HIDROLOGÍA APLICADA A ESTUDIOS HIDROGEOLÓGICOS · que existe entre la Precipitación, el Caudal Superficial y la Infiltración. Una parte del agua de Infiltración, conocida como

HIDROLOGÍA APLICADA A ESTUDIOS HIDROGEOLÓGICOS Ing. Danitza Sonia Machaca Fernandez Dirección de Geología Ambiental y Riesgo Geológico – INGEMMET Programa Nacional de Hidrogeología [email protected]

MAR 2015

GENERALIDADES

Dentro de los estudios hidrológicos que se realizan, cuando se quiere evaluar la posibilidad de extraer aguas subterráneas de manera permanente y segura en una zona determinada, resulta indispensable analizar la relación que existe entre la Precipitación, el Caudal Superficial y la Infiltración. Una parte del agua de Infiltración, conocida como Caudal de Recarga, llega hasta los depósitos de Aguas Subterráneas y los alimenta (Acuífero). Otra parte del agua de Infiltración es atrapada por el suelo y el resto drena en forma subsuperficial.

ESTUDIOS HIDROLÓGICOS

AGUAS SUBTERRÁNEAS

Precipitación

Caudal Superficial

Infiltración

A. PRECIPITACIÓN

• Media Aritmética

• Método de Isoyetas

• Método de Thiessen

B. TEMPERATURA

• Media Aritmética

• Método de Isolina

C. EVAPOTRANSPIRACIÓN

• Formulas Empíricas

• Penman - Monteith

• Thorwaite –Camargo

• Hargraves

• L. Turc

D. ESCORRENTÍA SUPERFICIAL

E. INFILTRACIÓN

1. PARÁMETROS METEREOLÓGICOS

2. BALANCE HÍDRICO

3. MODELO HIDROLÓGICO

4. CONCLUSIONES

CASO PRÁCTICO – CUENCA PUCARÁ

MEDIA ARITMETICA

ISOYETAS THIESSEN

𝐏𝐦 =(𝐏𝟏 + 𝐏𝟐+. . . +𝐏𝐱)

𝐗 𝐏 =

𝐏𝐱 ∗ 𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐏 = 𝐏𝐱 ∗ 𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

MEDIA ARITMETICA

ISOLINEAS

𝑻𝐦 =𝑻𝟏 + 𝑻𝟐+. . . +𝑻𝐱)

𝐗 T =

𝑻𝐱∗𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

Es un parámetro experimental que se debe medir en estaciones meteorológicas ubicadas en la zona de estudio. Si esto no es posible, se usan valores tomados de estaciones ubicadas en zonas cercanas.

Temperatura media mensual (t, en ºC) para cada mes del año, calculada igual que P

ETP Penman-Monteith

Thornthwaite

Hargraves Samani

L.Turc

Otros

ETR

Es la suma de la evaporación directa de agua desde la superficie del terreno y/o desde los poros y grietas del mismo, más la transpiración de las plantas.

ETP = c · {W· Rn + [1 – W] · F[u] · [ea – ed]

ETP: Evapotranspiración potencial * Cantidad de agua que perderá una superficie completamente cubierta de vegetación si en todo momento hay en el suelo agua suficiente para el crecimiento activo de las plantas.

𝑬𝑻𝒐 = 𝟏𝟔 𝟏𝟎𝑻

𝑰

𝒂

𝑬𝑻 = 𝟎. 𝟒𝟎𝒕

𝒕 + 𝟏𝟓(𝑹𝒊 + 𝟓𝟎)

•En general la mayor parte está en forma canalizada (ríos y arroyos) y se mide en estaciones de aforo construidas especialmente para ello.

• Ingreso de agua vertical en el suelo la misma que penetra por los poros, moviéndose por gradiente hidráulico y gravitacional, generando un frente húmedo que se mueve en función del tipo de suelo, la geología y del aporte de agua.

POROSIDAD PERMEABILIDAD CONDUCTIVIDAD

HIDRÁULICA

ANÁLISIS DE LITOPERMEABILIDAD

Relación de influencia y efluencia de la escorrentía superficial con el acuífero.

