ecohidrología

1. CAPÍTULO 1:
INTRODUCCIÓN
"A menos que los ríos menores se les permite reafirmar
su función natural como exportadores de sal en el
océano,
las tierras productivas de hoy en día llegarán a ser la
sal incrustada y estéril."
Arthur F. Pillsbury (1981)
Este electrónicos libro se ocupa de los principios de la ciencia hidrológica y su aplicación
a la solución de, hidrológico, y los problemas de ingeniería hidráulica de los recursos
hídricos, incluyendo las cuestiones ambientales relacionadas con el agua.
Este capítulo introductorio se divide en seis secciones. Sección 1.1 define la hidrología y
la ingeniería de la hidrología. Sección 1.2 describe el ciclo hidrológico, un principio
fundamental de la ciencia hidrológica. Sección 1.3 se describen los conceptos
estrechamente relacionados de captación y el presupuesto hidrológico. Sección 1.4 se
explica el uso del conocimiento hidrológico en la solución de los problemas típicos de la
ingeniería hidráulica e hidrológica. Sección 1.5 elabora sobre los diversos enfoques
utilizados para resolver problemas de ingeniería de la hidrología. Sección 1.6 discute la
escorrentía superficial, hidrología de avenidas, y la escala de cuenca. El concepto de
escala de cuenca se utiliza en este libro para desarrollar un marco para el estudio de los
modelos hidrológicos, métodos y técnicas.
1.1 DEFINICIÓN DE INGENIERÍA DE HIDROLOGÍA
[Ciclo hidrológico] [Presupuesto de Captación] [Usos] [enfoques] [Flood y
Escala] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio]
La hidrología es una de las ciencias de la tierra. Se estudia las aguas de
la tierra, su sus propiedades químicas y físicas ocurrencia, circulación y
distribución, y su relación con los seres vivos. Hidrología abarca la
hidrología de las aguas superficiales y las aguas subterráneas
hidrología; este último, sin embargo, se considera que es un tema en sí
mismo. Otras ciencias de la tierra relacionados incluyen climatología,

2. meteorología, geología, geomorfología, sedimentología, la geografía, y la
oceanografía.
la hidrología de ingeniería es una ciencia aplicada tierra. Utiliza principios
hidrológicos en la solución de problemas de ingeniería derivados de la
explotación humana de los recursos hídricos de la Tierra. En su sentido
más amplio, la hidrología de ingeniería busca establecer las relaciones
que definen la variabilidad espacial, temporal, estacional, anual, regional
o geográfica de agua, con el objetivo de valorar los riesgos sociales que
intervienen en dimensionamiento de las estructuras y sistemas
hidráulicos.
1.2 El ciclo hidrológico
[Captación presupuesto] [Usos] [enfoques] [Flood y
Escala] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición]
El ciclo hidrológico describe el transporte de recirculación continua de las
aguas de la tierra, vinculando la atmósfera, la tierra y los océanos. El
proceso es bastante complejo, que contiene muchos subciclos. Para
explicarlo brevemente, el agua se evapora de la superficie del océano,
impulsado por la energía del sol, y se une a la atmósfera, moviéndose
hacia el interior. Una vez en el interior, las condiciones atmosféricas
actúan para condensar y precipitar el agua sobre la superficie de la tierra,
donde, impulsada por las fuerzas gravitacionales, vuelve al océano a
través de los arroyos y ríos.
La Figura 1-1 muestra una representación gráfica del ciclo
hidrológico. Una vista esquemática, incluyendo la interacción entre las
diversas fases y los elementos de retención de agua, se muestra en la
Fig. 1-2 [2]. Este esquema incluye todos los procesos físicos
relacionados con la hidrología de ingeniería. fases de precipitación y otro
líquido de transporte están representadas por flechas rectas, mientras
que las fases de evaporación y otro vapor de transporte están
representadas por flechas onduladas.

3. Fig. 1-1 El ciclo hidrológico.

4. Fig. 1.2 Vista esquemática del ciclo hidrológico (con permiso de "Dynamic Hidrología,"
PS Eagleson, 1970, Mc Graw-Hill-[2]).
Los elementos de retención de agua del ciclo hidrológico son:
1. atmósfera
2. Vegetación
3. La capa de nieve y los casquetes polares
4. la superficie terrestre
5. Suelo

5. 6. Arroyos, lagos y ríos
7. Los acuíferos
8. Océanos.
Las fases de transporte de líquido del ciclo hidrológico son:
1. La precipitación de la atmósfera sobre la superficie de la tierra
2. Escurrimiento de la vegetación sobre la superficie de la tierra
3. Derretir de la nieve y el hielo sobre la superficie de la tierra
4. La escorrentía superficial de la superficie de la tierra a los arroyos,
lagos y ríos y de los arroyos, lagos, ríos y océanos
5. La infiltración de la superficie de la tierra a la tierra
6. Exfiltración del suelo a la superficie terrestre
7. Flujo interno del suelo a arroyos, lagos y ríos y viceversa
8. Percolación del suelo a los acuíferos
9. el ascenso capilar de los acuíferos para el suelo
10. flujo de agua subterránea de los arroyos, lagos, ríos y
acuíferos y viceversa, y de los acuíferos con los océanos y
viceversa.
Las fases de vapor-transporte del ciclo hidrológico son:
1. La evaporación de la superficie de la tierra, arroyos, lagos, ríos y
océanos a la atmósfera
2. Evapotranspiración de la vegetación a la atmósfera
3. La sublimación de la capa de nieve y capas de hielo a la atmósfera
4. la difusión del vapor del suelo a la superficie terrestre.
1.3 LA CAPTACIÓN Y SU PRESUPUESTO
[Usos] [enfoques] [Flood y
Escala] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo
Hidrológico]
Una de captación es una porción de la superficie de la tierra que recoge
la escorrentía y la concentra en su punto más aguas abajo, se refiere
como la salida de captación (Fig. 1-3). La escorrentía se concentra por
una cuenca fluye ya sea en una cuenca más grande o en el océano. El

6. lugar donde una corriente entra en una corriente o cuerpo de agua más
grande se conoce como la boca .
Fig. 1-3 La cuenca alta del río Parramatta, Nueva Gales del Sur, Australia.
En la práctica hidrológica de Estados Unidos, los términos de cuencas y
cuencas se utilizan comúnmente para referirse a las cuencas. En
general, las cuencas hidrográficas se utiliza para describir una pequeña
cuenca (cuenca del arroyo), mientras que la cuenca está reservado para
las grandes cuencas hidrográficas (cuencas). En este libro, la palabra de
captación se utiliza sin una connotación específica de la escala, mientras
que el uso de las palabras de cuencas y cuencas sigue la práctica
establecida.
La interpretación del ciclo hidrológico dentro de los límites de una cuenca
conduce al concepto de presupuesto hidrológico. El presupuesto
hidrológica se refiere a una rendición de cuentas de las diferentes fases
de transporte del ciclo hidrológico dentro de una cuenca, con el objetivo
de determinar sus magnitudes relativas. La siguiente es una ecuación de
balance hídrico que tiene en cuenta tanto las aguas superficiales y las
aguas subterráneas:
Δ S = P - ( E + T + G + Q ) (1-1)

7. en el que Delta S = cambio en el almacenamiento, P = precipitación, E =
evaporación, T = evapotranspiración, G salida = aguas subterráneas,
y Q = escorrentía superficial. Dentro de un lapso de tiempo determinado,
el cambio en el volumen de agua que queda en el almacenamiento en
una cuenca es la diferencia entre la precipitación y la suma de la
evaporación, evapotranspiración, la salida de las aguas subterráneas, y
la escorrentía superficial.
En la práctica hidrológica, los términos de la ecuación. 1-1 se expresan
en unidades de la profundidad del agua, es decir, un volumen de agua
distribuida uniformemente sobre la zona de captación. En condiciones de
equilibrio, Δ S = 0, y la ecuación. Se reduce a 1-1 (figura 1-4.):
P = E + T + G + Q (1-2)
Fig. 1-4 Un presupuesto hidrológico que tenga en cuenta tanto las aguas superficiales
y subterráneas.
Una ecuación de balance hidrológico que considera el agua que en la
superficie es:
Δ S = P - ( E + T + I + Q ) (1-3)

8. en la que yo = infiltración, y todos los demás términos han sido ya
definido. Dentro de un lapso de tiempo determinado, en condiciones de
equilibrio, la ecuación. Se reduce a 1-3 (figura 1-5.):
P = E + T + I + Q (1-4)
Fig. 1-5 Un presupuesto hidrológico que sólo tiene en cuenta las aguas superficiales.
Tenga en cuenta que puede haber un doble conteo en la ecuación. 1-4,
debido a la infiltración puede convertir en evaporación a través de los
lagos y humedales, en la evapotranspiración a través de la vegetación, y
en escorrentía superficial (flujo de base) a través de la exfiltración.
Ecuación 1-4 se expresa a menudo en forma reducida:
Q = P - L (1-5)
en la que L = pérdidas, o abstracciones hidrológicas, igual a la suma de
evaporación E , la evapotranspiración T , y la infiltración I . La ecuación
1-5 establece que el escurrimiento es igual a la precipitación menos la
suma de todas las pérdidas. Este concepto es la base de muchos
métodos prácticos de la escorrentía de cálculo (capítulos 4 y 5).
1.4 USOS DE INGENIERÍA DE HIDROLOGÍA

9. [Enfoques] [Flood y Escala] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo
Hidrológico] [Captación presupuesto]
hidrología Ingeniería pretende responder a las preguntas del siguiente
tipo:
 ¿Cuál es la avenida máxima probable en un sitio de presa
propuesta o existente (Fig. 1-6)?
 ¿De qué manera el rendimiento hídrico de una cuenca varían de
una estación a otra, y de año en año?
 ¿Cuál es la relación entre los recursos hídricos superficiales y
subterráneas de una captación?
 Al evaluar las características de bajo flujo, qué nivel de flujo se
puede esperar que se supere el 90 por ciento de las veces?
 Dada la variabilidad natural de los caudales, lo que es el tamaño
adecuado de un depósito de almacenamiento dentro de la
corriente?
 Lo que se necesita hardware hidrológico (por ejemplo, sensores de
lluvia) y el software (modelos de computadora) para la predicción
de crecidas en tiempo real?
En la búsqueda de respuestas a estas preguntas, la hidrología de
ingeniería utiliza el análisis y medición. análisis hidrológico tiene como
objetivo desarrollar una metodología para cuantificar una determinada
fase o fases del ciclo hidrológico, por ejemplo, la precipitación, infiltración
o escurrimiento superficial. La técnica del hidrograma unitario (Capítulo 5)
es un buen ejemplo de un método probado por el tiempo de análisis
hidrológico. Las mediciones de campo, tales como flujo de aforo del
complemento (Capítulo 3) y verificar el análisis. Los métodos
estadísticos, por ejemplo, la regresión lineal (Capítulo 7), complementan
el análisis y / o medición hidrológica.
En general, el ingeniero hidrológico está interesada en la descripción de
cualquiera de caudales o volúmenes, incluyendo las características
espaciales, temporales, estacionales, anuales, regional, o la variabilidad
geográfica. Las velocidades de flujo (descargas) se expresan
comúnmente en metros cúbicos por segundo o pies cúbicos por
segundo; volúmenes se expresan en metros cúbicos, hectómetros

10. cúbicos (1 hectómetro es igual a 1 millón de metros cúbicos), o acre-
pie. En la hidrología de ingeniería, los volúmenes se expresan a menudo
en unidades de profundidad (milímetros, centímetros o pulgadas), la
intención de representar a una profundidad de agua uniforme en toda la
zona de captación.
Fig. 1-6 Aliviadero de emergencia en la Presa de Oroville, California del Norte.
1.5 ENFOQUES DE INGENIERÍA DE HIDROLOGÍA
[Flood y Escala] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo
Hidrológico] [Presupuesto de Captación] [Usos]
Hay muchos enfoques para la hidrología de ingeniería. Estos pueden ser
considerados como modelos de tratar de representar el comportamiento
del prototipo (es decir, el mundo real). En general, los modelos se
pueden clasificar como: (a) los materiales, o (b) formal. Un modelo de
material es una representación física de un prototipo, más simple en
estructura y con propiedades similares a las del prototipo. Un modelo
formal es una abstracción matemática de una situación idealizada que
conserva las propiedades estructurales importantes del prototipo [4].

