que sobrepasan los 33
m/seg (120 km/hr 075 mi/hr) cubriendo áreas hasta de 300 km (200 mi) de diámetro. Los
ciclones extratropicales se forman normalmente en las fronteras entre masas de aire
caliente y frío. Estos ciclones suelen ser más grandes que los ciclones tropicales y pueden
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOOIA 17
FIGURA 2-8
Presión promedio en el mes de enero al nivel del mar, en milibares, y vientos predominantes. (Tomado del libro de
V.C. Finch, G.T. Trewartha, A.H. Robinson, y E.H. Harnmond, "Physical Elements ofGeography", 4th ed.,
1957, McGraw Hill Company. Usado con permiso de la McGraw Hill Company .) H indica centros de alta presión
y L centros de baja presión.
FIGURA 2-9
Presión promedio en el mes de julio al nivel del mar, en milibares, y vientos predominantes. (Tomado del libro de
V.C. Finch, G.T. Trewartha, A.H. Robinson, y E.H. Harnmond. "Phisical Elements of Geography" , 4th ed.,
1957, McGraw Hill Company. Usado con permiso de la McGraw Hill Company.) H indica centros de alta presión
y L centros de baja presión.
18 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
1200 900 600
FIGURA 2-10
Caminos principales de los ciclones al nivel del mar en el hemisferio norte en el mes de enero. Las líneas sólidas
muestran los caminos más frecuentes y bien definidos; las líneas punteadas caminos menos frecuentes y menos
definidos. Las regiones preferidas para el génesis de los ciclones se indican donde comienzan los caminos; las puntas
de flecha terminan donde la frecuencia de ciclones está en un mínimo local. (Tomado de W.H. Klein, "Principal
Tracks and Meand Frequencies ofCyclones and Anticyclones in the Northern Hernisphere". U.S. Wather Bur. Res.
Pa. 40. 1957.)
producir precipitación sobre áreas de varios miles de kilómetros cuadrados. Las figs 2-10 Y
2-11 muestran los caminos seguidos por ciclones y tormentas durante los meses de enero y
julio, respectivamente, en el hemisferio norte. Un anticiclón es un área de presión
relativamente alta en la cual el viento tiende soplar como una espiral en expansión en el
sentido de las rnanencillas del reloj en el hemisferio norte. Mayores detalles sobre la
circulación general y la estructura de ciclones y anticiclones pueden encontrarse en textos de
meteorología.
2·10 Frentes
Una superficie frontal es el límite o frontera entre dos masas adyacentes de aire con
diferentes temperaturas y contenidos de humedad. Las' 'superficies" frontales son realmente
capas o zonas de transición. Sin embargo, con relación a las dimensiones de las masas de aire
su espesor es pequeño. La línea de intersección de una superficie frontal con el suelo se llama
frente de superficie. Un frente de aire alto se forma por la intersección de dos
superficies frontales y por lo tanto marca la frontera entre tres masas de aire. Si las masas de
aire están en movimiento, de tal manera que el aire caliente desplace la masa de aire frío, se
obtiene un frente caliente; de manera similar, en un frente frío una masa de aire frío
desplaza una de aire caliente. Si el frente no se mueve se llama frente estacionario.
En la fig. 2-12 se muestra la historia de la vida de un ciclón extratropical típico. Por
razones que todavía se desconocen, pero frecuentemente con la influencia de las corrientes
jet. se genera una onda en la frontera entre las dos masas de aire (fig. 2-12 B). Bajo
condiciones de estabilidad dinámica, la onda se mueve a lo largo del frente con poco cambio
r EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 19
150 E
180
120 O 90 O
30E
FIGURA 2·11
Caminos principales de los ciclones al nivel del mar en el hemisferio norte en el mes de julio. (Ver descripción de la
fig. 2-10). (Tomado de W.H. Klein, "Principal Tracks and Meand Frequencies ofCyclones and Anticyclones in the
Nothern Hemisphere", U.S., Weather Bur. Res. Papo 40, 1957.)
en la forma y con muy poca o ninguna precipitación. Si la onda es inestable, yen particular
cuando existe una corriente jet por encima, la perturbación progresa a través de las sucesivas
etapas de la fig. 2-12. En la etapa e el ciclón se fortalece y presenta un sector caliente bien
definido. El aire caliente en este sector es empujado hacia arriba a lo largo de la superficie
frontal, causando precipitación adelante del frente de superficie. Al mismo tiempo, la cuña
de aire frío avanza por detrás del frente fto levantando el aire caliente y causando lluvia
convectiva detrás del frente frío. En el sector caliente ocurren con frecuencia lluvias
esporádicas.
