cuencas hidrográficas ingeniería civil

CAPITULO I
CUENCAS HIDROGRAFICAS
1. ASPECTOS GENERALES:
HIDROLOGIA:
Ciencia que se ocupa del estudio, del ciclo hidrológico, buscando establecer relaciones
definidas, espaciales, temporales, estacionales, anuales o regionales ó
variaciones geográficas de agua con el fin de establecer sociedades riesgosas,
envueltas en el diseño de los Sistemas y Estructuras Hidráulicas.
GEOMORFOLOGIA
Llamamos geomorfología a la ciencia que tiene por objeto la descripción y la
explicación del relieve terrestre, continental y submarino. Constituye una disciplina de
síntesis orientada, especialmente hacia el estudio de uno de los componentes del
medio natural».
El relieve de la Tierra puede reducirse a una serie de unidades topográficas llamadas
vertientes. Pero dentro de ellas podemos identificar ciertas características comunes
que constituyen las formas de relieve.
El relieve de la Tierra es un fenómeno complejo que procede de incesantes
interacciones de los diferentes componentes del espacio geográfico, es decir de la
litosfera, de la atmósfera, de la hidrosfera y de la biosfera.
CUENCA HIDROGRAFICA
Se dice también que corresponde al área del terreno en la que el agua, los sedimentos
y los materiales disueltos drenan hacia un sistema fluvial unitario. Los colectores de
distinto rango transportan las aguas hacia un colector principal. El nombre de este
colector, quebrada, o río es el que en general se aplica a la Cuenca.
2. GEOMEORFOLOGIA DE UNA CUENCA HIDROGRAFICA
Las Cuencas Hidrográficas están en constante modificación, su grado de alteración
dependen de la intensidad de la erosión de los suelos, debido a las lluvias, a los
procesos de deglaciación, etc.
2.1. CARACTERISTICAS GEOMORFOLOGICAS DE UNA CUENCA HIDROGRAFICA
Las características físicas de una cuenca forman un conjunto que influyen en su
comportamiento hidrológico, tanto a nivel de las excitaciones como de las respuestas
de la cuenca, como un Sistema.
Así pues, el estudio sistemático de los parámetros físicos de las cuencas es de gran
utilidad práctica en la ingeniería Hidrológica, pues con base en ellos se puede lograr
una transferencia de información de un sitio a otro, donde exista poca información, o
que haya carencia total de información de registros hidrológicos, si existe cierta
semejanza geomorfológico y climática entre las zonas.
Para el estudio y determinación de los parámetros geomorfológicos se precisa de la
información cartográfica de la topografía, del uso del suelo y de la permeabilidad de la

región en estudio. Los planos para estos análisis son usados en escalas desde
1:25.000 hasta 1:100.000, dependiendo de los objetivos del estudio y del tamaño de la
cuenca en cuestión. Se podría decir que para cuencas de un tamaño superior a los
100 km2 un plano topográfico en escala 1:100.000 es suficiente para las metas
pretendidas en el análisis general del sistema de una cuenca. Obviamente, los
trabajos tendientes a un mismo estudio regional deberán efectuarse sobre planos de
una misma escala y preferiblemente que hayan sido elaborados bajo los mismos
criterios cartográficos. De esta forma se podría contar con resultados homogéneos que
podrían ser comparados en estudios posteriores al estudio mismo de las cuencas.
Al iniciar un estudio geomorfológico se debe empezar por la ubicación de los puntos
donde existan en los ríos las estaciones de aforo, para así tener un estudio completo
de las variables coexistentes en la cuenca: tanto en las excitaciones y el sistema
físico, como en las respuestas del sistema de la hoya hidrográfica.
Las características geomorfológicas que se van a estudiar son las siguientes:
Área, longitud de la cuenca y su perímetro, pendiente promedio de la cuenca, curva
hipsométrica, histograma de frecuencias altimétricas, altura y elevación promedio,
relación de bifurcación de los ríos, densidad de drenaje, perfil y pendiente promedia
del cauce principal y coeficiente de cubrimiento de bosques.
2.1.1.ÁREA DE LA CUENCA (A).
El área de la cuenca es probablemente la característica geomorfológica más
importante para el diseño. Está definida como la proyección horizontal de toda el área
de drenaje de un sistema de escorrentía dirigido directa o indirectamente a un mismo
cauce natural.
Es de mucho interés discutir un poco sobre la determinación de la línea de contorno o
de divorcio de la cuenca.
Delimitación:
Se basa en 4 características:
- La línea divisoria corta ortogonalmente a las curvas de nivel.
- Cuando la divisoria se va trazando desde un nivel altitudinal mayor a u nivel
altitudinal menor, esta línea corta a las curvas de nivel por su concavidad.
-