11. modelos de materiales pueden ser icónica o analógico. modelos icónicos
son representaciones simplificadas de los sistemas hidrológicos del
mundo real, tales como lisímetros, simuladores de lluvia, y las cuencas
experimentales (Fig. 1-7). modelos analógicos son las que basan sus
mediciones sobre las sustancias diferentes de las del prototipo, como el
flujo de corriente eléctrica para representar el flujo de agua.
Fig. 1-7 El USDA ARS Coshocton pesaje lisímetro.
En la hidrología de ingeniería, todos los modelos formales son de
naturaleza matemática; de ahí el uso del término modelo
matemático para referirse a todos los modelos formales. A menos que se
especifique lo contrario, el término "modelo" se utiliza en este libro para
referirse a un modelo matemático. Esta última es, con mucho, el tipo de
modelo más ampliamente utilizado en la hidrología ingeniería.
Los modelos matemáticos pueden ser: (1) teórica, (2) conceptual, o (3)
empírica. Un modelo teórico se basa en un conjunto de leyes
generales; por el contrario, un modelo empírico se basa en gran medida
en inferencias derivadas del análisis de los datos. Un modelo conceptual
está en algún punto entre los modelos teóricos y empíricos.

12. En la hidrología de ingeniería, cuatro tipos de modelos matemáticos son
de uso corriente: (1) determinista, (2) probabilística, (3) conceptual, y (4)
paramétrico. Un modelo determinista se formula mediante el uso de leyes
de la física, química y / o procesos biológicos, como se describe por
ecuaciones diferenciales. Un modelo probabilístico, ya sea estadística o
estocástico, se rige por las leyes del azar o probabilidad. Los modelos
estadísticos se ocupan de las muestras observadas, mientras que los
modelos estocásticos se centran en las propiedades aleatorias de ciertas
series de tiempo hidrológicas; por ejemplo, los caudales diarios [5]. Un
modelo conceptual es una representación simplificada de los procesos
físicos, obtenidos por la formación de grumos variaciones espaciales y / o
temporales, y se describe en términos de cualquiera de las ecuaciones
diferenciales ordinarias o ecuaciones algebraicas. Un modelo
paramétrico representa procesos hidrológicos por medio de ecuaciones
algebraicas que contienen parámetros clave a ser determinados por
medios empíricos.
Los métodos de análisis en la hidrología de ingeniería en general pueden
clasificarse en uno de los cuatro tipos de modelos que acabamos de
mencionar. Por ejemplo, la técnica de enrutamiento onda cinemática
(capítulos 4 y 9) es determinista, ser gobernado por una ecuación
diferencial parcial que describe el balance de masa y el momento de la
mecánica de fluidos. El método de Gumbel del análisis de frecuencia de
inundación (Capítulo 6) es probabilístico, basándose en una ley extrema
valor de probabilidad. La cascada de depósitos lineales (Capítulo 10) es
conceptual, la búsqueda para simular las complejidades de la respuesta
de captación por medio de una serie de depósitos lineales hipotéticos. El
método racional (capítulo 4) es paramétrico, con flujo máximo (para una
frecuencia dada) estimada sobre la base de un coeficiente de
escurrimiento determinado empíricamente.
En principio, los modelos deterministas imitan los procesos físicos y
deben, por lo tanto, ser más cercana a la realidad. En la práctica, sin
embargo, la complejidad inherente de los fenómenos físicos
generalmente limita el enfoque determinista de casos bien definidos para
el que una relación de causa-efecto puede ser demostrada. métodos
probabilísticos se utilizan para ajustar los datos medidos (es decir, la
hidrología estadística) y para modelar componentes aleatorios (hidrología
estocástica) en los casos en los que su presencia es evidente. Cuando

13. se desea la simplicidad, métodos y modelos conceptuales y paramétricos
siguen desempeñando un papel importante en la hidrología de ingeniería.
Modelos hidrológicos pueden ser agrupados o distribuidos. Los modelos
agrupados pueden describir las variaciones temporales pero no pueden
describir las variaciones espaciales. Un ejemplo típico de un modelo
hidrológico agrupado es la unidad de hidrograma (Capítulo 5), que
describe la respuesta de una cuenca unidad sin tener en cuenta la
respuesta de las sub-cuencas individuales.
A diferencia de los modelos agrupados, los modelos distribuidos tienen la
capacidad para describir las variaciones tanto temporales como
espaciales. Los modelos distribuidos son mucho más
computacionalmente intensivas que los modelos agrupados y son, por lo
tanto, ideal para su uso con un ordenador. Un ejemplo típico de un
modelo hidrológico distribuido es un cálculo de flujo superficial utilizando
técnicas de enrutamiento (Capítulo 10) (Fig. 1-8). En este caso, las
ecuaciones de la masa y el momento (o sustitutos de los mismos) se
usan para calcular las variaciones temporales de la descarga y la
profundidad de flujo en varias ubicaciones dentro de un área de
captación.
Fig. 1-8 en dos planos: uno de configuración de canal de flujo superficial.
Las soluciones a los modelos hidrológicos pueden ser analítica o
numérica. soluciones analíticas se obtienen mediante el uso de
herramientas clásicas de la matemática aplicada, tales como las
transformadas de Laplace, la teoría de perturbaciones, y similares
[3]. Soluciones numéricas se obtienen mediante la discretización de las

14. ecuaciones diferenciales en ecuaciones algebraicas y la solución de
ellos, por lo general con la ayuda de un ordenador. Ejemplos de
soluciones analíticas son los modelos lineales utilizados en los sistemas
hidrológicos análisis [1]. Ejemplos de soluciones numéricas abundan,
tales como los utilizados en las técnicas de enrutamiento hidrológicos
(Capítulos 8, 9 y 10) y en los modelos de ordenador de uso corriente
(Capítulo 13).
1.6 INUNDACIÓN HIDROLOGÍA Y escala de captación
[Preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo Hidrológico] [Presupuesto de
Captación] [Usos] [enfoques]
A nivel de captación, la escorrentía superficial normalmente se produce
ya sea: (a) cuando la intensidad de la precipitación excede la capacidad
de abstracción de la superficie de captación, o (b) cuando el perfil del
suelo está completamente saturado de humedad, con infiltración ser
reducido a cantidades insignificantes. Con el tiempo, grandes cantidades
de escorrentía superficial que se originan en el concentrado al nivel de
captación para producir grandes caudales que se hace referencia como
inundaciones. El estudio de las inundaciones, sus ocurrencias, causas,
transporte y efectos, es objeto de hidrología de avenidas.
En la naturaleza, las precipitaciones varían en el espacio y el tiempo. En
la hidrología de ingeniería, la precipitación puede suponerse que es ya
sea: (1) constante en el espacio y en el tiempo, (2) constante en el
espacio, sino que varía en el tiempo, o (3) que varían en el espacio y en
el tiempo. La escala de cuenca ayuda a determinar cuál de estos
supuestos se justifica por razones prácticas. En general, las cuencas
pequeñas son aquellas en las que la escorrentía puede ser modelado por
si las precipitaciones constante en el espacio y en el tiempo. Cuencas
medianas son aquellos en los que la escorrentía puede modelado por
suponiendo precipitaciones ser constante en el espacio, pero para variar
en el tiempo. Grandes zonas de captación son aquellas en las que la
escorrentía puede ser modelado por si las precipitaciones que varían en
el espacio y el tiempo.

15. En hidrología de avenidas, cuencas pequeñas suelen ser modelados con
un enfoque empírico simple, tal como el método racional (Capítulo
4). Para las cuencas de tamaño medio, un modelo conceptual agrupado
como el hidrograma unitario es preferido por la mayoría de los ingenieros
en la práctica (Capítulo 5). Para las grandes cuencas, las variaciones
temporales y espaciales de la lluvia y la escorrentía puede dictar el uso
de un enfoque de modelo distribuido, incluyendo el depósito y el canal de
flujo de enrutamiento (capítulos 8 y 9). La Figura 1-9 muestra una matriz
que representa la relación entre el nivel de las cuencas y tres enfoques
comúnmente usado para inundar la hidrología.
Fig. 1-9 Relación entre el nivel de las cuencas y tres comúnmente utilizado
enfoques para inundar la hidrología.
Cuanto mayor sea la captación, lo más probable es que ser amordazada,
es decir, que poseen un registro de caudales. A la inversa, cuanto menor
es la captación, la más probable es que ser amordazada. Este hecho
determina que el enfoque probabilístico (Capítulo 6) es aplicable
principalmente a las grandes cuencas, en particular a aquellos que
poseen un período bastante largo historial. Para las cuencas de

16. captación o cuencas de captación ungaged amordazada con períodos
relativamente cortos de registro, las técnicas estadísticas pueden ser
utilizados para desarrollar modelos paramétricos que tienen aplicabilidad
regional (Capítulo 7). Los temas de enrutamiento de captación (Capítulo
10) y modelos de cuencas (Capítulo 13) abarcan toda la gama de
aplicaciones hidrológicas, desde pequeñas a grandes cuencas.
PREGUNTAS
[Problemas] [Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo Hidrológico] [Presupuesto de
Captación] [Usos] [enfoques] [Flood y Escala]
1. ¿Cuál es el ciclo hidrológico?
2. Nombre las fases de transporte de líquido del ciclo hidrológico.
3. Nombre las fases de vapor-transporte del ciclo hidrológico.
4. ¿Qué es una cuenca?
5. Da dos ejemplos de problemas de ingeniería (distintos de los
mencionados en el texto) en los que es necesario el conocimiento
hidrológico para obtener una solución.
6. ¿Cuál es el modelo de material? Un modelo formal?
7. ¿Qué es un modelo icónico? Un modelo analógico?
8. ¿Qué es un modelo determinista? Un modelo agrupado?
9. Contrastar los modelos conceptuales y paramétricos.
10. Contrastar las soluciones analíticas y numéricas.
11. ¿Qué es una pequeña cuenca del punto de vista hidrología
de avenidas? Una de captación de tamaño mediano? Una gran
captación?
PROBLEMAS
[Referencias] • [Inicio] [Definición] [Ciclo Hidrológico] [Presupuesto de
Captación] [Usos] [enfoques] [Flood y Escala] [Preguntas]

17. 1. Durante un año determinado, se recogieron los siguientes datos
hidrológicos de 2500 km 2
cuencas: la precipitación total, 620 mm; la
pérdida total combinado debido a la evaporación y la
evapotranspiración, 320 mm; estimado de salida del agua
subterránea (incluyendo el agotamiento de las aguas
subterráneas), 100 mm; y la media de la escorrentía superficial,
150 mm. ¿Cuál es el cambio en el volumen de agua que
permanece en el almacenamiento en la cuenca durante el año
transcurrido? (Volumen en hm 3
, es decir, millones de metros
cúbicos).
2. Durante el año 2012, se recogieron los siguientes datos
hidrológicos para un 85-mi 2
cuencas: la precipitación total, 27 en
.; la pérdida total combinado debido a la evaporación y la
evapotranspiración, 10 en .; estimado de salida del agua
subterránea (incluyendo el agotamiento del agua subterránea), 7
en .; y la media de la escorrentía superficial, 9. ¿Qué es el cambio
en el volumen de agua que permanece en el almacenamiento en la
cuenca durante el año 2012? (Volumen de acres-pie).
3. Durante un año determinado, se recogieron los siguientes datos
hidrológicos para un determinado 350 km 2
de captación: la
precipitación total, 850 mm; la evaporación y la evapotranspiración,
420 mm combinado; y la escorrentía superficial, 225 mm. Calcular
el volumen de infiltración (en hm 3
, es decir, millones de metros
cúbicos), dejando de lado los cambios en el almacenamiento de
agua superficial y subterránea efectos.
4. Durante un año determinado, se midieron los siguientes datos
hidrológicos para un determinado 60-mi 2
cuencas: la precipitación
total, 35 en .; y se estima que las pérdidas debidas a la
evaporación, evapotranspiración e infiltración, 28 en. Se calcula la
escorrentía media anual (en pies 3
/ s). Cambios negligencia en el
almacenamiento de las aguas superficiales y subterráneas efectos.
Referencias
• [Inicio] [Definición] [Ciclo Hidrológico] [Presupuesto de Captación] [Usos] [enfoques] [Flood y
Escala] [preguntas] [Problemas]