Los frentes fríos se mueven a mayor velocidad que los frentes calientes y normalmente los
alcanzan (fig. 2-12 D, E). Este proceso se llama oclusión, y la superficie frontal resultante
se denomina frente ocluido. En la figura 2-13 se ilustra el patrón de nubes asociado con un
sistema en proceso de oclusión, mostrándose al mismo tiempo la posición de la corriente jet
en relación al patrón de nubes y la posición del frente oclusivo. A medida que el proceso de
oclusión continúa, el sector caliente es desplazado del centro del ciclón (fig. 2-12 E), el cual
se separa eventualmente de la masa de aire caliente necesaria para mantener su energía. El
aire frío remplaza al caliente, se llena el centro y desaparece el frente ocluido. Sin embargo,
se puede formar un nuevo núcleo de ciclón en el sector caliente que queda. El tiempo
transcurrido entre el desarrollo inicial de la onda y la oclusión completa es usualmente del
orden de 3 a 4 días.
TEMPERATURA
2·11 Medición de la temperatura
Con el fin de medir correctamente la temperatura del aire, los termómetros deben colocarse
en sitios donde la circulación de aire no se obstruya, y al mismo tiempo donde estén
20 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
FIGURA 2-12
Ciclo de vida de un ciclón frontal en el hemisferio norte: (A) superficie frontal entre masas de aire frío y
caliente; (8) principio de formación de una ola; (e) circulación ciclónica y desarrollo de la ola; (D) el
frente frío que se desplaza a mayor velocidad persigue el frente cálido y reduce el sector cálido; (E) el
sector cálido es eliminado y el ciclón comienza a disiparse. (U.S. National Weather Service.)
protegidos de los rayos directos del sol y de la precipitación. En los Estados Unidos los
termómetros se colocan en cubiertas protectoras de instrumentos blancas, de madera y
con persianas o rejillas de ventilación (fig. 2-14) a través de las cuales el aire pueda moverse
fácilmente. La localización de las cubiertas protectoras debe ser típica del área para la cuallas
temperaturas medidas se consideren representativas. Debido a la existencia de fuentes
gradientes de temperatura casi a ras de tierra, todas las cubiertas protectoras deben ser
colocadas aproximadamente a la misma altura sobre la superficie para poder c<,>mparar
las
temperaturas registradas. En los Estados Unidos las cubiertas se colocan a 1,40(41 ft) por
encima del suelo.
En los Estados Unidos hay cerca de 6.000 estaciones que registran medidas oficiales de
temperatura. A excepción de unos pocos centenares de estaciones equipadas para obtener
lecturas continuas u horarias, la mayoría toman observaciones diarias, a saber: las temperatu-
ras instantáneas, máxima y mínima. Un termómetro de mínimos, del tipo de alcohol en
recipiente de vidrio, tiene un indicador que permanece a la menor temperatura que se produjo
desde que se colocó por última vez. El termómetro de máximos tiene una contracción
cerca del recipiente de mercurio que impide que el mercurio regrese al recipiente cuando la
temperatura disminuye, registrando de esta manera la máxima temperatura del día. Un
termógrafo es un elemento termométrico, que puede estar constituido por una cinta
bimetálica o por tubos de metal llenos de alcoholo mercurio, y el cual hace un registro
automático en una cinta de papel. Hay otros instrumentos que se utilizan para fines especiales
como los termómetros de resistencia eléctrica, pares termoeléctricos, termómetros de ampo-
lla de gas, etc. Los termómetros de resistencia eléctrica, por ejemplo, se utilizan con
frecuencia para medir la temperatura a grandes alturas, y también en higrómetros de punto de
rocío, los cuales se describen brevemente en la sección 2-18.
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 21
FIGURA 2-13
Ilustración idealizada para mostrar la relación entre la corriente jet y un sistema en proceso de oclusión
en la superficie. Nótese que la corriente jet se encuentra sobre la separaciónentre el sistema de nubes de
celdas abiertas y el de celdas cerradas, ycruza el frente ocluso por encima de la celda de los frentes fríos
y caliente. <U.S. National Environmental Sateleite Center.)