REPRES A
RIO
LINEA DIVIS ORIA DE AGUAS
10 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
20 0
800
900
DIVORC IO
- Al cortar el terreno por el plano normal a la divisoria el punto de intersección de
está corresponde al de mayor altitud del terreno.
- La línea divisoria nunca corta a un curso de agua natural, excepto en el punto
de control o desembocadura.
RIO QUE NO DES EMBOCA AL MAR
DIVIS ORIA DE AGUAS
RIO
RIO

RIO QUE DESEMBOCA AL MAR
MAR
DIVIS ORIA DE AGUAS
RIO
La definición de dicha línea no es clara ni única, pues puede existir dos líneas de
divorcio: una para las aguas superficiales que sería la topográfica y otra para las
aguas subsuperficiales, línea que sería determinada en función de los perfiles de la
estructura geológica, fundamentalmente por los pisos impermeables.
Para efectos de balance hídrico si se presenta una situación como la mostrada, el área
superficial puede ser mucho menor que el área total contribuyente al caudal de un río.
Si se presentan estructuras geológicas que favorecen la infiltración de aguas de otras
cuencas, es necesario tener en cuenta estos aportes que pueden ser bastante
significativos.
Frecuentemente se desea analizar una cuenca de gran tamaño y muchas veces es
necesario dividirla en subcuencas o subsistemas dependiendo de las metas en estudio
del proyecto determinado.

El área es un parámetro geomorfológico muy importante. Su importancia radica en las
siguientes razones:
a) Es un valor que se utilizará para muchos cálculos en varios modelos hidrológicos.
b) Para una misma región hidrológica o regiones similares, se puede decir que a
mayor área mayor caudal medio.
c) Bajo las mismas condiciones hidrológicas, cuencas con áreas mayores producen
hidrogramas con variaciones en el tiempo más suaves y más llanas. Sin embargo, en
cuencas grandes, se pueden dar hidrogramas con picos, cuando la precipitación fue
intensa en las cercanías, aguas arriba, de la estación de aforo.
d) El área de las cuencas se relaciona en forma inversa con la relación entre caudales
extremos: mínimos/máximos.
El área de la cuenca, A, se relaciona con la media de los caudales máximos Q, así:
n
CAQ =
Donde:
A: área de la cuenca en km2
Q: media de los caudales máximos instantáneos en m3/s.
C y n son constantes. Al graficar esta relación en papel doblemente logarítmico se
obtiene una recta de pendiente n.
Según Leopold (1964) n (factor de Leopold) varía entre 0.65 y 0.80 con un valor
promedio de 0.75.
Johnston y Cross (en 1970) consideran que si dos cuencas hidrográficas son
hidráulicamente semejantes en todos sus aspectos se cumple la siguiente relación
para caudales máximos instantáneos.
4
3
2
1
2
1






=
A
A
Q
Q
Estadísticamente se ha demostrado que el factor "área" es el más importante en las
relaciones entre escorrentía y las características de una cuenca. Esto se puede afirmar
por el alto valor de los coeficientes de correlación cuando se grafica escorrentía
respecto al área. Pero hay otros parámetros que también tienen su influencia en la
escorrentía como la pendiente del canal, la pendiente de la cuenca, la vegetación y la
densidad de drenaje.
La divisoria de la cuenca se puede delimitar indicando la longitud y latitud de los
puntos a lo largo de ésa, asumiendo que entre ellos la línea que los une es una línea
recta. El área será entonces, la encerrada por la serie de segmentos así obtenidos y
es calculada por la mayoría de software usando los principios de la trigonometría.

Otra de las formas con las que se puede calcular el Área de una Cuenca es por medio
del Software Autocad, que tiene un comando integrado para calcular el Área, la única
restricción para sus uso es que la línea divisoria debe ser una Poli línea.
Generalmente se trabaja con una sola cifra decimal, cuando las cuencas tienen áreas
de km2
.
Este parámetro se simboliza con la letra mayúscula A.
2.1.2. LONGITUD, PERIMETRO Y ANCHO.
La longitud, L, de la cuenca puede estar definida como la distancia horizontal del río
principal entre un punto aguas abajo (estación de aforo) y otro punto aguas arriba
donde la tendencia general del río principal corte la línea de contorno de la cuenca.
El perímetro de la cuenca o la longitud de la línea de divorcio, es un parámetro
importante, pues en conexión con el área nos puede decir algo sobre la forma de la
cuenca. Usualmente este parámetro físico es simbolizado por la mayúscula P.
El ancho se define como la relación entre el área (A) y la longitud de la cuenca (L) y se
designa por la letra W. De forma que:
L
A
W =
2.2. PARAMETROS DE FORMA DE LA CUENCA