18. 1. Servicio de Investigación Agrícola del Departamento de Agricultura
de Estados Unidos. (1973). "Teoría lineal de sistemas
hidrológicos," Boletín Técnico N ° 1468. (JCI Dooge,
autor). Washington, D .C., Octubre.
2. Eagleson, PS (1970). Hidrología dinámico. Nueva York: McGraw-
Hill.
3. Lighthill, MJ, y GB Whitham. (1955). En la onda cinemática. I.
movimiento de inundación en los ríos largos. Actas de la Royal
Society de Londres, vol. A229, mayo, 281-316.
4. Woolhiser, DA, y DL Brakensiek. (mil novecientos ochenta y
dos). "Modelación Hidrológica Cuencas de los Pequeños", Capítulo
1 en Modelación Hidrológica de los Pequeños cuencas
hidrográficas, editado por TC Haan et al. ASAE Monografía No. 5,
San José, Michigan.
5. Yevjevich, V. (1972). Procesos estocásticos en hidrología. Fort
Collins, Colo .: Water Resources Publicaciones.
CAPÍTULO 2:
PRINCIPIOS HIDROLÓGICOS
"Descarga de pozos debe ser equilibrado por un
aumento en la recarga del acuífero, o por una
disminución en
la edad de descarga natural, o por una pérdida de
almacenamiento, o por una combinación de estos."
Carlos V. Theis (1940)
Este capítulo se divide en cuatro secciones. Sección 2.1 se ocupa de la precipitación, sus
aspectos meteorológicos, descripción cuantitativa, las variaciones espaciales y
temporales, y las fuentes de datos. Sección 2.2 discute abstracciones hidrológicas que son
importantes en la hidrología de ingeniería: intercepción, infiltración, almacenamiento
superficial, la evaporación y la evapotranspiración. Sección 2.3 define las propiedades
geométricas de captación y otros de interés para el análisis hidrológico. Sección 2.4 trata
sobre los análisis de escorrentía, tanto en forma cualitativa y cuantitativa. Los conceptos
presentados en este capítulo son de carácter introductorio, destinado a proporcionar los
antecedentes necesarios para el estudio más especializado que seguirá.
2.1 PRECIPITACIONES

19. [Hidrológica abstracciones] [Propiedades de
Captación] [Escurrimiento] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio]
Introducción
hidrología Ingeniería tiene una visión cuantitativa del ciclo hidrológico. En
general, las ecuaciones se usan para describir la interacción entre las
diferentes fases del ciclo hidrológico. Como se muestra en el capítulo 1,
la siguiente ecuación básica se refiere precipitación y escorrentía
superficial:
Q = P - L (2-1)
en la que Q escorrentía = superficie, P = precipitación; y L = pérdidas, o
abstracciones hidrológicas. Este último término se interpreta como la
suma de las distintas fases de precipitación-abstracción del ciclo
hidrológico.
La lluvia es la forma líquida de precipitación; nevadas y el granizo son las
formas sólidas. En el uso común, la palabra precipitaciones se utiliza a
menudo para referirse a la precipitación. Las excepciones son los casos
en que se justifique una distinción entre la precipitación líquida y sólida.
En general, la cuenca tiene una capacidad de abstracción que actúa para
reducir la precipitación total en precipitación efectiva. La diferencia entre
la precipitación total y la precipitación efectiva es que las pérdidas o
abstracciones hidrológicas. La capacidad de abstracción es una
característica de la zona de captación, que varía con el nivel de humedad
almacenada. abstracciones hidrológicas incluyen intercepción,
infiltración, almacenamiento superficial, la evaporación y la
evapotranspiración. La diferencia entre las precipitaciones y
abstracciones hidrológicas totales se denomina escorrentía. Por lo tanto,
los conceptos de lluvia y escorrentía eficaces son equivalentes.
Los términos de la ecuación. 2-1 se puede expresar como tasas
(milímetros, centímetros por hora por hora, o pulgadas por hora), o
cuando se integra con el tiempo, como profundidades (milímetros,
centímetros o pulgadas). En este sentido, una determinada profundidad

20. de la lluvia o escorrentía es un volumen de agua que se distribuye
uniformemente sobre el área de influencia.
Aspectos meteorológicos
La atmósfera terrestre contiene vapor de agua. La cantidad de vapor de
agua puede expresarse convenientemente en términos de una
profundidad de agua precipitable. Esta es la profundidad del agua que se
realizaría si todo el vapor de agua en la columna de aire por encima de
un área dada eran para condensar y precipitar en esa zona.
Hay un límite superior a la cantidad de vapor de agua en una columna de
aire. Este límite superior es una función de la temperatura del aire. Se
considera que la columna de aire que está saturado cuando contiene la
cantidad máxima de vapor de agua para su temperatura. La reducción de
los resultados de temperatura del aire en una reducción de la capacidad
de la columna de aire para vapor de agua. En consecuencia, una
columna de aire no saturado, es decir, uno que tiene menos de la
cantidad máxima de vapor de agua por su temperatura, puede llegar a
ser saturada sin la adición real de la humedad si su temperatura se
reduce a un nivel en el que la cantidad real de vapor de agua se producir
saturación. La temperatura a la que debe enfriarse el aire, a presión
constante y contenido de vapor de agua, para alcanzar la saturación se
llama el punto de rocío. La condensación generalmente ocurre en o cerca
de la saturación de la columna de aire.
El enfriamiento de las masas de aire. El aire puede ser enfriado por
muchos procesos. Sin embargo, el enfriamiento adiabático por reducción
de presión a través de la elevación es el único proceso natural por el cual
grandes masas de aire se pueden enfriar rápidamente suficiente para
producir la precipitación apreciable. La velocidad y la cantidad de
precipitación son una función de la velocidad y la cantidad de
enfriamiento y de la tasa de flujo de entrada de humedad en la masa de
aire para reemplazar el vapor de agua que se va a convertir en la
precipitación.
La elevación necesaria para el enfriamiento rápido de grandes masas de
aire se debe a cuatro procesos [72]:

21. 1. lifting frontal,
2. ascenso orográfico,
3. Levantar debido a la convergencia horizontal y
4. elevación térmica.
Más de uno de estos procesos es generalmente activo en el
levantamiento asociado con las tasas de precipitación más pesados y
cantidades.
Elevación frontal tiene lugar cuando el aire relativamente caliente que
fluye hacia una masa de aire más frío (por lo tanto más denso) es
forzado hacia arriba, con el aire que actúa como una cuña frío (Fig. 2-1
(a)). El aire frío adelantamientos aire más caliente producirá el mismo
resultado por acuñamiento este último en alto. La superficie de
separación entre las dos masas de aire diferentes se denomina una
superficie frontal. Una superficie frontal siempre se inclina hacia arriba,
hacia la masa de aire frío; la intersección de la superficie frontal con el
suelo se denomina frente .
elevación orográfica ocurre cuando el aire fluye hacia una barrera
orográfica (es decir, de montaña) se ve obligado a subir con el fin de
pasar por encima de él (Fig. 2-1 (b)). Las pendientes de las barreras
orográficas son generalmente más pronunciada que las pendientes más
pronunciadas de las superficies frontales. En consecuencia, el aire se
enfría mucho más rápidamente por levantamiento orográfico que por
elevación frontal.

22. Fig. 2-1 (a) de elevación frontal. Fig. 2-1 de elevación (b) orográfico.
Elevación debido a la convergencia horizontal también es importante en
la producción de nubes y la precipitación. La convergencia se produce
cuando los campos de presión y el viento (velocidad) actúan para
concentrar entrada de aire en un área particular, tal como un área de
baja presión (Fig. 2-1 (c)). Si esta convergencia tiene lugar en las capas
bajas de la atmósfera, la tendencia a amontonar las fuerzas del aire
hacia arriba, lo que resulta en su enfriamiento. Incluso cuando la
precipitación no es resultado de la convergencia solo, posterior
precipitación provocada por otros procesos puede ser más intensa si se
ha producido la convergencia.
elevación térmica es causada por el calentamiento local. Cuando el aire
se convierte en la superficie calentada de flotación, se ve obligado a
elevarse, lo que resulta en su enfriamiento. Si el local del aire calentado
contiene suficiente humedad y se eleva lo suficiente, se alcanza la
saturación y formará nubes cúmulos (Fig. 2-1 (d)). elevación térmica es
más pronunciada en la estación cálida. Las precipitaciones asociado con
elevación térmica es probable que se dispersa en extensión
geográfica. En terreno llano, la mayor actividad convectiva es sobre las
superficies calientes; en el país de la montaña, es mayor durante los
picos y crestas más altas.

23. Fig. 2-1 (c) de elevación debido a la convergencia
horizontal.
Fig. 2-1 (d) de elevación térmica.
La condensación del vapor de agua en forma líquida o sólida. La
condensación es el proceso por el cual el vapor de agua en la atmósfera
se convierte en gotitas de líquido o, a bajas temperaturas, en cristales de
hielo. Los resultados del proceso son a menudo, pero no siempre, visible
en forma de nubes, que son gotitas en el aire de agua líquida o cristales
de hielo o una mezcla de estos dos.
Saturación no necesariamente resulta en la condensación. se requieren
núcleos de condensación para la conversión de vapor de agua en
gotitas. Entre los núcleos de condensación más eficaces son
determinados productos de combustión y de la sal partículas del mar. Por
lo general hay suficientes núcleos de condensación en el aire para
producir la condensación cuando el vapor de agua alcanza el punto de
saturación.
El crecimiento de la nube Las gotas y cristales de hielo a la
precipitación tamaño. Cuando el aire se enfría por debajo de su
saturación inicial, por lo que la temperatura y la condensación sigue
teniendo lugar, gotitas líquidas o de los cristales de hielo tienden a
acumularse en la nube resultante. La velocidad a la que este exceso de
humedad líquida y sólida se precipitó a partir de la nube depende de: (1)
la velocidad de la ascendente corriente de la producción de la
refrigeración, (2) la tasa de crecimiento de las gotas de las nubes en las

24. gotas de agua lo suficientemente pesado para caer a través del corriente
arriba, y (3) un flujo suficiente de vapor de agua en la zona para
reemplazar la humedad precipitada.
Las gotas de agua en una nube típica por lo general tienen un promedio
de 0,01 mm de radio y pesan tan poco en una corriente ascendente de
solamente 0,0025 m / s es suficiente para evitar que se caigan. Aunque
no tamaño de gota definida se puede decir para marcar el límite entre la
nube y las gotas de agua, de un radio de 0,1 mm ha sido generalmente
aceptada. El radio de la mayoría de las gotas de agua que llega al suelo
es por lo general mucho mayor que 0,1 mm y puede llegar a 3
mm. Gotas más grandes que esto tiende a romperse en gotas más
pequeñas debido a que la tensión superficial es insuficiente para soportar
las distorsiones de la caída sufre en cae a través del aire. Gotas de 3 mm
de radio tienen una velocidad máxima de unos 10 m / s; Por lo tanto,
sería necesario un inusualmente fuerte corriente arriba para evitar que
una gota de este tamaño se caiga.
Varias teorías han sido propuestas para explicar el crecimiento de un
elemento de nube en un tamaño que puede precipitar. Los dos procesos
principales en la formación de precipitación son: (1) el proceso de
cristales de hielo, y (2) el proceso de coalescencia [29]. Estos dos
procesos pueden funcionar juntos o por separado. El proceso de cristales
de hielo consiste en la presencia de cristales de hielo en una nube de
agua superenfriada (enfriado por debajo de la congelación). Debido al
hecho de que la presión de vapor de saturación sobre el agua es mayor
que sobre el hielo, hay un gradiente de presión de vapor a partir de gotas
de agua a los cristales de hielo. Esto hace que los cristales de hielo a
crecer a expensas de las gotas de agua y, en condiciones favorables,
para alcanzar el tamaño de la precipitación. El proceso de cristales de
hielo es operativo sólo en las nubes de agua-enfriados, y es más eficaz
en alrededor de -15 o
C.
El proceso de coalescencia se basa en la diferencia en las velocidades
de la caída y consiguientes colisiones de esperar entre elementos de
nubes de diferentes tamaños (Fig. 2-2). La tasa de crecimiento de
elementos de nubes por coalescencia depende de la gama inicial de
tamaños de partículas, el tamaño de las gotas más grandes, la
concentración de la gota, y los tamaños de las gotas agregadas. El

25. campo y la caída de la carga eléctrica puede afectar a la eficiencia de
colisión y por lo tanto pueden ser factores importantes en la liberación de
la precipitación de las nubes [71]. A diferencia del proceso de cristales de
hielo, el proceso de coalescencia se produce a cualquier temperatura, lts
eficacia variable de sólido a partículas líquidas.
Fig. 2-2 El proceso de coalescencia (cmmap.org).
Formas de precipitación. La precipitación ocurre principalmente en
forma de llovizna, lluvia, granizo o nieve (Fig. 2-3). Rociar consta de
pequeñas gotas de agua líquida, por lo general entre 0,1 y 0,5 mm de
diámetro, que cae a intensidades que raramente exceden 1 mm /
h. Lluvia consiste gotas de agua líquida, la mayoría de más de 0,5 mm de
diámetro. Las precipitaciones se refiere a cantidades de precipitación
líquida. Intensidades de lluvia se pueden clasificar como: luz, hasta 3 mm
/ h; moderado, de 3 a 10 mm / h; y pesado, más de 10 mm / h. Una
tormenta es un evento de lluvia que dura una duración claramente
definido.