2-12 Terminología
Para evitar el empleo erróneo de los datos de temperatura es necesario conocer la terminolo-
gía y los métodos de cálculo que se utilizan. Los términos promedio, media y normal son
promedios aritméticos. Los primeros se emplean indistintamente, pero normal [6] se utiliza
como patrón de comparación; es el valor promedio para una fecha, mes, estación o año, en un
período específico de 30 años (1941 a 1970 para un estudio en 1974). Los proyectos exigen
calcular de nuevo cada década los valores normales de 30 años, descartando los 10 primeros
años y añadiendo los 10 más recientes.
La temperatura promedio diaria se puede calcular por varios métos [7]'Elmétodo
práctico más preciso es el de tomar el promedio de las temperaturas horarias. Resultados con
presición aceptable se pueden obtener promediando observaciones cada 3 Ó 6 horas, aún
cuando pueden registrarse errores aleatorios de alguna importancia para días particulares con
22 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
FIGURA 2-14
Cubierta protectora de instrumentos con termómetros
para máximos y mínimos. (V.S. National Weather
Service .)
. vanaciones irregulares, especialmente para observaciones efectuadas cada 6 horas. En
algunos países las observaciones climatológicas se hacen a horas seleccionadas, (usualmente
tres veces al día, por la mañana, al medio día y por la tarde), de tal manera que permitan el
cálculo de los promedios diarios aplicando una fórmula que da el promedio diario como una
función lineal de los valores observados, y con constantes que dependen del número de
observaciones, la época del año y la localización de la estación.
En los Estados Unidos latemperatura media diaria es el promedio de las temperatu-
ras máxima y mínima diaria, lo cual da un valor inferior en un grado al verdadero promedio
diario. Las observaciones de temperatura una vez al día se hacen generalmente a las siete de la
mañana o a las cinco de la tarde. Las temperaturas se publican como medidas en la fecha de
lectura, aunque el máximo y el mínimo pueden haber ocurrido durante el día anterior. Las
temperaturas promedio calculadas a partir de lecturas hechas al anochecer, tienden a ser un
poco mayores que aquellas calculadas a partir de lecturas hechas a la media noche. Las
lecturas matutinas arrojan temperaturas medias con un sesgo negativo pero con una diferen-
cia menor que la de las lecturas vespertinas. El máximo error en la temperatura promedio,
debido a cambios arbitrarios en el tiempo de observación [8 J, varía con el sitio y la estación,
y puede exceder 1,6°C (3°F).
La temperatura diaria normal es el promedio de la temperatura media diaria de una
fecha dada, calculada para un período específico de 30 años. El rango diario, o fluctua-
ción diaria de temperatura, es la diferencia entre las temperaturas más alta y más baja
registrada en un día dado. La temperatura promedio mensual es el promedio de las
temperaturas medias mensuales máximas y mínimas. La temperatura promedio anual es
el promedio de las temperaturas promedio mensuales para ese año.
El grado día es una diferencia de un grado en un día entre la temperatura media diaria y
una temperatura de referencia. En los cálculos de la fusión de la nieve, el número de
grados-día para un día es igual a la temperatura media diaria menos la temperatura de
referencia, tomando todas las diferencias negativas iguales a cero. El número de grados día
en un mes o en algún otro intervalo de tiempo es la suma total de los valores diarios. Los
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 23
valores de grados-día publicados se emplean para fines de calefacción y enfriamiento y están
basados en diferencias por debajo y por encima de lSoC (65°F).
2·13 Gradiente de temperatura
El gradiente vertical de temperatura es la variación de temperatura con la altura en una
atmósfera libre. El gradiente medio de temperatura corresponde a una disminución de cerca
de 0,7°e por cada 100 m (3,SOF por cada 1.000 ft) de aumento en altura. Las mayores
variaciones en el gradiente vertical se encuentran en la capa de aire inmediata a la superficie
del terreno. La tierra irradia energía térmica al espacio en forma relativamente constante, en
función de su temperatura absoluta, en grados Kelvin.* Durante la noche la radiación
incidente es inferior a la emitida; tanto la temperatura de la supefflCiecomo la del aire en
contacto con ella disminuyen. El enfriamiento de la superficie produce a veces un incremento
en temperatura con la altura, o una inversión de temperatura en la capa superficial. Esto
ocurre generalmente en noches claras, de calma, debido a la poca mezcla turbulenta del aire y
a que la falta de nubes permite el escape de radiación sin obstáculos. Las inversiones de
temperatura también pueden observarse a una altura considerable cuando una corriente de
aire caliente invade una masa de aire más frío.
