Lutz Scholz

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN CRISTÓBAL DE HUAMANGA

Trabajo de Hidrología (IC-441) Determinación de caudales mensuales - Modelo Determinístico Estocástico de Lutz Scholz Docente: Ing. CANCHARI GUTIÉRREZ, Edmundo Alumnos:

ALTAMIRANO ATAO, Ruler AYASCA LOPE, Jorge Luis HUAMÁN HUAMANÍ, Juan Richar HUERTAS RODRIGUEZ, Henry QUISPE OZAITA, Giomar

Ayacucho - Perú 2013

Índice general

1. Modelo Hidrológico 1.1. Modelos Precipitación - Descarga . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2. Modelo Determinístico - Estocástico de Lutz Scholz 2.1. Generalidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.2. Ecuación del Balance Hídrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.3. Coeficiente de Escurrimiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.4. Precipitación Efectiva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.5. Retención de la cuenca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.6. Relación entre descargas y retención . . . . . . . . . . . . . . . 2.7. Coeficiente de Agotamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.8. Almacenamiento Hídrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.9. Abastecimiento de la Retención . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.10. Determinación del caudal mensual para el año promedio . . . 2.11. Generación de caudales mensuales para periodos extendidos 2.12. Test Estadísticos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2.13. Restricciones del Modelo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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2 3 5 5 5 7 8 9 9 10 11 11 12 12 13 13

3. Modelos de Balance Hídrico 14 3.1. Modelo T . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 3.2. Modelo P . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 3.3. Modelo Thomas(abcd) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 4. Modelos de Simulación Continua 16 4.1. Modelo Standford IV . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 4.2. National Weather Service Soil Moisture Accounting Model (Modelo de Sacramento) . . 17 4.3. Modelo IHMS “Integrated Hydrological Model System” . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

1

Capítulo 1

Modelo Hidrológico

En hidrología suele utilizarse modelos para tratar de representar el comportamiento del sistema hidrológico (el prototipo); un modelo puede ser material o formal: 1. El modelo material, es una representación física del prototipo, con una estructura más simple pero con propiedades similares a las del prototipo. Estos modelos materiales pueden ser físicos o análogos. 2. El modelo formal, es una abstracción matemática de una situación idealizada que preserva a grandes rasgos las propiedades estructurales importantes del prototipo; en hidrología aplicada (ingenieril) todos los modelos utilizados son de tipo formal y suelen denominarse modelos matemáticos. En general, un modelo matemático puede ser: Teórico, Conceptual ó Empírico. El Teórico se basa en un conjunto de leyes generales; mientras que el Empírico usa las inferencias derivadas del análisis de datos y, el Conceptual se ubica entre estos dos. En hidrología aplicada (ingenieril) se usan actualmente cuatro tipos de modelos matemáticos: 1

2 3

4

Determinístico o físicamente basado, se formula utilizando las leyes físicas que rigen los procesos involucrados descritos mediante ecuaciones diferenciales. Probabilística, es gobernado por las leyes del azar y las probabilidades. Conceptual, es una representación simplificada de los procesos físicos que se obtiene concentrando (integrando) las variaciones espaciales o temporales. Paramétrico, representa los procesos hidrológicos por medio de ecuaciones algebraicas que contienen parámetros a determinar empíricamente.

En general, todos los métodos de análisis en ingeniería hidrológica pueden clasificarse en alguno de los 4 tipos de modelos recién descritos, veamos algunos ejemplos típicos. à El rastreo de crecidas mediante la teoría de la onda cinética es un método determinístico, gobernado por una ecuación diferencial parcial que describe el balance de masa y momentum (simplificado).

2

Determinación de caudales mensuales Modelo de Lutz Scholz

Ing. Civil

à El análisis de frecuencia de crecidas (utilizando alguna distribución de probabilidades) es un método probabilístico.

à El modelo de cascada de embalses lineales es conceptual: trata de simular las complejidades de la respuesta de la cuenca por medio de una serie de hipotéticos embalses lineales.

à El método de la fórmula racional es paramétrico: el caudal máximo se estima en base a un coeficiente de escorrentía determinado empíricamente. Q =C ·I ·A Q = Qmax para una cierta intensidad de precipitación I: Intensidad A: Área cuenca

1.1.

Modelos Precipitación - Descarga

Los modelos de Precipitación - Descarga más extendidos en hidrología son aquellos que estiman el balance entre las entradas de agua al sistema (precipitación) y las salidas del mismo (evaporación, escorrentía y descarga del acuífero) reproduciendo simplificadamente los procesos del ciclo hidrológico. Estos procesos se representan por una determinada formulación y unos parámetros cuyos valores habrá que estimar en la cuenca a estudiar, bien con datos de aforo si los hay, bien por analogía con otras cuencas en que si exista esa información (regionalización de parámetros) Dentro de estos modelos precipitación - descarga con balance de humedad se pueden distinguir: 1. Los de elevado número de parámetros. Estos realizan un cálculo continuo, trabajan normalmente con datos horarios o diarios y utilizan alrededor de 15 a 20 parámetros estando entre los más conocidos el modelo de Stanford IV (Stanford Watershed Model IV) desarrollado por la Universidad de Stanford en 1959, TWN (Texas Watershed Model) desarrollado por la Universidad Tecnológica de México 1970, NWSRFS (National Weather Service Runoff Forscat System) desarrollado por el Servicio Nacional del Tiempo de los EE.UU. en 1972, PSF (Hidrologic Simulación Program Fortran) desarrollada por la Agencia de Protección ambiental de los EE.UU. 1980, etc. 2. Los de reducido número de parámetros. En este tipo de modelos se suele trabajar a escala temporal mayor (usualmente mensual) y se produce sólo las partes del ciclo hidrológico coherentes con dicha escala. Son modelos que manejan pocos parámetros entre 2 a 6 generalmente Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo


