Balance Hídrico de Cuencas

Componentes del Balance Hídrico

Para calcular el balance hídrico se debe tomar en consideración que:

Flujo de Entrada = Flujo de Salida + ∆ Almacenamiento

Un incremento en el almacenamiento es considerado como un

cambio positivo

Flujo de ingreso

El flujo de ingreso es la suma de la precipitación, escorrentía superficial, el flujo de agua subterránea y el agua importada a la cuenca.

Flujo de Ingreso = Ppt + SWi + GWi + Agua importada

Flujo de salida

El flujo de salida es la suma de la evapotranspiración, evaporación, agua superficial y agua subterránea que salen del sistema, agua exportada y consumo.

Flujo de Salida = ET + Evaporación + SWo+ GWo + Agua exportada + Consumo

Almacenamiento

Se refiere al almacenamiento del agua superficial y subterránea

∆ Almacenamiento = ∆ Almacenamento de SW + ∆ Almacenamento de GW

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Ingresos

Precipitación

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Es medida como la altura de agua en un área específica en un determinado periodo de tiempo. Normalmente, se utiliza un recipiente abierto para medir precipitación en el campo.

Precipitación Se deben tomar en cuenta los siguientes aspectos en la instalación de estaciones de medición:

• La ubicación es crítica • Número suficiente para tener un promedio de la cuenca • Mediciones en puntos discretos • Relación de precipitación con elevación Además la información debe ser:

• Representativa • De un periodo largo de toma de datos • De distribución apropiada (área y tipo de tormenta) • Homogénea: estaciones móviles, cambio de equipos, cambio de

observador.

Criterios para verificar la homogeneidad de los datos

1. Calcular el ratio de los valores de 2 estaciones para el mismo periodo de tiempo.

2. Comparar el ratio calculado con el de otros años. Algún cambio en el ratio promedio, nos indicará un error.

3. Ajustar los datos más recientes a los más antiguos. Ejm: Year Station A Station B A/B

1 11 22 0.5

2 10 21 0.48

3 12 23 0.52

4 6 23 0.26

5 4 20 0.2

6 5 21 0.24

Claramente la estación A presenta algunos errores. Deben ser corregidos con el ratio de datos anteriores.

A/B prom = 0.23

Criterios para verificar la Homogeneidad de los datos

A = B*0.23

• A1 = 22*0.23 = 5.06 ~ 5

• A2 = 21*0.23 = 4.83 ~ 5

• A3 = 23*0.23 = 5.29 ~ 5

Data Corregida

Year Station A Station B

1 5 22

2 5 21

3 5 23

4 6 23

5 4 20

6 5 21

Datos faltantes

Cuando falta algún dato de la base de datos de precipitación, se puede estimar un valor aproximado, mediante: Donde: N = número de estaciones cercanas a la estación ‘x’, que es la que tiene el dato faltante. Px = valor faltante de precipitación de la estación ‘x’ Ax = Promedio anual de precipitación en la estación ‘x’ P# = Precipitación en la estación # A# = Promedio de precipitación anual para cada estación #.

Procesamiento de los datos

Una vez que estamos seguros de que la base de datos es homogéneos y significativos, tenemos 3 alternativas para determinar la precipitación promedio de una cuenca en un periodo determinado:

• Promedio Aritmético

• Polígonos de Thiessen

• Método de las Isoyetas

Procesamiento de Datos

1. Promedio Aritmético

Es el promedio simple de los valores de precipitación de todas las estaciones.

Precipitación = (P1 + P2 + … + Pn) / n

Procesamiento de Datos

2. Polígonos de Thiessen Es el promedio que pondera el área parcial que corresponde a cada estación. Para definir las áreas, se debe unir las estaciones con una línea recta, y trazar perpendiculares en el punto medio de cada una de ellas. Tres de estas rectas perpendiculares forman polígonos. Es considerado el mismo valor de precipitación para cualquier punto encerrado en un polígono.

Precipitación = (P1*A1 + P2*A2 + … + Pn*An) / Area Total

Procesamiento de Datos

3. Método de las Isoyetas Es el promedio que pondera el área parcial definida por isolíneas de precipitación. Para determinar las áreas, se debe unir los puntos con el mismo nivel de precipitación (isoyetas), resultarán polígonos entre las isoyetas, los cuáles considerarán el mismo valor de precipitación que el de la estación que encierran.

Precipitación = (P1*A1 + P2*A2 + … + Pn*An) / Area Total

Procesamiento de Datos

Sin embargo herrameintas de Sistemas de Información Geográfica (SIG) pueden realizar interpolaciones espaciales de mayor calidad y en menor tiempo.

Métodos:

IDW

Kriging

Nearest Neighbor

Etc.

Entrada de Flujo Superficial (SWi)

Como las cuencas están definidas por la topografía de la zona, la mayoría de las veces el término de entrada de flujo superficial es considerada cero.

SWi = 0

Entrada de Flujo Subterráneo (GWi)

Comúnmente, los límites del agua superficial son los mismos que los del agua subterránea, entonces esperamos que, por causas topográficos, el flujo de entrada de agua subterránea es cero.

Gwi = 0

Agua Importada a la cuenca

La existencia de agua importada dependerá si la comunidad cuenta con su sistema de abastecimiento de agua, dentro de la cuenca o fuera de la misma.

Este término, también considera el agua embotellada que entra al sistema.