Dada la importancia de la configuración de las cuencas, se trata de cuantificar estas
características por medio de índices o coeficientes, los cuales relacionan el
movimiento del agua y las respuestas de la cuenca a tal movimiento (hidrograma).
En la figura vemos varios hidrogramas para cuencas con la misma área y de
diferentes formas ante la misma precipitación.
Los principales factores de forma son:
2.2.1. FACTORES DE FORMA DE HORTON.
Las observaciones de un buen número de cuencas reales en todo el mundo permiten
establecer la siguiente relación entre el área de la cuenca A y el área de un cuadrado
de longitud L, siendo L la longitud del cauce principal:
( )
2
136.0
2
−
=
A
L
A
Despejando el valor de L se tiene:
568.0
41.1 AL = área en millas cuadradas.
Esta ecuación muestra que las cuencas no son similares en forma. A medida que el
área aumenta, su relación 2
L
A
disminuye, lo cual indica una tendencia al alargamiento
en cuencas grandes.
La forma de la cuenca afecta los hidrogramas de caudales máximos, por lo que se han
hecho numerosos esfuerzos para tratar de cuantificar este efecto por medio de un
valor numérico.
Horton sugirió un factor adimensional de forma fR , como índice de la forma de una
cuenca así:
2






=
L
A
Rf
Donde A es el área de la cuenca y L es la longitud de la misma, medida desde la
salida hasta el límite, cerca de la cabecera del cauce de mayor longitud, a lo largo de
una línea recta. Este índice y su recíproco han sido usados como indicadores de la
forma del hidrograma unitario.
2.2.2.1. COEFICIENTE DE COMPACIDAD O INDICE DE GRAVELIUS.

Gravelius, lo define como la relación entre el perímetro P y el perímetro de un círculo
que contenga la misma área A de la cuenca hidrográfica.
2/1
2821.0
A
P
KC =
donde R es el radio del círculo equivalente en área a la cuenca. Por la forma como fue
definido : K ≥1. Obviamente para el caso K = 1, obtenemos una cuenca circular.
Valores mayores a 2 indican cuencas muy alargadas.
La razón para usar la relación del área equivalente a la ocupada por un círculo es
porque una cuenca circular tiene mayores posibilidades de producir una avenida
superior dada su simetría. Sin embargo, este índice de forma ha sido criticado pues las
cuencas en general tienden a tener la forma de pera.

2.3 PARAMETROS RELATIVOS AL RELEIVE.
Son muy importantes ya que el relieve de una cuenca puede tener más influencia
sobre la respuesta hidrológica que la forma misma de la cuenca.
Los parámetros relativos al relieve son:
2.3.1. PENDIENTE PROMEDIO DE LA CUENCA.
Este parámetro es de importancia pues da un índice de la velocidad media de la
escorrentía, su poder de arrastre, de erosión y el tiempo de concentración de las
aguas en determinado punto del cauce.
Dentro del proceso de obtención de los diferentes parámetros será necesario calcular
el Área entre curvas de nivel y por comodidad se puede dividir la diferencia entre cotas
extremas, y si el cociente resulta comprendido entre 100 y 200 se trabajan con curvas
cada 100 metros, si el cociente está entre 200 y 300, se trabaja con curvas cada 200
metros.
2.3.1.1. CRITERIO DE HORTON
Sobre la delimitación del Cuenca que contiene las curvas de nivel se procede de la
siguiente manera:
a) Siguiendo la orientación del Dren principal se traza un reticulado de acuerdo al
siguiente criterio
- Si la cuenca tiene una Área menor o igual a 250 km2
, es necesario formar un
reticulado de por lo menos 4 cuadrados por lado.
- Si la cuenca tiene una Área mayor a 250 km2
es necesario aumentar el número
de cuadrados del reticulado para mejorar la precisión del cálculo.
b) Se asocia, el reticulado así formado, un sistema de ejes rectangulares x e y,
acotándose cada eje correspondiéndole una coordenada a cada línea del
reticulado.
c) A continuación se mide la longitud de cada línea del reticulado en las
direcciones x e y, contándose además el número de intersecciones y tangencias
de cada línea con las curvas de nivel de desnivel constante en las direcciones x e
y.
d) Se evalúa las pendientes de la cuenca en las direcciones x e y, según las
siguientes fórmulas.
X
XX
L
D
NS =
Y
XY
L
D
NS =
Donde:
Sx = Pendiente de la cuenca en la dirección X.
Sy = Pendiente de la cuenca en la dirección y.
Nx = Número total de intersecciones y tangencias de las líneas del reticulado con
las curvas de nivel en la dirección x.
Ny = Número total de intersecciones y tangencias de las líneas del reticulado con
las curvas de nivel en la dirección y.
D = Desnivel constante entre curvas de nivel

Lx = Longitud total de las líneas del reticulado comprendidas dentro de la cuenca
en la dirección x
Ly = Longitud total de las líneas del reticulado comprendidas dentro de la cuenca
en la dirección y
e) Se determina el ángulo ø entre las líneas del reticulado y las curvas de nivel
para aplicar la ecuación de Horton y obtener la pendiente media SC de la cuenca.
φSec
L
D
NS
X
C =
La determinación de φSec , es muy laboriosa, por lo que Horton sugiere un valor
promedio de 1.57.
Cuando se quiere comparar cuencas es práctica usual no considerar el valor de la
φSec , o también considerar como promedio pendiente de la cuenca el promedio
aritmético de las pendientes
YX SyS __ .
Ly 5
RIO
CRITERIO DE HORTON
100
300
400
500
600
700
200
800
900
Lx 11
Lx 10
Lx 9
Lx 8
Lx 7
Lx6
Lx 5
Lx 4
Lx 3
Lx 2
Lx 1
Ly 1Ly 3Ly 7Ly 9

