5.2: Hidrología Fluvial

Medición del flujo de corriente

Dos aspectos del flujo de corriente se monitorean típicamente en todas las corrientes principales y una enorme cantidad de corrientes menores en función del tiempo de forma regular (en Estados Unidos, principalmente por el Servicio Geológico de los Estados Unidos):

Escenario. La etapa de un río es la altura de la superficie del agua del arroyo por encima de un dato arbitrario, generalmente ya sea el nivel del mar o una elevación ligeramente por debajo del lecho del canal (Figura 5-1). El escenario está relacionado con la profundidad, pero los dos no son iguales.

Figura 5-1. La etapa y profundidad de un río.

La etapa de un río es bastante fácil de medir. Varios tipos de medidores de corriente están en uso. La más simple es una superficie vertical permanente con marcas de escala vertical que lee directamente de forma regular. Lo que es más deseable, pero también mucho más caro, es un medidor de grabación automática y continua. Hay varios tipos de tales medidores en uso; el más común es un medidor de flotación, en un pozo de estabilización, conectado a una grabadora de gráficos de bandas (Figura 5-2).

Figura 5-2. Una estación de medición de corrientes.

Descarga. La descarga de un río es el caudal volumétrico pasado una sección transversal determinada, medido en pies cúbicos por segundo, cfs (cusecs) o metros cúbicos por segundo, m ³ /s (cumecas). No es tan fácil medir la descarga como medir la etapa. La mayor parte de la medición de la descarga del río hace uso de una ecuación simple que relaciona la descarga Q pasada una sección transversal con el área A de la sección transversal y la velocidad media U del flujo más allá de esa sección transversal:

\[Q = UA \label{1}\]

Si la Ecuación 1 no tiene sentido para usted inmediatamente, imagínese que en un instante dado podría marcar mágicamente el agua que está pasando por la sección transversal dada y luego observar esa deriva superficial marcada aguas abajo durante un intervalo de tiempo unitario (Figura 5-3). La distancia recorrida por esa superficie es, en promedio, igual a la velocidad media U, porque la velocidad es distancia por unidad de tiempo. El volumen de agua entre la sección transversal dada y la superficie marcada después de esa unidad de tiempo, que por definición es solo la descarga Q, es el producto del área transversal A y la distancia recorrida por la superficie durante esa unidad de tiempo, que es igual a la velocidad U, tiempos 1, la unidad de tiempo.

Entonces, si se mide el área de la sección transversal y la velocidad media del flujo se puede resolver para la descarga. Esto es más fácil decirlo que hacerlo, pero es lo que se hace en la práctica. Hay un elaborado conjunto de pautas prácticas para hacer esto en arroyos naturales; el procedimiento básicamente implica

• tomar un gran número de posiciones a través de la corriente,
• medir la velocidad media (y profundidad) promediada en profundidad, en cada posición, y luego
• computación y promediación.

Figura 5-3. Viendo lo que se entiende por la Ecuación 1 para la descarga del río.

Obviamente hay un cierto descuido inevitable en esto, especialmente en condiciones difíciles de aguas altas. Se hace desde puentes, teleféricos o barcos. La precisión es algo así como 5% en el mejor de los casos, 10-15% en el peor. Se trata de hacerlo rápido en relación con el cambio de etapa y descarga.

Claramente, no se puede medir la descarga continuamente, o incluso a menudo. Pero es importante poder conocer el alta a veces que no lo mide (o no puede). ¿Cómo se obtiene un registro continuo de descarga? La técnica involucra lo que se llama diagrama de etapa-descarga, a menudo llamado curva de calificación. La razón es que si las condiciones aguas abajo no cambian (por ejemplo, por la degradación o degradación ocasionada por nuevas estructuras construidas aguas arriba, o el desplazamiento de curvas de meandro aguas arriba) esta curva es la misma todo el tiempo, así que una vez que la tienes puedes encontrar la descarga satisfactoriamente con solo conocer la etapa y entrar en el diagrama. Un gran esfuerzo se destina a derivar y verificar curvas de calificación. Las curvas de calificación suelen ser convexas hacia arriba, como en la Figura 5-4.

Hidrogramas

Debe parecer natural trazar los resultados de las mediciones de flujo de corriente en forma de gráfica de etapa vs. tiempo o descarga vs tiempo. Este último es más común y útil. Ambos tipos de gráficas se llaman hidrografías. Las escalas de tiempo y los datos de descarga utilizados en los hidrogramas varían ampliamente:

• Para estudiar las inundaciones individuales, se necesita un registro “continuo” de egresos por días o semanas (Figura 5-5A).
• Un hidrograma común a largo plazo muestra la descarga diaria máxima o media durante todo un año (Figura 5-5B).
• Los hidrogramas de más largo plazo muestran la media de descarga mensual o anual a lo largo de muchos años (Figura 5-5C). Los hidrogramas varían ampliamente de río a río según el clima y el sustrato. Esto refleja la circunstancia de que los ríos pueden ser llamativos o estables.

Figura 5-4. Ejemplo de una curva de calificación.

¿Cuál es el hidrograma característico o típico de corto período de un arroyo producido por una lluvia de duración dada con intensidad constante dada? Refiérase a la Figura 5-6.