26. Fig. 2-3 formas de precipitación.
El granizo se compone de piedras de hielo sólido o granizo. Granizo
pueden ser esferoidal, cónico, o de forma irregular y pueden variar de
aproximadamente 5 a más de 125 mm de diámetro. Una tormenta de
granizo es un evento de precipitación en forma de granizo.
Nieve se compone de cristales de hielo, principalmente en forma
hexagonal compleja y, a menudo agregan en los copos de nieve que
pueden alcanzar varios milímetros de diámetro. Las nevadas son las
precipitaciones en forma de nieve. Una tormenta de nieve es un evento
de caída de nieve con una duración claramente definido. La capa de
nieve es el volumen de la nieve acumulada en el suelo después de una o
más tormentas de nieve. Derretimiento de la nieve, o en estado fundido,
es el volumen de nieve que ha cambiado de estado sólido a estado
líquido y está disponible para la segunda vuelta.
Factores que influyen en la precipitación. Tabla 2-1 se muestran los
diversos factores que influyen en la precipitación y su efecto sobre: (a) la
disponibilidad de humedad, la condensación (b) y (c) la
coalescencia. Factores # 1 a 7 son completamente de origen natural y,
por lo tanto, no sujeta a control antropogénico. Factor Nº 8 puede estar

27. sujeta a cualquiera de los controles naturales o antropogénicos. Factor
Nº 9 es el único factor que se somete a control antropogénico.
Tabla 2-1 Factores que afectan a la precipitación.
No
.
Factor
Efectuar en
Descripción /
Ejemplo
La
disponibilida
d de
humedad
condensación
ción
Coales
-
cencia
1 Latitud ✓ - -
El clima es tropical,
templado, o polar, una
función de las células
de Hadley y Ferrell.
2
corrientes
oceánicas
globales y de
mesoescala
✓ ✓ -
Por ejemplo, el ENOS
(El Niño Oscilación del
Sur).
3
corrientes
atmosféricas
✓ ✓ -
Por ejemplo, la
precipitación
relacionada monzón,
como el de la Bahía de
Bengala, India.
4
La proximidad
a la fuente de
humedad
✓ - ✓
Mar o lago interior
grande; presencia de
partículas de sal
(aerosoles) desde el
océano.
5
continental
posición
relativa
✓ ✓ -
ubicación Continental
con respecto a una o
más fuentes de
humedad; elevación a
través de la
convergencia
horizontal; lifting
frontal.
6 temporada - ✓ -
Verano Otoño Invierno
Primavera; determina
balance de radiación.
7
La presencia
de barreras
orográficas
- ✓ -
Las cadenas
montañosas, que
actúan como barreras
para los movimientos

28. de las masas de aire
continentales; elevació
n orográfica.
8
partículas
atmosféricas
naturales /
antropogénica
s
- - ✓
A través de erupciones
volcánicas o incendios,
que aumentan las
partículas
atmosféricas, que
favorecen la formación
de precipitación a favor
del viento.
9
estado de la
superficie del
suelo (textura,
color,
contenido de
humedad)
✓ ✓ -
Determinado por el
albedo de la superficie
terrestre, que las
condiciones de la
superficie de balance
de radiación cerca y
hace posible la
elevación térmica.
Descripción cuantitativa de la precipitación
Un evento de lluvia o tormenta, describe un período de tiempo que tiene la lluvia
medible y significativo, precedidos y seguidos de períodos sin precipitaciones
medibles. El tiempo transcurrido desde el principio hasta el final del evento de
lluvia es la duración de la lluvia. Por lo general, la duración de la precipitación se
mide en horas. Sin embargo, para muy pequeñas zonas de captación puede ser
medido en minutos, mientras que para grandes zonas de captación puede ser
medido en días.
duraciones de lluvia entre 1, 2, 3, 6, 12, y 24 horas son comunes en el análisis y
diseño hidrológico. Para cuencas pequeñas, las duraciones de lluvia puede ser tan
corto como 5 minutos. Por el contrario, para las grandes cuencas hidrográficas, las
duraciones de 2 d y ya pueden ser aplicables [78]. altura de lluvia se mide en mm,
cm, o en., considerado para ser distribuido uniformemente sobre la zona de
captación. Por ejemplo, un 60-mm, evento de lluvia 6-h produce 60 mm de
profundidad más de un período de 6 h.
altura de lluvia y la duración tienden a variar ampliamente, dependiendo de la
ubicación geográfica, el clima, el microclima, y la época del año. En igualdad de
otras cosas, profundidades de lluvia más grandes tienden a ocurrir con más

29. frecuencia de lo más profundo de precipitaciones más pequeños. Para fines de
diseño, altura de lluvia en un lugar dado está relacionada con la frecuencia de su
ocurrencia. Por ejemplo, 60 mm de lluvia durante 6 h se pueden producir en
promedio una vez cada 10 y en un lugar determinado. Sin embargo, 80 mm de
lluvia durante 6 h se pueden producir en el medio una vez cada 25 y en el mismo
lugar.
la intensidad promedio de lluvia es la relación de altura de lluvia a la lluvia
duración. Por ejemplo, un evento de lluvia producción de 60 mm en 6 h representa
una intensidad media de precipitaciones 10 mm / h. intensidad de la lluvia, sin
embargo, varía ampliamente en el espacio y el tiempo, y los valores locales o
instantáneos son propensos a ser muy diferente de la media espacial y
temporal. Típicamente, intensidades de lluvia están en el rango de 0,1 a 30 mm /
h, pero puede ser tan grande como 150 a 350 mm / h en casos extremos.
la frecuencia de las precipitaciones se refiere al tiempo medio transcurrido entre
dos ocurrencias de eventos de lluvia de la misma profundidad y duración. El
tiempo transcurrido real varía ampliamente y por lo tanto sólo puede interpretarse
en un sentido estadístico. Por ejemplo, si en una cierta ubicación de un evento de
lluvia de 100 mm que dura 6 h se produce en el medio una vez cada 50 y, el 100-
mm, 6-h frecuencia precipitaciones para esta ubicación sería 1 en 50 años, 1/50, o
0.02.
El recíproco de la frecuencia de las precipitaciones se conoce como período de
retorno, o intervalo de recurrencia. En el caso del ejemplo anterior, el período de
retorno correspondiente a una frecuencia de 0,02 es 50 y.
En general, las profundidades de lluvia más grandes tienden a estar asociados
con períodos de retorno más largos. Cuanto más largo sea el período de retorno,
el más largo es el registro histórico necesario para determinar las propiedades
estadísticas de la distribución de la precipitación máxima anual. Debido a la
escasez de registros de precipitación largos, extrapolaciones son generalmente
necesarios para estimar las profundidades de precipitaciones asociadas con
largos periodos de retorno.
Estas extrapolaciones conllevan un cierto grado de riesgo. Cuando el riesgo
implica la vida humana, los conceptos de frecuencia de precipitaciones y el
periodo de retorno ya no se consideran adecuados para propósitos de diseño. En
su lugar, se utiliza una maximización razonable de los factores meteorológicos

30. asociados a precipitaciones extremas, lo que lleva al concepto de Precipitación
Máxima Probable (PMP). Para un determinado lugar geográfico, zona de
influencia, la duración del evento, y la época del año, el PMP es la teoría, mayor
profundidad de precipitación. En los estudios de hidrología de la inundación, el
PMP se utiliza como base para el cálculo de la crecida máxima probable (PMF).
En determinados proyectos, una lámina de precipitación menor que el PMP puede
justificarse por motivos económicos. Esto nos lleva al concepto de Project
Standard Storm (MSF). El SPS se toma como un porcentaje adecuado de la PMP
aplicable y se utiliza para calcular la norma de prevención de inundaciones (SPF)
(Capítulo 14).
Variación temporal y espacial de la precipitación
Temporal distribución de las precipitaciones. Intensidades de lluvia para
eventos de corta duración (1 ho menos) por lo general se pueden expresar como
un valor promedio, que se obtiene dividiendo altura de lluvia por duración de la
lluvia. Para eventos más largos, los valores instantáneos de la intensidad de las
precipitaciones pueden llegar a ser más importante, sobre todo para las
determinaciones de los picos de inundación.
La distribución de las precipitaciones temporal representa la variación de la altura
de lluvia dentro de una duración de tormenta. Se puede expresar ya sea en forma
discreta o continua. La forma discreta se refiere como un hyetograph , un
histograma de altura de lluvia (o intensidad de la lluvia) con incrementos de tiempo
como abscisas y altura de lluvia (o intensidad de la lluvia) en ordenadas, como se
muestra en la Fig. 2-4 (a).
La forma continua es la distribución de las precipitaciones temporal, una función
que describe la tasa de acumulación de lluvia con el tiempo. duración de lluvia
(abscisas) y altura de lluvia (ordenadas) se pueden expresar en porcentaje del
valor total, como se muestra en la Fig. 2-4 (b). La distribución de las
precipitaciones temporal adimensional se utiliza para convertir una profundidad
tormenta en un hyetograph, como se muestra en el siguiente ejemplo.

31. Fig. 2-4 (a) A hyetograph.
Fig. 2-4 (b) Una distribución de las precipitaciones
temporal sin dimensiones.
Ejemplo 2-1.
Uso de la distribución de las precipitaciones temporal adimensional se muestra en la Fig. 2-5, calcular un
hyetograph de 15 cm, 6-h tormenta.
Por conveniencia, se elige un incremento de tiempo de 1 h, o 1/6 de la duración de la tormenta. Los
porcentajes de precipitaciones acumuladas (en incrementos de 1/6 de la duración de la tormenta) obtenidos
a partir de la Fig. 2-5 son los siguientes: 10, 20, 40, 70, 90, y 100%. Por lo tanto, los porcentajes
incrementales, por hora, son las siguientes: 10, 10, 20, 30, 20, y 10%. Para una profundidad total de
tormenta de 15 cm, los incrementales (por hora) profundidades de lluvia son los siguientes: 1.5, 1.5, 3.0,
4.5, 3.0 y 1.5 cm.

32. Fig. 2-5 de distribución Sin dimensión temporal de lluvia para el Ejemplo 2-1.
Distribución Espacial de lluvia. Las precipitaciones varían no sólo
temporalmente, sino también espacialmente, es decir, la misma cantidad de lluvia
no cae uniformemente sobre toda la zona de captación. Isoyetas se utilizan para
describir la variación espacial de las precipitaciones. Un isohieta es una curva de
nivel que muestra el loci de altura de lluvia igual (Fig. 2-6 (a)).

33. Fig. 2-6 (a) isoyetas o curvas isoyetas. Fig. 2-6 (b) Un ojo tormenta.
Tormentas individuales pueden tener una distribución espacial o patrón en forma
de isoyetas concéntricos de forma aproximadamente elíptica. Esto da lugar a la
expresión ojo tormenta para representar el centro de la tormenta (Fig. 2-6 (b)). En
general; patrones de las tormentas no son estáticas, moviendo gradualmente en
una dirección aproximadamente paralela a la de los vientos predominantes.
Isohietas también se utilizan para mostrar los patrones de lluvia espaciales para
un período de tiempo dado. La figura 2-7 muestra un ejemplo de la distribución
espacial de la precipitación para el mes de julio de 2008 en Taranaki, Nueva
Zelanda.

34. Fig. 2-7 distribución espacial de precipitación mensual (mm).
Para el mapeo precipitaciones regional, isoyetas se refieren comúnmente
como isopluvials. Isopluvial mapas de los Estados Unidos son publicados
por el Servicio Meteorológico Nacional [58, 59, 85-88]. Estos mapas
muestran los contornos de altura de lluvia equivalente, aplicables a una
amplia gama de duraciones, frecuencias y ubicaciones
geográficas; véase, por ejemplo, Fig. 2-8 para el Condado de San Diego,
California, y la fig. 2-9 para los estados contiguos de Estados Unidos.