ANÁLISIS DE LITOPERMEABILIDAD

CARACTERÍSTICAS

LITOLÓGICAS

ESTRUCTURALES

fo

f

tp t

f

f

o f

c

Ecuaciones empíricas para estimar la Infiltración:

corresponde a la solución de la

ecuación de Richards para la tasa de

difusión de humedad (D(θ/z)) en la

superficie del suelo, cuando se

considera que K y D son constantes

independientes de la humedad del

suelo.

Se puede cuantificar la variación de almacenamiento de los acuíferos

Consiste en la aplicación del principio de la conservación de masa al conjunto de una cuenca o a una cierta parte de ella definida por unas determinadas condiciones de contorno. Durante un determinado período de tiempo en el que se realiza el balance, la diferencia entre el total de entradas y el total de las salidas debe ser igual a la variación en el almacenamiento:

Entradas Salidas Variación del

almacenamiento

1. Si un mes P ≥ ETP, entonces ese mes ETR = ETP

2. Si un mes P < ETP, entonces ese mes ETR = P + x, hasta que la suma de ambos sea = ETP.

– Si un mes no hay suficiente x para alcanzar el valor de la ETP, entonces ETR < ETP y la diferencia se llama déficit de agua en el suelo

– Si un mes P – (ETR + Δx) > 0, la fracción de P sobrante se llama superávit. SUP equivale a la infiltración I.

Vélez, 2001

Media Aritmética

Método de Thiessen

Método de Isoyetas

769.80 mm/año 𝐏𝐦 =

𝐏𝟏 + 𝐏𝟐+. . . +𝐏𝐱)

𝐗

𝐏 = 𝐏𝐱 ∗ 𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐏 = 𝐏𝐱 ∗ 𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

794.20 mm/año

785.10 mm/año

Media Aritmética

Método de Isolinias

𝐓𝐦 =𝐓𝟏 + 𝐓𝟐+. . . +𝐓𝐱)

𝐗

𝐓𝐦 = 𝐓𝐱 ∗ 𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

𝐀𝐱𝐧𝐱=𝟏

7.12 ºC

7.25 ºC

K=0.72

K=0.69 𝐄𝐓𝐨 = 𝟏𝟔 ∗ (𝟏𝟎

𝐓

𝐈)𝐚 𝐓𝐞𝐟 = 𝟎. 𝟓 ∗ 𝐊(𝟑 ∗ 𝐓𝐦𝐚𝐱 − 𝐓𝐦𝐢𝐧)

𝑬𝑻𝑹 =𝑷

𝟎. 𝟗 +𝑷𝟐

𝑳𝟐

L = P > 0.31L

0

20

40

60

80

100

120

140

160

Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep

mm

/me

s

ETP - ETR

ETP ETR

El caudal de la cuenca Pucara es de: 28.07 m3/s.

𝐂𝐞 = 𝟎. 𝟖𝟏 ∗ 𝐒𝟎.𝟏𝟓𝟓 ∗𝐏𝟐

𝟏𝟔𝟎 + 𝟗𝐓

𝑪𝒆 = 𝟐𝟗𝟗. 𝟔𝟏 𝐦𝐦

% 𝐄𝐬 =𝐂𝐞

𝐏∗ 𝟏𝟎𝟎

% 𝐄𝐬 = 41.84 %

• Incluir foto

Los métodos para el calculo de los parámetros meteorológicos se emplearan de acuerdo al tipo de cuenca con la que se trabaje.

El análisis de los parámetros meteorológicos permite determinar que la variación de almacenamiento (recarga de acuífero) se cuantifica alrededor de 1275 MMC/año en la cuenca Pucará.

La infiltración real de la cuenca según el método de S.C.S. es de 399.99 MMC/año.

El análisis a nivel global de la cuenca nos permite determinar que existe el mayor aporte de a la cuenca se realiza en el periodo de (E – F – M ) en donde la precipitación alcanza los 829.67 MMC/año con 227 MMC/año.