Criterio de Horton
Equidistancia Vertical D = 0,2 Km.
Número de líneas de
reticulado(x o y)
Tangencias e
Interseccione
s Long. de líneas de Ref.
Nx Ny Lx Ly
1 0 0 3,2541 3,5213
2 8 22 4,7067 29,6281
3 8 10 6,1457 16,229
4 13 ---- 7,2243 ----
5 8 ---- 6,9267 ----
6 10 ---- 7,1299 ----
7 8 ---- 8,5877 ----
8 9 ---- 6,6717 ----
9 4 ---- 5,2335 ----
10 2 ---- 3,1607 ----
Suma = 70 32 59,041 49,3784
Calculo:
∑
∑=
X
X
X
L
N
DS
∑
∑=
Y
Y
Y
L
N
DS
D = 0.2 Km
Sec∝ = 1.57 ====== Sx = 0.237
====== Sy = 0.1296
Cálculo de la Pendiente de la Cuenca:
φSec
L
D
NS
X
C =
102=+= YX NNN
42.108=+= YX LLL
====== Sc = 0 .295
2.3.1.2. CRITERIO DE NASH

En la delimitación de la cuenca, que contenga curvas de nivel se sigue el siguiente
procedimiento:
a) Siguiendo la orientación del Dren principal se traza un reticulado que contenga
100 intersecciones dentro del cuenca.
b) Se asocia a este reticulado un Sistema de ejes rectangulares x e y.
c) A cada intersección se le asocia un número y se anotan las coordenadas x,y
correspondientes.
d) En cada intersección, se mide la distancia mínima entre curvas de nivel, según
se indica en la siguiente figura
e) Se calcula la pendiente en cada intersección dividiendo el desnivel entre las
dos curvas y la mínima distancia medida.
f) Se calcula la media de las pendientes de las intersecciones y este valor, se
puede considerar la pendiente de la cuenca SC.
g) Cuando una intersección se ubica entre dos curvas de nivel de la misma cota,
la pendiente se considera nula y está intersección, no se toma en cuenta para
el cálculo de la media.
Niveldecurvasciadis
desnivel
SI
___tan
=
N
S
S
d
Cota
S
i
I
∑=⇒
∆
=
_
∆ Cota = Desnivel
N = N° de puntos con pendiente diferente de cero
S = Pendiente de la cuenca
RIO
CRITERIO NAS H
100
300
400
500
600
700
200
800
900
d
d
d
X
Y

Criterio de Nash
Equidistancia entre curvas de nivel D = 0,2 km.
Int Coordenadas
di Si=D/di Eliminados (mi)Ni X Y
1 2 2 ----- ----- 1
2 2 3 ----- ----- 1
3 2 4 1,7286 0,115700567
4 2 5 1,1368 0,175932442
5 2 6 1,0382 0,19264111
6 2 7 13.23 ---- 1
7 2 8 0,991 0,201816347
8 3 7 ----- ----- 1
9 3 8 0,3516 0,568828214
10 3 9 0,5105 0,391772772
11 3 10 ----- ----- 1
∑ = 1,6467 4
Cálculos:
N
S
S
d
Cota
S
i
I
∑=⇒
∆
=
_
Sc = 1.6467 / (11 – 4)
======== Sc = 0.235
2.3.1.3. CRITERIO DE ALVORD
Se basa en la obtención de las pendientes existentes entre las curvas de nivel se
puede seguir el siguiente procedimiento:
a) Se toma tres curvas de nivel consecutivas y se trazan las líneas medias entre
estas curvas, delimitándose para cada curva, una área de influencia.
b) Medimos la longitud de la curva y su área de influencia.
c) Determinamos el ancho medio
b1= A1/L1
b1= Ancho medio
A1= Área de influencia
L1 =Longitud curva de nivel
d) La pendiente del Área de influencia estará dada por:
S1=D/b1
S1=Pendiente del Área de influencia
D =Desnivel constante entre las curvas

RIO
CRITERIO ALVORD
100
300
400
500
600
700
200
800
900
A1
L1
Luego calculamos la pendiente del área de influencia para caca curva y el promedio
ponderado de todas las pendientes dará la pendiente de lA cuenca SC.
Sc= D L1/A1 (A1/Ac) + D L2/A2 (A2/AC) + D L3/A3(A3/AC)+……+ D LN/AN (AN/Ac)
Sc= D (L1+ L2+ L3+……+ LN) / Ac
Sc= D LC / Ac
Criterio de Alvord
Curvas de Nivel Longitud (Km)
200 27.3726
400 71.7438
600 74.1203
800 76.353
1000 71.2717
1200 27.7188
348.5802
Cálculos:
Sc = D*L /A D: Equidistancia vertical entre curvas de nivel
(Km)
L: Suma de la longitud de las curvas de nivel
(km)