35. Fig. 2-8 de 100 años 24 h isopluvials para el Condado de San Diego, California (0,1 pulgadas) (Fuente:
NOAA) (Haga clic -aquí- para mostrar).
Fig. 2-9 de 100 años 24 h isopluvials para los estados contiguos de Estados Unidos (pulg.) (NOAA) (Haga

36. clic -aquí- para mostrar).
Para las grandes cuencas, las tormentas de alta intensidad (tormentas)
pueden cubrir sólo una parte de toda la cuenca, sin embargo, pueden dar
lugar a graves inundaciones en zonas localizadas. El papel de las
tormentas eléctricas en la determinación del potencial de inundación de
las cuencas grandes por lo general se evalúa de forma individual.
La precipitación media sobre un área. Una cantidad de precipitación (o
lluvia) se mide con pluviómetros. Durante una tormenta dada, es
probable que la profundidad medida por dos o más pluviómetros del
mismo tipo no será el mismo. En el análisis hidrológico, a menudo es
necesario para determinar un promedio espacial de la profundidad de las
precipitaciones sobre la cuenca. Esto se logra por cualquiera de los
métodos siguientes:
1. Lluvia promedio,
2. Los polígonos de Thiessen, y
3. curvas isoyetas.
En el método de promedio de lluvia, las profundidades de lluvia medida
por los pluviómetros situados dentro de la cuenca están tabulados. Estas
profundidades de lluvia se promedian para encontrar el promedio de
precipitación sobre la cuenca de captación, como se muestra en la Fig. 2-
10 (a).

37. Fig. 2-10 (a) Método La precipitación media (Haga clic -aquí- para mostrar).
En el polígonos Thiessen método, la ubicación de los pluviómetros se
trazan en un mapa a escala de la cuenca y sus alrededores. Las
localizaciones (estaciones) se unen con líneas rectas con el fin de formar
un patrón de triángulos, preferentemente con lados de aproximadamente
la misma longitud. Bisectrices perpendiculares a los lados de estos
triángulos se dibujan para encerrar cada estación dentro de un polígono
llamado un polígono Thiessen , que circunscribe un área de influencia,
como se muestra en la Fig. 2-10 (b). La precipitación media en la zona de
captación se calcula pesando altura de lluvia de cada estación en
proporción a su área de influencia.

38. Fig. 2-10 (b) Thiessen método de polígonos (Haga clic -aquí- para mostrar).
En el método de isoyetas, la ubicación de los pluviómetros se trazan en
un mapa a escala de la cuenca y sus alrededores. altura de lluvia de
cada estación se utiliza para dibujar isoyetas lo largo de la cuenca de
captación de una manera similar a la utilizada en la preparación de
mapas topográficos de contorno. La mitad de la distancia entre dos
isoyetas adyacentes se utiliza para delinear el área de influencia de cada
isohieta, como se muestra en la Fig. 2-10 (c). La precipitación media en
la zona de captación se calcula pesando cada incremento de isoyetas en
proporción a su área de influencia.
Fig. 2-10 (c) Método de isoyetas (Haga clic -aquí- para mostrar).

39. El método de isoyetas es considerado como más preciso que cualquiera
de los polígonos de Thiessen o métodos promedio de
precipitaciones. Este es particularmente el caso cuando un promedio de
precipitación en las cuencas donde los efectos orográficos tienen una
influencia significativa en el patrón de tormentas locales. El método de
polígonos de Thiessen es generalmente más preciso que el método de la
media de precipitaciones. El aumento de la precisión es probable que
sea más marcada cuando un promedio de precipitación en las cuencas
con profundidades que varían ampliamente lluvia o grandes diferencias
en las áreas de influencia.
Análisis de la tormenta
La profundidad y duración de la tormenta. La profundidad y la
duración de la tormenta están directamente relacionados, la profundidad
de la tormenta aumenta con la duración. Una ecuación que relaciona la
profundidad y la duración de la tormenta es:
h = ct n
(2-2)
en la que h profundidad = tormenta, en centímetros; t = duración de la
tormenta, en horas; c = un coeficiente; y n = un exponente (un número
real positivo menor que 1). Típicamente, n varía entre 0,2 y 0,5, lo que
indica que la profundidad tormenta aumenta a una tasa menor que la
duración de la tormenta. Mediante el análisis de los datos de tormenta
sobre una base regional o local, la ecuación. 2-2 se puede utilizar para
predecir la profundidad tormenta como una función de la duración de
tormenta. La aplicabilidad de dicha ecuación, sin embargo, se limita a las
condiciones regionales o locales para la que se derivó.
Ecuación 2-2 también se puede utilizar para estudiar las características
de eventos extremos de precipitación. Una representación logarítmica de
los datos de la profundidad de duración para los eventos del mundo más
grandes observados lluvia (Tabla 2-2) da lugar a la siguiente línea
envolvente:
h = 39 t 0,5
(2-3)

40. en la que h profundidad = precipitaciones, en centímetros, y t duración =
precipitaciones, en horas. Los datos de la Tabla 2-2 se representan en la
Fig. 2-11, incluyendo la línea envolvente, la Ec. 2-3.
más grandes eventos de precipitación observados de la Tabla 2-2 Mundo [53].
Duración
Profundidad
(cm)
Ubicación fecha
1 minuto 3.8 Barot, Guadalupe 1970 26 de noviembre
8 min 12.6 Füssen, Baviera 1920 25 de de mayo de
15 minutos 19.8 Plumb Point, Jamaica 1916 12 de mayo de
42 min 30.5 Holt, Missouri 1947 22 de de junio de
2 h 10 min 48.3 Rockport, Virginia Occidental 1889 18 de de julio de
2 h 45 min 55.9 D'Hanis, Texas (17 millas NNO) 1935 el 31 de de mayo de
4 h 30 min 78.2 Smethport, Pennsylvania 1942 18 de de julio de
9 h 108,7 Belouve, Reunión 1964 18 de febrero
12 h 134,0 Belouve, Reunión 1964 de febrero de 28-29 de
18 h 30 min 168,9 Belouve, Reunión 1964 de febrero de 28-29 de
24 h 187,0 Cilaos, Reunión 1952 de marzo de 15-16 de
2 d 250.0 Cilaos, Reunión 1952 15-17 de marzo de
3 d 324,0 Cilaos, Reunión 1952 15-18 de marzo de
4 d 372,1 Cherrapunji, India 12-15 septiembre de 1974
5 d 385,4 Cilaos, Reunión 1952 13-18 de marzo de
6 d 405,5 Cilaos, Reunión 1952 13-19 de marzo de
7 d 411,0 Cilaos, Reunión 1952 12-19 de marzo de
15 d 479.8 Cherrapunji, India 24-30 junio de 1931
1 mes 930,0 Cherrapunji, India 1861 julio
3 meses 1637.0 Cherrapunji, India 1861 mayo-julio

41. 6 meses 2245.0 Cherrapunji, India Abril de 1861 y septiembre
1 año 2646.0 Cherrapunji, India 1860 agosto al 1861 julio
2 años 4077.0 Cherrapunji, India 1860-1861
Fig. 2-11 de datos de la profundidad de duración para eventos de precipitación observados más grandes del
mundo.
La intensidad y duración de la tormenta. Intensidad de las tormentas y
la duración están inversamente relacionados. De la ecuación. 2-2, una
ecuación que une intensidad de las tormentas y la duración, se puede
obtener mediante la diferenciación de altura de lluvia con respecto a la
duración, para producir:
d h
______
= i = cnt n -1
d t
(2-4)
en el que i = intensidad de las tormentas. simplificando,

42. un
i = ______
t m
(2-5)
en el que un = cn , y m = 1 - n . Desde n es menor que 1, se deduce
que m es también menos de 1.
Otro modelo de intensidad-duración es la siguiente:
un
i = _________
t + b
(2-6)
en el que una y b son constantes a determinar por análisis de regresión
(Capítulo 7).
Un modelo de intensidad-duración general de la combinación de las
características de las ecuaciones. 2-5 y 2-6 es:
un
i = _____________
( t + b ) m
(2-7)
Para b = 0, la ecuación. 2-7 se reduce a la ecuación. 2-5; para m = 1, la
ecuación. 2-7 se reduce a la ecuación. 2-6.
Intensidad-Duración-Frecuencia. Para cuencas pequeñas a menudo es
necesario para determinar varias curvas de intensidad de duración, con
una frecuencia por un período de retorno o diferente. Un conjunto de
curvas de intensidad-duración-frecuencia se refiere como curvas IDF,
con una duración trazada en las abscisas, la intensidad en las
ordenadas, y la frecuencia (o, alternativamente, período de retorno) como
parámetro de la curva. Cualquiera de aritmética (Fig. 2-12 (a)) o
logarítmica (Fig. 2-12 (b)) escalas se utilizan en la construcción de las
curvas IDF. Dichas curvas son desarrollados por las agencias
gubernamentales para su uso en el diseño de la tormenta de drenaje
urbano y otras aplicaciones (Capítulo 4).
Una fórmula para la curva IDF se puede obtener suponiendo que la
constante de una en las Ecs. 2- 2-5 a 7 se relaciona con período de
retorno T de la siguiente manera:

43. un = k T n
(2-8)
en la que k = un coeficiente; T = periodo de retorno; y n = un exponente
(no relacionada con la de la Ec. 2-2). Esto lleva a
k T n
i = _____________
( t + b ) m
(2-9)
Los valores de k , b , m , y n son evaluados a partir de datos medidos o
experiencia local.
Fig. 2-12 (a) Una curva IDF aritmética
(Davenport, Iowa) [84].
Fig. 2-12 (b) Una curva logarítmica IDF
(San José, California) [84].
Profundidad tormenta y zona de captación. En general, cuanto mayor
es la zona de captación, menor es la profundidad tormenta
espacialmente promediado. Esta variación de la profundidad de tormenta
con zona de captación ha llevado al concepto de la profundidad de punto,
que se define como la profundidad tormenta asociada con un área de
punto dado. Un área de punto es el área más pequeña debajo de la cual
la variación de la profundidad de tormenta con zona de captación se

44. puede suponer que será insignificante. En los Estados Unidos, el área
del punto se toma generalmente como 25 kilometros 2
(10 millas 2
).
La profundidad punto se aplica para todas las áreas menos que en el
área del punto. Para áreas mayores que el área del punto, una reducción
de la profundidad punto es necesario tener en cuenta la disminución de
la profundidad de la tormenta con zona de captación. Esta reducción de
la profundidad se lleva a cabo con un gráfico de reducción de la
profundidad de la zona, una zona de captación función que relaciona
(abscisas) para señalar porcentaje de profundidad (ordenadas). duración
de la tormenta suele ser un parámetro de la curva en un gráfico de
reducción de la profundidad de la zona.
Gráficos generalizados profundidad del área de reducción aplicables a
los estados contiguos de Estados Unidos, para áreas de hasta 1000
km 2
(400 millas 2
) y una duración de 30 min a 10 d han sido publicados
por el Servicio Meteorológico Nacional (Figs. 2-13 (a) y B)). Cartas
regionales y derivados locales de reducción de la profundidad de la zona
pueden diferir de estas tablas generalizadas (véase la Sección 14.1).
Fig. 2-13 (a) gráfico de reducción de la
profundidad de la zona Generalizado
de 30 minutos de duración de 24 h.
Fig. 2-13 (b) diagrama de reducción de la
profundidad de la zona Generalizado
de 1-d de duración de 10 d.
Profundidad-duración-frecuencia. Para las cuencas de tamaño medio,
el análisis hidrológico cambia su enfoque a la altura de lluvia. Los mapas
que representan Isopluvial profundidades de tormenta, aplicables a una
amplia gama de frecuencias, duraciones y zonas de captación, están
disponibles para todo el Estado Unidos [58, 59, 85-88]. Estos mapas

45. muestran los valores de profundidad de punto y por lo tanto sujeto a la
reducción de la profundidad de la zona por el uso de un gráfico
adecuado.
Profundidad-Area-Duración. Otra forma de describir la relación entre la
profundidad de tormenta, la duración y la zona de captación es la técnica
conocida como análisis en profundidad de la zona duración (DAD). Esta
técnica es básicamente una forma alternativa de representar la reducción
de la profundidad tormenta con zona, con la duración como tercera
variable.
Para construir un gráfico DAD, se identifica una tormenta que tiene un
único centro importante (ojo de tormenta). se preparan mapas de
isoyetas que muestran profundidades máximas de tormenta para cada
una de varias duraciones típicas (6-h, 12 h, 24-H, etc.). Para cada mapa,
las isoyetas se toman como límites que circunscriben áreas
individuales. Para cada mapa y cada área individual, una altura de lluvia
espacialmente promediado se calcula dividiendo el volumen total de la
lluvia por el área individual. Este procedimiento proporciona DAD
conjuntos de datos utilizados para construir un gráfico que muestra la
profundidad frente a la zona, con una duración como un parámetro de la
curva (Fig. 2-14).