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Salidas

Evapotranspiración

Para determinar la evapotranspiración se utiliza un Lisímetro.

Se calcula con la siguiente expresión:

ET = SI + PI + I – SF - D

donde:

ET = Evapotranspiración para un periodo determinado

SI = Volumen inicial de humedad

P = Precipitación en el Lisímetro

I = Irrigación

SF = Volumen final de humedad

D = Exceso de humedad drenado por el suelo

Evapotranspiración

ET Potencial Es calculada a partir de variables climatológicas y ecuaciones de balance de energía. Existen distintas metodologías para calcular la ET potencial. ET Real Usando una cúpula de evapotranspiración, se mide la tasa de acumulación de vapor con un termómetro de bulbo húmedo y bulbo seco.

También se puede calcular con la correlación de Eddy Tower, utilizando la velocidad vertical del aire y el contenido de vapor, para determinar el flujo neto de humedad, y por lo tanto la tasa de evapotranspiración

Evaporación Medición Para medir evaporación se utilizan recipientes poco profundos. Es necesario conocer los coeficientes de evaporación de los recipientes, los cuales se encuentran disponibles en los atlas de agua. Se tiene que monitorear el cambio en el volumen de agua de los recipientes. Estimación Si no se cuenta con información disponible, se puede estimar la evaporación utilizando el nomógrafo del Servicio Nacional del Clima de Estados Unidos. Se requiere los siguientes datos:

• Temperatura Promedio • Punto de Rocío (Temperatura a la cual

ocurre la condensación de un volumen de aire al ser enfriado).

• Radiación Solar • Velocidad del Viento

Salida de Flujo Superficial (SWo)

Se refiere al flujo de agua superficial que sale del sistema. Generalmente, es medido como la tasa volumétrica del flujo de descarga.

Salida de Flujo Subterráneo (GWo)

Este término obedece la Ley de Darcy:

Q = K * A * (dhdl

)

De los registros de perforaciones de pozos, se puede identificar si existe flujo de salida de agua subterránea, por ejemplo:

Agua Exportada de la Cuenca

Este término se analiza de la misma manera que el agua importada, es decir, depende si los sistemas de abastecimiento de aguas de la comunidad están fuera de la cuenca. También se considera el volumen de agua embotellada que sale del sistema.

Consumo

Este término se refiere al volumen utilizado por los siguientes actores:

• Ecosistemas

• Agricultura

• Población

• Industria

• Minería

Por ejemplo, si la fuente principal de agua de una población es la proveniente de pozos. Calcularíamos el consumo de la población como:

Bombeo: 5000 viviendas

Tasa de Consumo: 800 litros/día/vivienda

Consumo = 5000 * 800 = 4000 m3/día

Esquema de Consumo Poblacional

Pérdida de Agua

Porcentaje de pérdida residencial = 15 %

Porcentaje de pérdida por ET = 1%

Total = 84 % (+/- 4%) del agua de consumo regresa al sistema.

Source: Notes from the Colorado School of Mines course

∆ Almacenamiento

Es el incremento o disminución en el almacenamiento de agua superficial o subterránea; se define por monitoreo de los cuerpos de agua o pozos para apreciar cambios en su volumen.

Es útil medir el volumen de descarga.

Descarga

Se necesita determinar la velocidad de flujo, para así calcular la descarga mediante la siguiente expresión:

Q = V * A Existen 4 maneras de medir la descarga: 1. Utilizando un correntómetro 2. Estimar el caudal con una curva de regresión 3. Utilizando un vertedero 4. Estimar la velocidad con la ecuación de Manning

Medición de la Descarga

1. Utilizando un correntómetro

El procedimiento consiste en dividir el ancho del curso de agua en segmentos (Wi) , y medir la profundidad en el punto central de cada tramo (Di). Luego, medir la velocidad a 0.6Di en el punto central de cada segmento. Si el cuerpo de agua es muy profundo se puede utilizar 0.2Di – 0.8Di.

Q = SUM(Vi, Wi, Di)

Medición del Descarga

2. Estimar el caudal con una curva de regresión

El procedimiento es medir el caudal (Q) y el tirante de agua (ϒ), luego se grafica Q vs ϒ.

Usualmente se utiliza un pozo de observación de tirante de agua.

3. Medir caudal utilizando un vertedero

El flujo de agua es calibrado a una altura aguas arriba. Por ejemplo, se puede utilizar un canal ‘V-notch’.

Medición de la Descarga

4. Estimar la velocidad con la ecuación de Manning

Es un método empírico, y su expresión está dada por:

V = ( 1.49 * R 2/3 * S 1/2 ) / n

V = Velocidad promedio

R = Radio hidráulico

S = Pendiente o gradiente hidráulico

N = Factor de fricción de Manning

Descarga máxima

La siguiente expresión se utiliza para calcular la descarga máxima después de una tormenta. Es un método racional para áreas pequeñas:

Q = C * I * A

Q = Descarga máxima C = Coeficiente de salida I = Intensidad de lluvia A = Area de drenaje Este método es válido después de un evento de precipitación que ha durado por lo menos el tiempo de concentración (tc):

tc = L 1.15 / (7700 * H 0.38 )

donde: tc = tiempo que toma una gota de agua transportarse del punto más distante de la cuenca hacia el punto de descarga. L = Longitud del curso de agua principal H = Diferencia en elevación del punto más distante a la descarga de la cuenca.

Balance de Humedad en el Suelo

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