A: Área de la Cuenca (Km2
)
Sc = 0.2*348.5802/232.2948
Sc = 0.30
2.3.2. CURVA HIPSOMETRICA DE LA CUENCA
La curva hipsométrica sugerida por Langbein et al. (1947), proporciona una información
sintetizada sobre la altitud de la cuenca, que representa gráficamente la distribución de la
cuenca vertiente por tramos de altura. Dicha curva presenta, en las abcisas, las distintas
cotas de altura de la cuenca, y en las ordenadas la superficie de la cuenca, que se halla
por encima de dichas cotas, bien en Km2
o en tanto por cien de la superficie total de la
cuenca.
Altitude
s
Áreas (km2) Porcentaje
Por
Encima
Entre
Rangos Por Encima Entre Rangos
196 217.6404 100
200 209.2011 8.4393 96.12236515 3.877634851
400 175.4378 33.7633 80.60902296 15.51334219
600 153.2433 22.1945 70.41123799 10.19778497
800 123.2209 30.0224 56.61674027 13.79449771
1000 69.9275 53.2934 32.12983435 24.48690592
1200 11.1242 58.8033 5.111275296 27.01855905
1382 11.1242 5.111275296
217.6404

Curva Hipsometrica
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
m.s.n.m
%Areas
Frecuencias Altimetricas
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
24
26
28
30
200 - 400
600 - 800
1000 - 1200
Altitud(m.s.n.m)
Areas (%)
2.3.2.1. RELACIÓN HIPSOMÉTRICA:
De esta curva se puede extraer una importante relación, y es la
S
S=R
i
s
h
Donde:
SS = Área sobre la curva hipsométrica
S1= Área bajo la curva hipsométrica
Según Strahler (LLamas, 1993), la importancia de esta relación reside en que es
un indicador del estado de equilibrio dinámico de la cuenca. Así, cuando RH = 1, se
trata de una cuenca en equilibrio morfológico.
La siguiente ilustración muestra tres curvas hipsométricas correspondientes a otras
tantas cuencas que tienen potenciales evolutivos distintos.

La curva superior (curva A) refleja una cuenca con un gran potencial erosivo; la curva
intermedia (curva B) es característica de una cuenca en equilibrio; y la curva inferior
(curva C) es típica de una cuenca sedimentaria. Quedarían, así, representadas
distintas fases de la vida de los ríos:
- curva A: fase de juventud
- curva B: fase de madurez
- curva C: fase de vejez
Scheidegger (1987) rechaza esta clasificación aduciendo que el levantamiento
(uplifting) tectónico es un proceso continuo y que, a lo largo de la historia de la
cuenca, hay una tendencia a equilibrar las fuerzas antagónicas de construcción
tectónica y degradación por erosión u otros mecanismos. Si un paisaje muestra un
carácter permanente, estos dos procesos opuestos están en equilibrio dinámico.
Scheidegger entonces atribuye las diversas formas de la curva hipsométrica a los
niveles de actividad de los ya citados procesos. Así, la curva A se corresponde
con una alta actividad, la curva B con una actividad media y la curva C con una
actividad baja. El nivel de actividad no tiene por qué estar relacionado con la edad
de la cuenca.

2.3.3. PENDIENTE DEL CAUCE
La pendiente deL cauce, es un factor importante, porque influye en la velocidad de
flujo que determina el tiempo de respuesta de una cuenca.
En general la pendiente de un tramo del río se puede considerar como el cociente
que resulta de dividir el desnivel de los extremos del tramo, entre la longitud
horizontal de dicho tramo.
Un cauce natural presenta un perfil longitudinal del eje conformado por una serie
ilimitada de tramos, que depende estos de la geología del lecho.
2.3.3.1. CRITERIO DE TAYLOR SCHAWARZ
Taylor y Schwarz, utilizaron la pendiente de un canal uniforme de la misma
longitud y distribución temporal del flujo del cauce principal. Puesto que la
velocidad es proporcional a la raíz cuadrada de la pendiente, este proceso
equivale a ponderar segmentos de cauce de acuerdo con la raíz cuadrada de sus
pendientes, lo cual da relativamente menor peso a las partes con más pendiente
en la zona alta del cauce. De acuerdo con esto, si el canal estuviese dividido en n
partes iguales, cada uno con pendiente S1, un simple índice de pendiente del
cauce sería.
2
1












=
∑=
n
S
R
n
i
i
s
Otro método
La velocidad de recorrido del agua en el tramo i puede calcularse por la fórmula
de Chezy:
iRSCV =
Luego se puede decir que RCK = donde
iSKV =
La velocidad en cualquier tramo será:
i
i
t
X
V
∆
=
Tiempo que demorara en recorrer el tramo
i
i
SK
x
t
∆
=
La velocidad media:
SK
T
L
V ==