Durante eldía los gradientes tienden a ser más pronunciados por la temperatura relativa-
mente-aitadeIaIre en contacto con la superficie. Este calentamiento diurno generalmente,
elimina las inversiones de temperatura formadas durante la noche en las primeras horas de la
mañana. Al continuar el calentamiento de la superficie, el gradiente de temperatura de las
capas inferiores de aire, aumenta hasta alcanzar el gradiente adiabático seco (loe por
cada 100m, o 5,4°Fporcada 1.000ft), definido como el gradiente de temperatura que resulta
de una comprensión o expansión de aire no saturado, cuando un volumen del mismo sube
(disminuyendo la presión) o desciende (aumentado la presión) sin ganar ni perder calor.
El aire con un gradiente vertical de temperatura adiabático seco se mezcla fácilmente,
mientras que una inversión de temperatura representa una condición estable en la cual aire
liviano caliente reposa sobre aire frío de mayor densidad. En condiciones óptimas para el
calentamiento de la superficie, las capas de aire en contacto con ella puden elevar su
temperatura lo suficiente para que el gradiente vertical de las capas inferiores exceda el
gradiente adiabático seco; el gradiente es entonces
superadiabático. Esta es una condición
inestable puesto que un volumen de aire que se eleve siguiendo un proceso adiabático seco
permanece a mayor temperatura y más liviano que el aire circulante y poi lo tanto continúa
con tendencia a subir.
Si un volumen de aire saturado se eleva adiabáticamente, disminuirá su temperatura y
parte del vapor de agua se condensará liberando calor latente de vaporización. Esta energía
calórica disminuye el gradiente de enfriamiento para el volumen de aire ascendente. Por esto,
el gradiente adiabático saturado es menor que el adiabático seco y varía de manera
inversa al contenido de vapor y a la temperatura del aire. El gradiente adiabático saturado
tiene un valor promedio, para las capas inferiores y a temperaturas por encima del punto de
congelación, aproximadamente igual a la mitad del gradiente adiabático seco. A temperatu-
ras muy bajas o a grandes altitudes hay muy poca diferencia entre los dos gradientes debido a
las pequeñas cantidades de vapor de agua disponible.
Si la humedad del aire ascendente se precipita al condensarse, la temperatura del aire
descenderá con un gradiente seudo adiabático, que difiere muy poco de un gradiente
* En meteorología la temperatura absoluta se mide en grados Kelvin.
24 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
Conversión de temperaturas
-60 -30 o 30 60 90°F
~+-H+HII I ¡ I +-i
-51 -34 -18 --1 16 32 oc
FIGURA 2·15
Temperatura promedio en enero. en grados Fahrentheit. (Tomado del libro de Arthur N. Strahler,
"Introduction to Physical Geography", 2d. ed.• p. 64, 1965, 1970, John Wl1ey & Sonso Inc.
Reproducción con permiso.)
adiabático saturado. En realidad el proceso no es estrictamente adiabático, pues la precipita-
ción al caer, lleva consigo calor. Una capa de aire saturado que posee un gradiente vertical de
temperatura adiabático saturado o seudo adiabático se encuentra en una condición de
equilibrio neutro. Si el gradiente de una masa de aire es menor que el gradiente adiabático
saturado o que el seudo adibático, el aire es estable; de lo contrario es inestable.
2-14 Distribución geográfica de la temperatura
En general la temperatura del aire en la superficie tiende a ser mayor en latitudes bajas y
disminuye en dirección de los polos. No obstante, esta tendencia se ve distorsionada por la
influencia de las masas de tierra yagua, la topografía y la vegetación. En el interior de
grandes islas y continentes, las temperaturas son más altas durante el verano y menores
durante el invierno si se comparan con las temperaturas en las zonas costeras de las misma
latitud. Las temperaturas en sitios elevados son inferiores a las de los niveles bajos y las
vertientes meridionales tienen temperaturas más elevadas que las vertientes septentrionales.
La disminución promedio de la temperatura del aire en contacto con la tierra varía entre 1 y
loe por cada 100 m de altura (3 a SOF por 1.000 ft). Las áreas boscosas presentan valores
mínimos más elevados y máximos más bajos que en las zonas desérticas. La temperatura
promedio en un área boscosa puede ser 1 o 2°e (2 a 4°F) más baja que la temperatura en
campo abierto en condiciones similares; la diferencia aumenta durante el verano.