46. Fig. 2-14 Una curva de duración de la profundidad de la zona.
análisis DAD también puede ser utilizado para estudiar las características
regionales lluvia. La tabla 2-3 muestra los datos máximos DAD para los
Estados Unidos, basado en cuatro eventos extremos. Los datos
confirman que la profundidad tormenta aumenta con la duración y
disminuye con la zona de captación.
Tabla 2-3 datos de la profundidad del área-duración máxima de los Estados Unidos
[76]. *
Superficie Duración (h)

47. (km
2
) 6 12 18 24 36 48 72
25 62.7
una
75.7
b
92.2
c
98.3
c
106.2
c
109.5
c
114.8
c
250 49.8
b
66.8
c
82.5
c
89.4
c
96.3
c
98.8
c
103.1
c
500 45.5
b
65.0
c
79.8
c
86.9
c
93.2
c
95.8
c
99.6
c
1250 39.1
b
62.5
c
75.4
c
83.0
c
88.9
c
91.4
c
94.7
c
2500 34.0
b
57.4
c
69.6
c
76.7
c
83.6
c
85.6
c
88.6
c
5000 28.4
b
45.0
c
57.1
c
63.0
c
69.3
c
72.1
c
75.4
c
12500 20.6
b
28.2
b
35.8
b
39.4
c
47.5
d
52.6
d
62.0
d
Tormenta: a. 17-18 de julio de 1942 Smethport, Pennsylvania; b. 8-10 septiembre
de 1921, Thrall, Texas; do. Según 3-7 de de septiembre de 1950, Yankeetown,
Florida; re. 27 junio-1 julio 1899, Hearne, Texas.
* Profundidad media en cm; tormenta indicada por la letra de superíndice.
Precipitación Máxima Probable. Para grandes proyectos, análisis de
tormenta a partir de datos de profundidad-duración-frecuencia no es
suficiente para eliminar la probabilidad de fracaso. En tales casos, el
concepto de PMP se utiliza en su lugar. En Estados Unidos, las
estimaciones de PMP se prepararán de acuerdo con las directrices
incluidas en los informes HM NOAA) Hidrometeorológico serie [33-44] y
publicaciones relacionadas [84-87]. Estos informes contienen
metodologías y mapas para la estimación de la PMP para un
determinado lugar geográfico, variedad de tamaños y duraciones de
captación, y la época del año (Capítulo 14).
Las variaciones geográficas y estacionales de la precipitación
La precipitación varía no sólo temporal y espacialmente, sino también
estacionalmente, anualmente, y con la ubicación geográfica y el clima. La
media de precipitación anual, la cantidad total de precipitación que se

48. acumula en un año, en promedio, en un lugar determinado, se utiliza
para climas Clasificar (en términos de precipitación) en ocho clases [11]:
 Superarid: Menos de 100 mm
 Hiperárido: 100 - 200 mm
 Árido: 200 - 400 mm
 Semiáridas: 400 - 800 mm
 Subhúmedo: 800 - 1600 mm
 Húmedo: 1600 - 3200 mm
 Hiperhúmedo: 3200 - 6400 mm.
 Superhumid: Más de 6400 mm.
La estacionalidad de la precipitación se evaluó con el índice de
precipitación estacionalidad: la proporción entre la precipitación
acumulada en los tres meses consecutivos más húmedos a que durante
los tres meses consecutivos más secos, en un año promedio. Este índice
se utiliza para clasificar los climas en cuatro clases [11]:
1. No estacional: 1.0 - 1.6
2. Débilmente temporada: 01/06 hasta 02/05
3. Moderadamente estacional: 2.5 - 10
4. Totalmente de temporada: Mayor de 10.
En climas más generales, áridas y semiáridas están asociados con los
regímenes moderadamente estacionales; por el contrario, subhúmedos y
húmedos climas están asociados con regímenes débilmente estacionales
o no estacionales. Sin embargo hay algunas excepciones; por ejemplo,
los climas de tipo monzón que prevalecen en algunas partes del mundo,
que tienden a ser a la vez húmedo y de temporada.
Precipitaciones Las fuentes de datos e interpretación
Los datos de precipitación se obtienen por medición utilizando
pluviómetros (capítulo 3). El Centro Nacional de Datos Climáticos
(NCDC), Asheville, Carolina del Norte, publica los datos de precipitación
por cerca de 8000 estaciones en los Estados Unidos. Un gran número de
medidores adicionales son operados por otras agencias federales,
estatales y locales, y por los individuos. agencias federales de Estados
Unidos que recogen datos de precipitación sobre una base regular
incluyen el Servicio Meteorológico Nacional (SMN), el Cuerpo de

49. Ingenieros del Ejército, el Servicio de Conservación de Recursos
Naturales (anteriormente Soil Conservation Service), el Servicio Forestal,
la Oficina de Reclamación, y el valle de Tennessee Autoridad.
NCDC ensambla utilizando datos de precipitación por hora, día, mes, y
los intervalos anuales. datos de precipitación por hora y máximas
cantidades de duración de 15 minutos se encuentran en los datos de
precipitación por hora. datos diarios y mensuales de precipitación se
encuentran en datos climatológicos. datos de precipitación mensual y
anual para aproximadamente 250 principales ciudades de EE.UU.,
incluyendo las tarifas por hora, se encuentran en los datos climatológicos
local.
atlas precipitación frecuencia regionales (US Bureau Tiempo Nº 40 [86],
la NOAA Technical Memorando NWS Hydro-35 [59] y precipitación de
frecuencia Atlas del oeste de los Estados Unidos [58]) están
disponibles. NCDC mensual y los mapas de precipitación estacional se
encuentran en semanal del tiempo y el Boletín de la cosecha, a
disposición de la Facilidad de NOAA / USDA Conjunto Tiempo Agrícola,
en el Departamento de Agricultura de Construcción del Sur, Washington,
DC Las fuentes adicionales de datos de precipitación se dan en la
bibliografía comentada de la NOAA Publicaciones de Hidrometeorológico
de interés , actualizadas periódicamente por el NWS, y en esta Guía
selectivo al climáticas Orígenes de datos, actualizada periódicamente por
el NCDC.
La precipitación y otros datos climatológicos relevantes están ahora en
línea accesible a través de la página web del CNDC en
http://www.ncdc.noaa.gov. Al hacer clic en el acceso en línea de datos
proporciona acceso a una variedad de servicios en línea, incluyendo la
precipitación mensual para NWS y sitios de cooperación y el acceso en
línea y el Sistema de Información de Servicio (OASIS), que incluye por
hora y la precipitación de 15 minutos de EE.UU. datos.
En el llenado registros faltantes. Los registros incompletos de lluvia a
veces son posibles debido a un error del operador o el mal
funcionamiento del equipo. En este caso, a menudo es necesario para
estimar el registro que falta. Supongamos que una determinada estación
de X tiene un registro que falta. Un procedimiento para rellenar el registro

50. de falta es identificar tres estaciones de índice (A, B y C) que tiene un
registro completo, situadas lo más cerca posible y lo más uniformemente
espaciadas alrededor de la estación X como sea posible. La precipitación
media anual para cada una de las estaciones de X, se evalúa A, B, y
C. Si la precipitación media anual en cada una de las estaciones de
índice A, B, o C está dentro del 10 por ciento de la de la estación X, una
simple media aritmética de los valores de precipitación en las estaciones
de índice proporciona el valor que falta en la estación de X.
Si la precipitación media anual en cualquiera de las estaciones de índice
difiere en más del 10% de la de la estación X , se utiliza el método de la
relación normal [55]. En este método, el valor de precipitación que falta
en la estación de X es la siguiente:
N X N X N X
P X = (1/3) [ _____
P A + _____
P B + _____
P C ]
N A N B N C
(2-10)
en la que P = precipitación, N = precipitación anual, y los subíndices
significar X , A , B , y C se refieren a las respectivas estaciones.
Un método alternativo para rellenar los datos de precipitación que faltan
ha sido desarrollado por el Servicio Meteorológico Nacional [49]. El
método requiere datos para cuatro estaciones de índice A, B, C, y D, los
situados más cerca de la estación X de interés, y en cada uno de los
cuatro cuadrantes delimitados por líneas norte-sur y este-oeste extrae a
través de la estación X (Fig. 2-15). El valor estimado de la precipitación
en la estación X es la media ponderada de los valores en los cuatro
lugares de índice. Para cada estación de indexación, el peso aplicable es
el recíproco del cuadrado de su distancia L de la estación de X.

51. Fig. 2-15 Posición de las estaciones X y estaciones de índice A, B, C y D.
El procedimiento se describe por la siguiente fórmula:
4
Σ ( P i / l i
2
)
i = 1
P X = _____________________
4
Σ (1 / L i
2
)
i = 1
(2-11)
en la que P = precipitación; L = distancia entre las estaciones de índice y
la estación de X ; y i se refiere a cada una de las estaciones de
índice A , B , C , y D .

52. Análisis de doble masa. Los cambios en la ubicación o la exposición de
un medidor de lluvia pueden tener un efecto significativo en la cantidad
de medidas de precipitación, llevando a que los datos inconsistentes
(datos de diferente naturaleza dentro de un mismo registro).
La consistencia de un registro de precipitaciones se prueba con el
análisis de doble masa. Este método compara los valores acumulados
anual (o, alternativamente, de temporada) de la estación de Y con las de
una estación de referencia X . La estación de referencia es por lo general
la media de varias estaciones vecinas. Los pares acumulativos (valores
de doble masa) se representan en un sistema de coordenadas xy la
aritmética, y la trama se examina por los cambios de tendencia. Si la
trama es esencialmente lineal, el registro en la estación Y es
consistente. Si el gráfico muestra una ruptura de pendiente, el registro en
la estación Y es inconsistente y debe corregirse. La corrección se realiza
mediante el ajuste de los registros antes de la pausa para reflejar el
nuevo estado (después de la pausa). Para lograr esto, los registros de
lluvia antes de la ruptura se multiplican por la proporción de las
pendientes después y antes del descanso (Fig. 2-16).

53. Fig. 2-16 análisis de doble masa.
2.2 ABSTRACCIONES HIDROLÓGICOS
[Propiedades de
Captación] [Escurrimiento] [preguntas] [Problemas] [Referencias] • [Inicio] [precipitación]
abstracciones hidrológicas son los procesos que actúan para reducir la
precipitación total en precipitación efectiva. La precipitación efectiva
finalmente produce la escorrentía superficial. La diferencia entre la
precipitación total y efectiva es la profundidad abstraído por la captación.
Los procesos por los que la precipitación es abstraído por la cuenca son
muchas. Los que son importantes en la hidrología de ingeniería son los
siguientes:
1. Interceptación,
2. Infiltración,
3. Superficie o almacenamiento de la depresión,
4. La evaporación, y
5. Evapotranspiración.
Interceptación
La interceptación es el proceso por el cual la precipitación se abstrae de
vegetación u otras formas de cobertura del suelo, incluyendo, en algunos
casos, las características culturales del paisaje. Pérdida de intercepción
es la fracción de precipitación que es retenido por la cubierta vegetal. La
cantidad interceptada o bien se devuelve a la atmósfera por evaporación,
o si pasa al constituir escurrimiento, esa parte de la precipitación que
llega al suelo pasando primero a través de la cubierta vegetal. Pérdidas
de interceptación son una función de:
1. carácter Storm, incluyendo la intensidad, la profundidad, y la
duración,
2. El tipo, la especie, la edad, y la densidad de la cubierta vegetal, y
3. La época del año o temporada.