L = Longitud del cauce y T = Tiempo total de recorrido
∑∑ ==
∆
==
n
i i
n
i
i
SK
x
tT
11
xnxnL
n
i
∆=∆= ∑=1
∑=
∆
∆
=== n
i iSK
x
xn
SK
T
L
V
1
∑=
∆
∆
= n
i iS
x
xKn
SK
1
∑=
= n
i iS
n
S
1
1
principalCaucedelPenddiente
S
n
S n
i i
____
1
2
1












=
∑=
Para tramos que no son iguales:
∑=
=== n
i i
i
SK
l
L
SK
T
L
V
1
principalCaucedelPenddiente
S
l
L
S n
i i
i
____
2
1 













=
∑=
CALCULO DE PENDIENTE DEL
CAUCE
TRAMO
S
Altitud
(m.s.n.m.)
Distancia
Parcial Km
Distancia
Acumulada
Si Raiz(Si)
4000
1 3950 55,2 55,2 0,0009058 0,03009646
2 3900 23,83 79,03 0,0020982 0,04580606

3 3850 20,58 99,61 0,00242954 0,0492904
4 3800 4,8 104,41 0,01041667 0,10206207
Sumatoria 0,227255
S= (Sumatoria raiz(Si)/ n)2
S= 0,227255 0,0032278
4

2.3.4. ORIENTACION DE LA CUENCA
Por orientación de la cuenca, según LLamas (1993), hay que entender su dirección
geográfica según la resultante de la pendiente general.
Este concepto es importante por que distintos elementos pueden relacionarse con
la orientación de la superficie y entre ellos se tienen:
- El número de horas que está soleada la cuenca. Este es un elemento
bastante importante en la medida que aumenta la latitud de la cuenca. Puede
ser el factor principal en el cálculo de la evaporación y la evapotranspiración.
- Las horas en a las que incide el sol sobre la ladera de la cuenca.
- La dirección de los vientos dominantes
- La dirección del movimiento de los frentes de lluvia
- Los flujos de humedad
2.4. RED DE DRENAJE
2.4.1. DENSIDAD DE DRENAJE
Horton (1945) definió la densidad de drenaje de una cuenca como el cociente entre
la longitud total de los canales de flujo pertenecientes a su red de drenaje y la
superficie de la cuenca:
A
L
=D T
Este parámetro es, en cierto modo, un reflejo de la dinámica de la cuenca, de la
estabilidad de la red hidrográfica y del tipo de escorrentía de superficie, así como
de la respuesta de la cuenca a un chubasco.
Carlston (1963) determinó que el drenaje está relacionado con los aspectos
hidrológicos del sistema de canales de la cuenca. Así, la densidad de drenaje la
asoció con la transmisividad del suelo –permeabilidad y espesor- , el caudal o flujo
base, el caudal medio anual por unidad de área y la recarga.
También la densidad de drenaje depende de las condiciones climáticas; por
ejemplo, de la precipitación anual media o de la intensidad de lluvia. Chorley
(1957) relacionó la densidad de drenaje con el clima y la vegetación, según la
expresión:
I
1
Dα
Siendo:
lluviadeintensidad*ionprecipitac
vegetaciondecantidad
=I
La densidad de drenaje es un indicador de la respuesta de la cuenca ante un
aguacero, y, por tanto, condiciona la forma del hidrograma resultante en el
desagüe de la cuenca. A mayor densidad de drenaje, más dominante es el flujo en
el cauce frente al flujo en ladera, lo que se traduce en un menor tiempo de
respuesta de la cuenca y, por tanto, un menor tiempo al pico del hidrograma.
2.4.2. CONSTANTE DE ESTABILIDAD DEL RIO