AB: final del período sin precipitaciones; toda la escorrentía superficial ha cesado y la escorrentía del agua subterránea está disminuyendo gradualmente.

B: la escorrentía superficial de una tormenta de lluvia llega al canal.

BC: esta es la extremidad ascendente del hidrograma; la escorrentía superficial aumenta bruscamente.

C: es el pico o cresta del hidrograma; picos de escorrentía superficial.

Figura 5-5. Ejemplos de curvas de calificación. A) Hidrograma de descarga de n inundación individual (conceptual). B) Etapa hidrografía del río Mississippi en St. Louis durante todo un año. C) Hidrografía escénica del río Mississippi durante más de dos siglos.

También es posible mostrar tanto la escorrentía superficial como la escorrentía de agua subterránea en el mismo hidrograma (Figura 5-7). Tenga en cuenta que a veces el flujo de agua subterránea en realidad va negativo, debido al almacenamiento de bancos: en lugar de que el agua subterránea alimenta el río, el río alimenta el nivel freático

Figura 5-6. Hidrografía característica de corto período de un arroyo, asociado a un evento pluviométrico de corta duración e intensidad constante.

Figura 5-7. Mostrando escorrentía superficial y escorrentía de agua subterránea en el mismo hidrograma.

¿Cómo se explica la forma de la extremidad ascendente del hidrograma? Piensa en una pequeña “gota” de agua que cae sobre la cuenca. Supongamos que no está infiltrado ni reevaporado sino que viaja como escorrentía superficial. Al principio viaja como flujo terrestre, y luego como flujo canalizado. (De hecho, las cuencas hidrográficas pueden clasificarse como “pequeñas” o “grandes” dependiendo de si la relación entre el tiempo involucrado en el flujo terrestre y el tiempo involucrado en el flujo del canal es grande o pequeña, respectivamente). Finalmente, la gota pasa por una estación determinada en la salida de la cuenca de drenaje. Esto lleva cierto tiempo promedio. Se puede imaginar un mapa de la cuenca de drenaje aguas arriba de este punto como contorneada por isócronas (curvas de igual tiempo de viaje) (Figura 5-8) —aunque sería muy difícil calcularlo o medirlo en la práctica real.)

Figura 5-8. Mapa de una pequeña cuenca de drenaje, que muestra isócronas de igual tiempo de recorrido de escorrentía superficial a la salida de la cuenca.

Asumir una lluvia breve y uniforme sobre la cuenca (es decir, la lluvia no dura mucho y la tasa de precipitación es la misma en todas partes de la cuenca). La escorrentía superficial en nuestra estación se puede explicar observando el área acumulada en función del tiempo (Figura 5-9). Para nuestra breve y uniforme tormenta, esto debería ser equivalente a la extremidad ascendente del hidrograma para esta tormenta si hacemos la transformación

Escurrimiento = (profundidad de lluvia) tiempos (área)

Debe tener sentido para usted que el tiempo que lleva llegar al pico del hidrograma así derivado (es decir, el tiempo que lleva hasta que toda el área de la cuenca ahora está contribuyendo a la descarga en la estación) se alargue a medida que el área de la cuenca se hace más grande. Aquí no hemos tratado la rama que cae del hidrograma, pero, obviamente, después de que la lluvia se detiene, cada vez menos de la zona de la cuenca está aportando agua, por lo que la descarga pasada nuestra estación disminuye gradualmente.

Un hidrograma es así de simple solo para una tormenta ideal en una cuenca muy pequeña. Los hidrogramas de los ríos reales son invariablemente más complicados, por razones obvias que involucran inconstancia (varía con el tiempo) y no uniformidad (varía de un lugar a otro) de las lluvias.

Es difícil decir algo llamativo sobre los hidrogramas en este punto, pero las diferencias en la descarga reflejadas en los hidrogramas son de suma importancia tanto en el patrón de canales como en los procesos sedimentarios en los arroyos.

Figura 5-8.

En términos de destello (magnitud cualitativa de cambio en la descarga de vez en cuando), uno de los aspectos más importantes del comportamiento del río para la sedimentación, se puede trazar un diagrama similar de descarga vs. porcentaje de tiempo (esto se denomina curva de flujo-duración (o una curva de descarga-duración) si tiene un registro largo de descargas. La Figura 5-10 muestra dicha curva para dos corrientes de tamaño mediano en Ohio, de aproximadamente el mismo tamaño y descarga:

1. Sandy Creek, Sandyville, Ohio: A = 481 mi ², sustentada por arena y grava superficiales, buenos acuíferos porosos;
2. Rocky River, Berea, Ohio, A = 269 mi ^₂, labra glacial y arcilla, material altamente impermeable.

En el eje vertical se traza Q/A en lugar de solo Q, para normalizar para el área de la cuenca de drenaje.

La curva para Rocky River muestra mayores flujos pico y menores flujos base; esto se describe como un comportamiento llamativo. Sandy Creek, por otro lado, muestra menores flujos pico y mayores flujos base; este tipo de comportamiento es más estable y no tan llamativo.

Figura 5-10. Descarga: curva de duración para dos ríos pequeños en Ohio.