54. La interceptación es por lo general el primer proceso de abstracción para
actuar durante una tormenta. tormentas de luz se abstraen
sustancialmente por el proceso de intercepción. tormentas de luz se
producen con frecuencia y por lo tanto constituyen la mayoría de las
tormentas. La pérdida de intercepción acumulado en un año,
principalmente de las tormentas de luz, asciende a alrededor del 25 por
ciento de la precipitación media anual.
Por tormentas moderadas, pérdidas por intercepción tienden a variar
ampliamente, siendo mayor durante la estación de crecimiento y menor
en otras épocas del año. Los estudios han demostrado que los valores
de intercepción son propensos a variar de 7 a 36 por ciento de la
precipitación total durante la estación de crecimiento, y del 3 al 22 por
ciento durante el resto del año [12].
Por las fuertes tormentas, las pérdidas de intercepción por lo general
constituyen una pequeña fracción de la precipitación total. Para larga
duración o tormentas poco frecuentes, es probable que sea pequeño el
efecto de intercepción en el proceso general de abstracción. En ciertos
casos, en particular para los estudios de hidrología inundación, el
abandono de la interceptación generalmente se justifica por razones
prácticas.
La pérdida de interceptación comprende dos elementos distintos [25] La
primera es el almacenamiento de interceptación, es decir, la profundidad
(o volumen) retenidos en el follaje contra las fuerzas del viento y la
gravedad. La segunda es la pérdida por evaporación desde la superficie
del follaje, que se lleva a cabo durante toda la duración de la
tormenta. La combinación de estos dos procesos conduce a la siguiente
fórmula para estimar la pérdida de interceptación [12].
L = S + KE t (2-12)
en la que L = Pérdida de intercepción, en milímetros; S = profundidad de
almacenamiento de intercepción en milímetros, por lo general variaron
entre 0.25 y 1,25 mm; K = relación entre la evaporación de superficie
follaje para su proyección horizontal; E = tasa de evaporación en
milímetros por hora; y t la duración = tormenta, en horas.

55. Infiltración
La infiltración es el proceso por el cual la precipitación es abstraído por
filtran en el suelo por debajo de la superficie de la tierra. Una vez por
debajo de la superficie del suelo, las aguas captadas se mueve
lateralmente o bien, como interflujo, en lagos, arroyos y ríos, o
verticalmente, por percolación, en los acuíferos. El agua que llega a los
lagos evapora o drenajes como desbordamiento de lago en corrientes
superficiales. El agua que llega a los arroyos y ríos se mueve con relativa
rapidez hacia los océanos como flujo superficial. El agua retenida en los
acuíferos se mueve lentamente a medida que el flujo de las aguas
subterráneas, con el tiempo que fluye en un arroyo o de llegar al mar
directamente, sin pasar por las aguas de superficie en su totalidad.
La infiltración es un proceso complejo. Se describe por cualquiera de una
instantánea o una tasa de infiltración media, tanto mide en milímetros por
hora, o pulgadas por hora. La profundidad de la infiltración total se
obtiene mediante la integración de la velocidad de infiltración instantánea
durante la duración tormenta. La tasa de infiltración media se obtiene
dividiendo el total de profundidad de infiltración por la duración de la
tormenta.
Las tasas de infiltración varían ampliamente, dependiendo de:
1. El estado de la superficie de la tierra, incluyendo la compactación y
formación de costra superficial,
2. El tipo y la densidad de la cubierta vegetal, y la estructura de la raíz
asociado,
3. Las propiedades físicas del suelo, incluyendo la estructura, tamaño
de grano, y la gradación,
4. El carácter tormenta, es decir, la intensidad, la profundidad, y la
duración,
5. La temperatura del agua, y
6. La calidad del agua, incluyendo los componentes químicos y otras
impurezas.
Fórmulas de infiltración. Para una tormenta dada, las tasas de
infiltración tienden a variar con el tiempo. La tasa de infiltración inicial es
la tasa vigente al inicio de la tormenta. Esta tasa es probable que sea la
tasa máxima para la tormenta dada, disminuyendo gradualmente a

56. medida que la tormenta avanza en el tiempo. Para las tormentas de larga
duración, la tasa de infiltración, finalmente, alcanza un valor constante,
se hace referencia a la tasa de infiltración como definitiva (o
equilibrio). Este proceso dio lugar Horton [27] para describir la variación
de la tasa de infiltración con el tiempo mediante la siguiente fórmula:
f = f c + ( f o - f c ) e kt
(2-13)
en la que f = tasa de infiltración instantánea; f O = tasa de infiltración
inicial; f c = tasa de infiltración final; k = una constante de decaimiento
exponencial; y t = tiempo, en horas. Las unidades de k son h -1
. Para t =
0, f = f O ; y para t = ∞, f = f c (ver Fig. 2-17).
Fig. 2-17 fórmula infiltración de Horton.
Ecuación 2-13 tiene tres parámetros: (1) la tasa de infiltración inicial; (2)
la tasa de infiltración final; y (3) la k valor que describe la velocidad de
disminución de la diferencia entre las tasas de infiltración inicial y
final. Las mediciones de campo son necesarias a fin de determinar los
valores adecuados de estos parámetros. Un gráfico de la velocidad de
infiltración en función del tiempo permite la estimación de la tasa
final. Con un conocimiento de la tasa final f c , dos juegos de f y t se

57. obtienen de la trama y se utilizan, junto con la Ec. 2-13, para resolver
simultáneamente para f O y k .
La integración de la ecuación. 2-13 entre t = 0 yt = ∞, conduce a:
f O - f c
F = _________
k
(2-14)
en la que F = la profundidad total de infiltración por encima de
la f = f c línea. Ecuación 2-14 permite el cálculo de la profundidad total de
la infiltración, en el supuesto de que la tormenta tiene una duración de
tiempo suficiente para que la tasa de alcanzar el equilibrio.
Ejemplo 2-2.
Suponiendo f o = 10 mm / h, f c = 5 mm / h, y k = 0,95 h -1
, calcular la profundidad de infiltración total de una
tormenta que dura 6 h.
Después de 6 h, la diferencia entre las tasas instantáneas y final es insignificante. Por lo tanto, la profundidad
de la infiltración total es: (10 mm / h - 5 mm / h) / 0,95 h -1
+ (5 mm / h × 6 h) = 35.26 mm.
Las tasas de infiltración típicas en el final de 1 h ( f 1 ) se presentan en la
Tabla 2-4. En general, estos valores son aproximaciones razonables de
las tasas de infiltración final (es decir, el equilibrio).
Tabla 2-4 típicos f 1 valores [1].
grupo de suelos La tasa de infiltración f 1 (mm / h)
Arcillas, franco arcilloso Bajo 0,25-2,50
Margas, arcillas, limos intermedio 2,50-12,50
Los suelos arenosos Alto 12,50-25,00

58. Los desarrollos más recientes en la teoría de infiltración han tratado de
mejorar en el modelo de Horton. Philip [66] ha propuesto el siguiente
modelo:
f = (l / 2) st -1/2
+ A (2-15)
en la que f = tasa de infiltración instantánea; s = un parámetro empírico
relacionado con la velocidad de penetración del frente de humectación (la
superficie de humectación que se caracteriza por un muy alto gradiente
de potencial); A = un valor de infiltración que está cerca del valor de la
conductividad hidráulica saturada en la superficie; y t = tiempo.
En la ecuación. 2-15, para t = 0, f = ∞; y para t = ∞, f = A . En la práctica,
la tasa de infiltración inicial tiene un valor finito. A pesar de esta
limitación, la fórmula Philip parece ser un buen ajuste a los datos
experimentales. La integración de la ecuación de Philip conduce a
F = st 1/2
+ E n (2-16)
en la que F = profundidad total de la infiltración.
Un modelo de infiltración con una sólida base teórica es la de Green y
Ampt fórmula [21]. Esta ecuación describe la tasa de infiltración de agua
en condiciones de estanque como sigue:
H + P f
f = K ( 1 + __________
)
Z f
(2-17)
en la que f = tasa de infiltración en milímetros por hora; K = conductividad
hidráulica saturada en milímetros por hora; H = profundidad del agua
estancada en milímetros; P f = presión capilar en el frente de humedad en
milímetros; y Z f = profundidad vertical de zona saturada en
milímetros. En la práctica, sin embargo, puede ser difícil de medir
algunos de los términos de esta ecuación. El progreso reciente ha sido
alcanzado por términos groupe de la ecuación. 2-17 en parámetros
previsibles relacionados con los procesos físicos [48].

59. Los índices de infiltración. Evaluaciones prácticas de infiltración se han
visto obstaculizados por su variabilidad espacial y temporal. Esto ha
llevado al uso de índices de infiltración, que modelan el proceso de
infiltración de una manera aproximada pero práctico.
índices de infiltración asumen que la tasa de infiltración es constante a lo
largo de la duración de la tormenta. Este supuesto tiende a subestimar la
tasa inicial más alto de la infiltración, mientras que la sobreestimación de
la tasa final inferior. Por esta razón, los índices de infiltración son los más
adecuados para aplicaciones que implican cualquiera de las tormentas
de larga duración o de captación con alto contenido inicial de humedad
del suelo. Bajo tales condiciones, el descuido de la variación de la tasa
de infiltración con el tiempo es generalmente justificadas por razones
prácticas.
Por tormentas moderadas, el uso de índices de infiltración es en gran
parte un procedimiento empírico, con la atención que se centra en la
coincidencia de la condición de humedad del suelo que prevalece y
duración de la tormenta con el fin de efectuar un balance adecuado de
lluvia y escorrentía cantidades.
En la práctica, el índice de infiltración más comúnmente utilizado es el φ -
index, definida como la tasa de infiltración (constante) se debe restar a la
intensidad de lluvia que prevalece con el fin de obtener el volumen de
escorrentía que realmente ocurrió [13]. El cálculo de la φ -index requiere
un patrón de tormenta, es decir, un gráfico de la intensidad en función del
tiempo de lluvia, y un volumen de escorrentía medido (o profundidad). El
cálculo implica un procedimiento de prueba y error.
Ejemplo 2-3.
La siguiente distribución de las precipitaciones se midió durante una tormenta de 6 h.
Tiempo (h) 1 2 3 4 5 6
intensidad de la lluvia (cm / h) 0,5 1.5 1.2 0,3 1.0 0,5
La profundidad de la escorrentía se ha estimado en 2 cm. Calcular el φ -índice.

60. A partir de la distribución de las lluvias, la precipitación total es de 5 cm. Por lo tanto, la profundidad
abstraído por la infiltración es: (5-2) = 3 cm. Con referencia a la Fig. 2-18, el φ -index se calcula mediante
ensayo y error. Por inspección, un valor de entre 0,5 y 1,0 cm / h se asume. Un balance de masa conduce a:
[(1,5 - phi ) × 1] + [(1,2 - phi ) × 1] + [(1,0 - phi ) × 1] = 2 cm
De la ecuación. 2-18, resolviendo para φ da: φ = 0,567 cm / h, la verificación de que el rango asumido por era
correcta. El rango asumido había equivocado, la calculada φ -valor habría estado fuera de ese rango. En la
Fig. 2-18, los 2 cm de escorrentía están por encima del φ línea -index; los 3 cm de lluvia abstraída están por
debajo del φ línea de -índice.
Fig. 2-18 Cálculo de φ -index: Ejemplo 2-3.
Otro índice de infiltración ampliamente utilizado es el W -index [13], que,
a diferencia de la φ -index, toma en cuenta explícitamente la pérdida de

61. intercepción y la profundidad de almacenamiento en la superficie. La
fórmula para el W -index es la siguiente:
P - Q - S
W = _____________
t f
(2-18)
en la que W = W -index, en milímetros por hora; P = altura de lluvia, en
milímetros; Q = profundidad de la escorrentía, en milímetros; S = la suma
de la pérdida de interceptación y la profundidad de almacenamiento
superficial, en milímetros; y t f = el tiempo total (horas) durante el cual la
intensidad de la lluvia es mayor que W .
El W min índice es el W -index calculado para condiciones
extremadamente húmedas. Se deriva a partir de datos de la última de
una serie de tormentas y se utiliza para estimar el máximo potencial de
inundación. En este sentido, el W min índice aproxima a un valor
promediado espacialmente de la tasa de infiltración final. Para tales
condiciones extremas, los valores de W min y φ son casi idénticos.
Infiltración tarifas derivadas de los datos de precipitación-
escorrentía. Inflltration fórmulas representan la variación de las tasas de
infiltración con el tiempo. Las tasas de infiltración, sin embargo, varían no
sólo temporal, sino también espacialmente. A menos que las mediciones
de campo y estimación de parámetros relacionados son bastante buenas
representaciones de la variabilidad espacial, las tasas calculadas por
fórmulas de infiltración es probable que sea diferente de la realidad.
Esta dificultad se elude mediante el cálculo de las tasas de infiltración
indirectamente, a partir de mediciones lluvia-escorrentía
concurrentes. Dicho cálculo proporciona un promedio temporal y espacial
de la tasa de infiltración, que asciende a un φ -index, con sus ventajas y
desventajas asociadas.
Infiltración y tamaño de la cuenca. Para medianas y grandes zonas de
captación, la variabilidad natural de las tasas de infiltración hace que sea
necesario recurrir a la evaluación de la profundidad de la infiltración
total. En la práctica, las profundidades totales de infiltración se derivan
del análisis de lluvia-escorrentía. Sin embargo, para cada conjunto de