La constante de estabilidad de un río, propuesta por Schumm (1956) como el
valor inverso de la densidad de drenaje:
D
1
=
L
A
=C
T
Representa, físicamente, la superficie de cuenca necesaria para mantener
condiciones hidrológicas estables en una unidad de longitud de canal. Puede
considerarse, por tanto, como una medida de erosión de la cuenca. Así, regiones
con suelo rocoso muy resistente, o con suelos altamente permeables que implican
una elevada capacidad de infiltración, o regiones con densa cobertura vegetal,
tienen valores altos de la constante de estabilidad y bajos de densidad de drenaje.
Por el contrario, una baja constante de estabilidad, o una elevada densidad de
drenaje, es característica de cuencas con rocas débiles, escasa o nula vegetación
y baja capacidad de infiltración del suelo.
2.4.3. DENSIDAD HIDROGRAFICA
Se define como el cociente entre el número de segmentos de canal de la cuenca y
la superficie de la misma:
A
N=F T
Donde NT es la suma de todos los segmentos de canal que forman la red
hidrográfica de la cuenca, entendiendo como tales a todo tramo de canal que no
sufre aporte alguno de otro canal. Aunque la densidad hidrográfica y la densidad
de drenaje miden propiedades distintas, Melto (1958) propuso una relación, que ha
resultado muy acertada, entre ellas:
D*=F 2
δ
δ es un coeficiente adimensional que se aproxima generalmente a un valor de 0.7
(0.694).
2.5. ESTRUCTURA DE LA RED DE DRENAJE
El análisis cuantitativo de redes hidrográficas se basa en el método de Horton (1945)
de clasificación de la red de canales, basado en el sistema de Gravelius.
Horton (1945) propuso un esquema de ordenamiento para la red de drenaje, con base
en este ordenamiento, encontró algunas regularidades existentes en la red de drenaje,
relacionadas con la estructura de bifurcación, y su distribución espacial. Los primeros
resultados empíricos sobre estas regularidades se conocen como las Leyes de Horton:
las llamadas ley de los números de corriente y ley de las longitudes de corriente.
2.5.1. MODELO DE ORDENACION DE HORTON - STRAHLER
Strahler (1952, 1957), revisó y perfeccionó el esquema de Horton dando lugar al
esquema de ordenación o de clasificación de Horton-Strahler, hoy en día el más
utilizado en hidrología (hay otros modelos, como el de Shreve (1966), Mock (1971),
etc).

Las redes de drenaje pueden ser modeladas o representadas como arboles, los
cuales están conformados por un conjunto de nodos conectados unos a otros por
segmentos de recta de manera que cada nodo tiene solo una ruta hacia la salida.
Los nodos que se conectan a un solo segmento son llamados fuentes y los que
conectan a más de uno son llamados uniones. Además los segmentos que se
conectan a una fuente y a una unión se los denomina tramos exteriores o externos
y a aquellos que se conectan a dos uniones se les denomina tramos interiores o
internos
Se considera que la cuenca tiene una única salida o punto de desagüe; Los puntos
en los que se unen dos segmentos de canal son los nudos internos; Los nudos
externos son aquellos a partir de los cuales se origina un segmento de canal (es
decir, la cabecera de todos los tributarios de la cuenca);
Según Strahler una corriente puede tener uno o más segmentos. Un canal es una
unión arbitraria de segmentos (e.j. canal principal). Strahler ordena las corrientes
de acuerdo los siguientes criterios:
1. Los segmentos que se originan en un nudo externo son definidos como tramos
de primer orden. Los segmentos que están unidos a una fuente (los que no
tienen tributarios), son definidos como de primer orden.
2. Cuando dos segmentos del mismo orden, i, se unen en un nudo interior dan
lugar a un segmento de orden superior, 2 aguas abajo. Cuando se unen dos
corrientes de orden 2 crean una corriente de orden 3
3. Cuando se unen dos tramos de distinto orden en un nudo interior dan lugar a
un tramo que conserva el mayor de los órdenes. Cuando se unen dos tramos
de distinto orden el orden del segmento resultante es el máximo orden de los
segmentos que la preceden. Cuando a una corriente se le une otra de menor
orden, la primera continúa y conserva su número de orden.
4. El orden de la cuenca, ω, es el de la corriente de mayor orden.
En la ilustración siguiente, se muestra un sencillo ejemplo de ordenación de una
red hidrográfica según el criterio de Strahler.

Ordenación de una red de canales
2.5.2. LEY DE NUMEROS DE CORRIENTE
La ley de los números de corriente establece que el número de corrientes de un
determinado orden sigue una relación geométrica inversa con dicho orden:
R=N
i-
Bi
ω
donde Ni es el número de canales de orden i, ω es el mayor orden de los canales
de la cuenca y RB es una constante característica de la cuenca llamada Relación
de Bifurcación. Los pares de puntos ( i , log Ni ) de todos los órdenes de la cuenca
se ajustan a una línea recta de pendiente negativa. El valor absoluto de dicha
pendiente es el logaritmo de RB. Obsérvese que, utilizando la ley de los números
de corriente, el número total de tramos de canal de una cuenca se puede obtener
como:
1-R
1-R=R=R+...+R+R+1=N=N
B
Bi-
B=1i
1-
B
2
BBi=1iT
ω
ωωωω
ΣΣ
Así mismo, la ley de los números de corriente se puede expresar como:
N
N=R
i
1-i
B =2,3,... ,ω
El valor típicos de RB es igual a 4 variando en un rango de 3 a 5.
2.5.3. LEY DE LONGITUDES DE CORRIENTE