El calor producido por una gran ciudad, que puede ser aproximadamente igual a la tercera
parte de la radiación solar incidente, produce distorsiones locales en el patrón de temperatu-
ras registradas. De ahí la razón por la cual las temperaturas en las ciudades pueden no ser
EL TIEMPO ATMOSFERICO y LA HIDROLOGIA 25
Conversión de temperaturas
lO 40 70 lOO -r
I I , I
Hl t'! ¡ ¡ I t!
i . i
124 ;>1 38°l
FIGURA 2·16
Temperatura promedio en julio, en grados Fahrenheit. Cromado del libro de Arthur N. Strahler,
"Jntroduction to Physical Geography", 2d ed., p. 64. 1965. 1970. John Wiley & SOlls-.-Illc.
Reproducción con permíso.)
representativas de las regiones vecinas. El promedio anual de temperatura para ciudades es
aproximadamente 1,0oC (2°F) más alta que para las regiones vecinas; la mayor parte de esta
diferencia se debe a los valores más elevados de la temperatura mínima diaria en las ciudades.
Al comparar las temperaturas entre las ciudades y el campo hay que tener en cuenta las
diferencias en exposición de los termómetros. En las ciudades los instrumentos se localizan
frecuentemente en los techos de las casas. En noches claras y calmadas, cuando el enfria-
miento por radiación es particularmente efectivo, la temperatura en la superficie puede llegar
a ser hasta goC (l5°F) más fría que la temperatura a 30 m (100 ft) de altura. En noches
nubladas y con vientos se puede observar una diferencia menor en sentido opuesto. Los
valores máximos diarios tienden a ser menores en los tejados que en la superficie del terreno.
En general la temperatura promedio registrada sobre tejados es un poco menor que la
correspondiente en la superficie.
2-15 Variaciones periódicas de temperatura
En las regiones continentales, los puntos más cálidos y fríos del ciclo anual de temperaturas
van retrasados un mes con respecto a los solsticios. En los Estados Unidos, enero es
generalmente el mes másfrío y julio el más caluroso. En estaciones oceánicas el retraso es de
cerca de 2 meses, y la diferencia de temperatura entre el mes más frío y el más cálido es
mucho mellar.
La variación diaria de temperatura va ligeramente retrasada respecto a la variación diaria
de la radiación solar. La temperatura comienza a aumentar poco después de la salida del sol, y
alcanza su máximo de 1 a 3 horas (media hora en las estaciones oceánicas) después de
alcanzar el sol su máxima altitud, el cenit, y disminuye durante la noche hasta la salida del sol
26 HIDROLOGIA PARA INGENIEROS
cuando se presenta el valor mínimo. La fluctuación diaria de temperatura se Veafectada por
las condiciones del cielo. En días nublados la temperatura máxima es menor debido a la
reducción en radiación incidente en la superficie. El mínimo es más elevado debido a la
disminución en la radiación neta emitida. La fluctuación diaria es también menor sobre los
océanos.
HUMEDAD
2·16 Propiedades del vapor de agua
El proceso por el cual agua en estado líquido se convierte en vapor se llama evaporación.
Las moléculas de agua que poseen suficiente energía cinética para vencer las fuerzas de
atracción que tienden a retenerlas dentro de la masa líquida son proyectadas a través de la
superficie de agua. Como la energía cinética aumenta y la tensión superficial disminuye al
aumentar la temperatura del agua, la evaporación aumenta al incrementarse la temperatura.
Las moléculas pueden desprenderse de superficies de nieve o hielo de la misma manera que lo
hacen de superficies líquidas. El proceso por medio del cual un sólido es transformado
directamente al estado gaseoso, y viceversa, se llama sublimación.
En cualquier mezcla de gases, cada gas ejerce una presión parcial independiente de los
otros gases. La presión parcial ejercida por el vapor del agua se denomina presión de
vapor. Si todo el vapor de agua de una muestra de aire húmedo con presión iniciar p
contenido en un recipiente cerrado se remueve, la presión final p' del aire seco será inferior a
p. La presión de vapor e sería la diferencia entre las presiones ejercidas por el aire húmedo y
el aire seco o p - p' .
Prácticamente, la máxima cantidad de vapor de agua que puede existir en un espacio dado
es una función de la temperatura y es independiente de la coexistencia entre otros gases.
Cuando un espacio dado contiene la máxima cantidad de vapor de agua para una temperatura
determinada, se dice que el espacio está saturado. La muy común expresión' 'el aire está
saturado" no es estrictamente correcta. La presión ejercida por el vapor de agua en un espacio
saturado se llama presión de vapor de saturación, la cual es, para fines prácticos, la
máxima presión de vapor posible a una temperatura dada (Apéndice, tablas B-9 y B-IO).
El proceso por el cual el vapor