62. datos, el cálculo es dependiente del nivel de la humedad del suelo
antecedente a la tormenta altamente. El nivel de humedad de captación
se refiere como la condición de humedad antecedente, o AMC (capítulo
5). Las tasas de infiltración inicial y, en consecuencia, las profundidades
totales de infiltración son una función de la condición de humedad
antecedente predominante.
Superficie o depresión de almacenamiento
Superficie (o depresión) de almacenamiento es el proceso por el cual la
precipitación es abstraído por ser retenidos en los charcos, zanjas y otras
depresiones naturales o artificiales de la superficie terrestre. El agua
retenida en las depresiones o bien se evapora o eventualmente
contribuye a la humedad del suelo por la infiltración. La variabilidad
espacial de almacenamiento en depresiones de la superficie impide su
cálculo preciso.
Intuitivamente, la más leve alivio de la cuenca de captación, mayor es el
efecto del almacenamiento depresión. Los datos de campo reportados
por Viessman [82] demostraron de manera concluyente que el
almacenamiento de la depresión es inversamente proporcional a la
pendiente de captación. Por lo general, una profundidad equivalente de
almacenamiento de la depresión puede ser estimado basado en la
experiencia. Por ejemplo, Hicks [23] se ha utilizado profundidades de
almacenamiento de depresión de 5,0, 3,75 y 2,5 mm para la arena, limo y
arcilla, respectivamente. Tholin y Keife [77] han utilizado los valores de
6,25 mm en las zonas urbanas permeables y 1,5 mm para las zonas
pavimentadas. Donde estimaciones exactas son difíciles, cantidades de
almacenamiento de la depresión pueden ser agrupados con otras
abstracciones hidrológicas más tratables como la interceptación o
infiltración.
Una forma alternativa de la contabilidad para el almacenamiento de la
depresión es el uso de un factor de corrección de flujo máximo, como en
el método gráfico NRCS TR-55 (Sección 5.3).
Típicamente, el efecto del almacenamiento depresión varía en el tiempo
y, en consecuencia, con la duración de tormenta. Al comienzo de una
tormenta, el almacenamiento depresión por lo general juega un papel

63. activo en la abstracción de las cantidades de precipitación. A medida que
pasa el tiempo, los volúmenes de almacenamiento depresión son
finalmente llenos, con posible presencia de agua pasando a constituir el
escurrimiento. Esto ha llevado a la siguiente modelo conceptual de
almacenamiento de la depresión:
V s = S d (1 - e - k P
e ) (2-19)
en la que V s = profundidad equivalente de almacenamiento de la
depresión, en milímetros; P e = exceso de precipitación, que se define
como la pérdida total de la profundidad precipitación menos intercepción
menos profundidad de infiltración totales; S d = capacidad de
almacenamiento de la depresión, en milímetros; y k = una constante.
Linsley et al. [53] han sugerido que los valores de S dpara la mayoría de
las cuencas de captación están en el intervalo de 10 a 50 mm. El valor de
la constante k se calcula suponiendo que para valores muy pequeños de
exceso de precipitación ( P e ≅ 0), esencialmente todo el precipitación
entra en almacenamiento de la depresión ( dV s / dP e = 1). Esto conduce
a k = 1 / S d .
Evaporación
La evaporación es el proceso por el cual el agua acumulada en la
superficie de la tierra (incluidos los poseídos en depresiones superficiales
y cuerpos de agua como lagos y embalses) se convierte en estado de
vapor y devuelta a la atmósfera. La evaporación tiene lugar en la
superficie de evaporación, el contacto entre el cuerpo de agua y aire
suprayacente. En la superficie de evaporación, existe un intercambio
continuo de moléculas de agua líquida en vapor de agua y viceversa. En
la hidrología de ingeniería, la evaporación se refiere a la tasa neta de
transferencia de agua (pérdida) en estado de vapor.
La evaporación se expresa como una tasa de evaporación en milímetros
por día (mm / día), centímetros por día (cm / d) o pulgadas por día
(in./d). Velocidad de evaporación es una función de varios factores
meteorológicos y ambientales. Aquellos importante desde el punto de
vista de la ingeniería de la hidrología son:

64. 1. la radiación solar neta,
2. la presión de vapor de saturación,
3. la presión de vapor del aire,
4. Las temperaturas del aire y de la superficie del agua,
5. La velocidad del viento, y
6. Presión atmosférica.
Las tasas de evaporación se ven significativamente afectados por el
clima. Los estudios han demostrado que las tasas de evaporación son
altas en las regiones áridas y semiáridas y baja en las regiones
húmedas. Por ejemplo, la media de la evaporación del lago anual en los
Estados Unidos varía de 20 pulg. (508 mm) en el Noreste (Maine) y el
noroeste (estado de Washington) esquinas, a más de 80 pulg. (2184 mm)
en el desierto del sudoeste (California y Arizona) (Fig. 2-19) [18].
Fig. 2-19 significan la evaporación del lago anual en los estados contiguos de Estados Unidos (NOAA).
El efecto del clima en la evaporación tiene un impacto sustancial en el
desarrollo de los recursos hídricos. La planificación y el diseño de los
depósitos de almacenamiento en regiones áridas / semiáridas requiere
una evaluación detallada del potencial para la evaporación del
depósito. Estos cálculos determinan en gran medida la viabilidad de la

65. construcción de proyectos de almacenamiento de agua superficial en las
regiones expuestas a altas tasas de evaporación.
A diferencia de otras fases del ciclo hidrológico, evaporación del lago no
se puede medir directamente. Por lo tanto, varios enfoques han sido
desarrollados para calcular la evaporación. Estos varían en la naturaleza
y se basan en cualquiera de los dos: (1) un presupuesto de agua, (2) un
presupuesto de energía, o (3) una metodología de transferencia de
masa.
Método del aporte de agua para determinar la evaporación del
depósito. El método de balance de agua supone que todas las fases de
transporte de agua pertinentes pueden ser evaluados por un período de
tiempo Δ t , y se expresan en términos de volúmenes. Embalse o lago de
evaporación se calculan como sigue:
E = P + Q - O - I - Δ S (2-20)
en la que E = volumen evapora desde el depósito, P = precipitación en su
defecto directamente en el depósito, Q = superficie de entrada
escorrentía hacia el depósito, O = flujo de salida desde el depósito, I =
volumen neto infiltrado desde el depósito en el suelo, y Δ S = cambio en
el volumen almacenado. Todos los términos de la ecuación. 2-20 se
refieren a un período de tiempo Δ t , por lo general se toma como 1
semana o más.
La mayoría de los términos de la ecuación. 2-20 se puede evaluar
directamente. La precipitación se mide fácilmente, y entrada y salida se
puede obtener mediante la integración de los registros de flujo. El cambio
en el volumen almacenado se determina por medio de los registradores
de la etapa de agua. la infiltración neta, sin embargo, puede ser evaluado
sólo de manera indirecta, ya sea mediante la medición de la
permeabilidad del suelo o el seguimiento de los cambios en el nivel de
las aguas subterráneas en los pozos cercanos. La dificultad para medir la
infiltración neta generalmente limita el método de balance de agua a las
zonas con infiltración neta poca o ninguna. A pesar de esta limitación, el
método de balance de agua se ha encontrado para funcionar de forma
fiable bajo ciertas condiciones idealizadas. Los estudios de aporte de
agua del lago Hefner, Oklahoma, muestran que el método puede

66. proporcionar volúmenes de evaporación en un 10 por ciento de precisión
sobre dos tercios del tiempo [81]. Las condiciones en el lago Hefner, sin
embargo, son muy selectivos, y en menor precisión es de esperar en
circunstancias más típicas.
Método para determinar el balance de energía del depósito de
evaporación. Durante la evaporación, los intercambios de energía
significativos se producen en la superficie de evaporación. Un balance de
estos intercambios de energía conduce al método de cálculo de balance
de energía de la evaporación del depósito. La cantidad de calor requerida
para convertir un gramo de agua en vapor, es decir, el calor de
vaporización, varía con la temperatura. Por ejemplo, a 20 ° C, el calor de
vaporización es de 586 calorías ( Tabla A-1, Apéndice A ). Para
mantener la temperatura de la superficie de evaporación, grandes
cantidades de calor deben ser suministrados por radiación, por
transferencia de calor de la atmósfera, y de la energía almacenada en el
cuerpo de agua.
La radiación es la emisión de energía en forma de ondas
electromagnéticas de todos los organismos superiores a 0 ° K. La
radiación solar recibida en la superficie de la Tierra es un componente
importante del balance de energía. La radiación solar alcanza la
superficie exterior de la atmósfera a un flujo casi constante de
aproximadamente 1,95 cal / cm 2
/ min, o langleys / min (1 Langley = 1 cal
/ cm 2
), medida perpendicularmente a la radiación incidente. Casi toda
esta radiación es de longitudes de onda en el rango de 300 a 3000 nm
(nanómetros), con aproximadamente la mitad de ella de longitudes de
onda en el rango visible (380-740 nm) (Fig 2-20.). La tierra también emite
radiación, pero dado que su temperatura superficial es de unos 300 ° K,
esta radiación terrestre es de mucho menor intensidad y mayor longitud
de onda de ácido (3 - 50 micras) que la radiación solar. Puesto que no es
poco solapamiento entre estos dos espectros de radiación, es habitual
para referirse a la radiación solar en forma de radiación de onda corta y
la radiación terrestre como radiación de onda larga [24].

67. Fig. 2-20 rango de la luz visible en el espectro electromagnético.
En el pasaje a través de la atmósfera, la radiación solar cambia su flujo y
composición espectral. Parte de ella es reflejada de vuelta al espacio, y
parte de ella es absorbida y dispersada por la atmósfera. La fracción del
flujo de radiación solar original que llega a la superficie de la Tierra se
llama la radiación solar directa. La fracción de la radiación reflejada y
dispersada por la atmósfera que llega a la tierra se llama cielo
radiación. La suma de la radiación la radiación solar directa y el cielo se
llama radiación global.
El albedo es el coeficiente de reflexión de una superficie hacia la
radiación de onda corta. Este coeficiente varía con el color, la rugosidad,
y la inclinación de la superficie. Su valor es de 0,03 - 0,10para el
agua, 0,05 - 0,30 para las zonas con vegetación, 0,15-0,40 para el suelo
desnudo, y hasta 0,95 para el área cubierta de nieve [24]. La Tabla 2-5
muestra los valores típicos de albedo. La figura 2-21 muestra la
distribución global de albedo, según la NASA.
Tabla 2-5 Valores típicos de albedo [*].
bioma albedo
Lagos y el mar 0,03 - 0,10

68. tierras forestales 0,05-0,20
pastizales 0,12 - 0,30
Las tierras
agrícolas
0.12 -0.25
Areas urbanas 0,15 - 0,25
Suelo desnudo 0,15 a 0,40
desiertos 0,20-0,45
Dunas de arena 0,30-0,60
La capa de nieve 0.50 - 0.95
Fig. 2-21 Distribución mundial de albedo (NASA).
Además de la radiación de onda corta equilibrio, existe también un
equilibrio radiación de onda larga. La superficie de la Tierra emite
radiación, parte de la cual es absorbida y reflejada por la atmósfera. La

69. diferencia entre los flujos entrantes y salientes se llama pérdida de
radiación de onda larga. Durante el día, la radiación de onda larga puede
ser una pequeña fracción del saldo total de radiación, pero por la noche,
en ausencia de radiación solar, la radiación de onda larga domina el
balance de radiación. La radiación neta es igual a la radiación neta de
onda corta (solar) menos el lanzamiento de radiación de onda larga
(terrestre) (Fig. 2-22).
Fig. 2-22 balance de radiación de la Tierra (NASA).
En el método de balance de energía, la energía entrante se puede
expresar como
Q i = Q s (1 - A ) - Q b + Q una (2-21)
en la que Q i = energía entrante; Q s = radiación global (radiación de onda
corta del sol y el cielo); A = albedo; Q b = pérdida de radiación de onda
larga por masa de agua; y Q un = energía neta advectada en el cuerpo de
agua por los arroyos, la lluvia y la nieve.