La ley de Horton para la longitud de las corrientes se expresa como
R
L
L
L
1-i
i
≅ ó
1−
≅
i
Li RL L=2,3,... ,ω
donde Li es la longitud promedia de las corrientes de orden i y RL es otra constante
característica de la cuenca llamada Relación de longitud. La longitud promedia de
las corrientes de cada orden viene dada por la expresión:
L
N
1
=L i
N
=1n
i
i n
i
Σ
donde Lin es la longitud de un canal de orden i. El valor típico de RL es de 2
variando en un rango de 1.5 a 3.5
2.5.4. LEY DE AREAS DE CORRIENTE
Con el mismo fundamento que las dos leyes anteriormente establecidas por Horton,
Schumm (1956) propuso la ley de las áreas de corriente:
R=
A
A
A
1-i
i
donde A i es el área el área de drenaje promedio de las corrientes de orden i y
RA es la relación de áreas. El área drenante media a los canales de cada orden se
obtiene como:
A
N
1
=A i
N
=1n
i
i n
i
Σ
siendo Ain el área de la cuenca que drena al canal n de orden i y a todos sus
tributarios; de tal forma que A_ω es el área total de la cuenca. El valor típico de RA
esta alrededor de 5.
Los valores para las relaciones (ratios) de longitud y área se consiguen, al igual
que para los de la relación de bifurcación, ajustando sendas rectas a los pares de
puntos ( i , logLi ) e ( i , log Ai ) y obteniendo las pendientes de dichas rectas.
2.5.5. LEY DE PENDIENTES DE COORIENTE
Morisawa (1962) propuso la ley de pendientes de corrientes y, cuya expresion es:
SR=S i
i-
Si 1−
ω
donde RS es la relación de pendiente, Si es la pendiente media de los canales de
orden i.
2.6. TIEMPO DE CONCENTRACION
También denominado tiempo de respuesta o de equilibrio, LLamas (1993) lo define
como el tiempo requerido para que, durante un lluvia uniforme, se alcance el
estado estacionario; es decir, el tiempo necesario para que todo el sistema (toda la
cuenca) contribuya eficazmente a la generación de flujo en el desagüe. Se atribuye

muy comúnmente el tiempo de concentración al tiempo que tarda una partícula de
agua caída en el punto de la cuenca más alejado (según el recorrido de drenaje)
del desagüe en llegar a éste. Esto no se corresponde con el fenómeno real, pues
puede haber puntos de la cuenca en los que el agua caída tarde más en llegar al
desagüe que el más alejado. Además, debe tenerse claro que el tiempo de
concentración de una cuenca no es constante; depende, como indican Marco y
Reyes (1992), de la intensidad de la lluvia, aunque muy ligeramente.
Por tener el concepto de tiempo de concentración una cierta base física, han sido
numerosos los autores que han obtenido formulaciones del mismo, a partir de
características morfológicas y geométricas de la cuenca. A continuación, se
muestran algunas de esas fórmulas empíricas:
• Fórmula de Kirpich.
Calcula el tiempo de concentración, Tc, en minutos, según la expresión
SL0.01947=T
-0.3850.77
c
siendo L la longitud del cauce principal de la cuenca, en metros, y S la diferencia
entre las dos elevaciones extremas de la cuenca, en metros, dividida por L (es
decir, la pendiente promedio del recorrido principal en m/m).
• Fórmula Californiana (del U.S.B.R.).
Es la expresión utilizada para el tiempo de concentración en el cálculo del
hidrograma triangular del U.S. Bureau of Reclamation. Obtiene el tiempo de
concentración de la cuenca según la expresión
)
J
L
(0.066=T 1/2
0.77
c
donde Tc es también en horas, y L y J la longitud y la pendiente promedio del
cauce principal de la cuenca, en Km y en m/m, respectivamente.
• Fórmula de Giandotti.
Proporciona el tiempo de concentración de la cuenca, Tc , en horas.
LJ25.3
L1.5+A4
=T c
siendo L y J los definidos anteriormente y A la superficie de la cuenca en Km2
.

• Fórmula de Ventura-Heras.
0.130.04
J
A=T
0.5
c ≤≤αα
siendo Tc el tiempo de concentración en horas y A y J los ya definidos
anteriormente.
• Fórmula de Passini.
0.130.04
J
)L(A
=T 0.5
1/3
c ≤≤α
β
donde Tc el tiempo de concentración en horas y A, L y J los definidos
anteriormente.
• Fórmula de Témez.
Es la recomendada en España, para el método racional modificado, en la
Instrucción 5.2 - I.C. de Drenaje Superficial (M.O.P.U., 1990). Se utiliza en el
cálculo del hidrograma triangular de J.R.Témez. Se deriva de la fórmula del
U.S.Army Corps of Engineers.
)
J
L
(0.3=T 1/4
0.76
c
donde L es la longitud del cauce principal de la cuenca, en Km, J es la pendiente
promedio de dicho recorrido en m/m, y Tc es el tiempo de concentración de la
cuenca, en horas.
• Fórmula California Culvert Practice.
)
H
L11.9
(60=T
3
c
donde Tc es el tiempo de concentración en minutos, L la longitud del curso de agua
más largo, en millas, y H la diferencia de nivel entre la divisoria de aguas y el
desagüe de la cuenca, en pies.

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