Ing. Civil

y, se utilizan en estudios de ámbito regional siendo muy adecuados cuando existe escasez de datos; entre los más conocidos están: THORNTHAWAITE-T, el más sencillo de los existentes, fue desarrollado en 1955 por Thornthwaite, consideró al suelo como un único embalse en el que el excedente de agua se produce solamente cuando este se encuentra lleno; PALMER P, desarrollado por Palmer en 1965 consideró dos zonas de almacenamiento para reproducir el funcionamiento del suelo; (1) la zona radicular o zona superior, donde la evapotranspiración tiene lugar a la velocidad de la ETP y, (2) la inferior, donde plantea una ley de evapotranspiración que tiene en cuenta la mayor dificultad para que la evaporación se produzca a la velocidad de la potencial, el excedente de agua tiene lugar cuando los embalses están llenos; el modelo de LUTZ SCHOLZ desarrollado en el Perú en 1980.

Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo

Capítulo 2

Modelo Determinístico - Estocástico de Lutz Scholz

2.1.

Generalidades

Este modelo hidrológico, es combinado por que cuenta con una estructura determínistica para el cálculo de los caudales mensuales para el año promedio (Balance Hídrico - Modelo determinístico); y una estructura estocástica para la generación de series extendidas de caudal (Proceso markoviano Modelo Estocástico). Fué desarrollado por el experto Lutz Scholz para cuencas de la sierra peruana, entre los años 1979 - 1980, en el marco de Cooperación Técnica de la República de Alemania a través del Plan Meris II. Determinado el hecho de la ausencia de registros de caudal en la sierra peruana, el modelo se desarrolló tomando en consideración parámetros físicos y meteorológicos de las cuencas, que puedan ser obtenidos a través de mediciones cartográficas y de campo. Los parámetros más importantes del modelo son los coeficientes para la determinación de la Precipitación Efectiva, déficit de escurrimiento, retención y agotamiento de las cuencas. Los procedimientos que se han seguido en la implementación del modelo son: 1

2

3

Cálculo de los parámetros necesarios para la descripción de los fenómenos de escorrentía promedio. Establecimiento de un conjunto de modelos parciales de los parámetros para el cálculo de caudales en cuencas sin información hidrométrica. En base a lo anterior se realiza el cálculo de los caudales necesarios. Calibración del modelo y generación de caudales extendidos por un proceso markoviano combinado de precipitación efectiva del mes con el caudal del mes anterior.

Este modelo fué implementado con fines de pronosticar caudales a escala mensual, teniendo una utilización inicial en estudios de proyectos de riego y posteriormente extendiéndose el uso del mismo a estudios hidrológicos con prácticamente cualquier finalidad (abastecimiento de agua, hidroelectricidad etc). Los resultados de la aplicación del modelo a las cuencas de la sierra peruana, han producido una correspondencia satisfactoria respecto a los valores medidos.

2.2.

Ecuación del Balance Hídrico

La ecuación fundamental que describe el balance hídrico mensual en mm/mes es la siguiente: C Mi = Pi − Di + Gi − Ai donde: C Mi : Caudal mensual (mm/mes) Pi : Precipitación mensual sobre la cuenca (mm/mes) 5

(2.1)


Ing. Civil

Di : Déficit de escurrimiento (mm/mes) Gi : Gasto de la retención de la cuenca (mm/mes) Ai : Abastecimiento de la retención (mm/mes) Asumiendo: 1

2

Que para períodos largos (en este caso 1 año) el Gasto y Abastecimiento de la retención tienen el mismo valor es decir Gi = Ai . Que para el año promedio una parte de la precipitación retorna a la atmósfera por evaporación.

Reemplazando (P-D) por (C*P), y tomando en cuenta la transformación de unidades (mm/mes a m3 /seg) la ecuación (2.1) se convierte en: Q = c 0 C (P) AR

(2.2)

Que es la expresión básica del método racional. donde: Q : Caudal (m3 /s) c 0 : coeficiente de conversión del tiempo (mes/seg) C : coeficiente de escurrimiento P : Precipitación total mensual (mm/mes) AR : Área de la cuenca (m2 )

Figura 2.1: Fases del modelo de Lutz Scholz


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Segundo Trabajo


2.3.

Ing. Civil

Coeficiente de Escurrimiento

Se ha considerado el uso de la fórmula propuesta por L. Turc: C= donde:

P −D P

(2.3)

C : Coeficiente de escurrimiento (mm/año) P : Precipitación Total anual (mm/año) D : Déficit de escurrimiento (mm/año) Para la determinación de D se utiliza la expresión: D=P

1 0,9 +

P2 L2

(2.4)

( 12 )

L = 300 + 25 (T ) + 0,05 (T )3

(2.5)

Siendo: L: Coeficiente de Temperatura T : Temperatura media anual (°C) Dado que no se ha podido obtener una ecuación general del coeficiente de escorrentía para la toda la sierra, se ha desarrollado la fórmula siguiente, que es válida para la región sur: C¯ = 3,16E12 P −0,571

EP −3,686 ;

¯ = −1380 + 0,872 (P) + 1,032 (EP) ; D

r = 0,96

(2.6)

r = 0,96

(2.7)

donde: C : Coeficiente de escurrimiento D : Déficit de escurrimiento (mm/año) P : Precipitación total anual (mm/año) EP : Evapotranspiración anual según Hargreaves (mm/año) r : Coeficiente de correlación La evapotranspiración potencial, se ha determinado por la fórmula de Hargreaves: EP = 0,0075 (RSM) (T F ) (FA) RSM = 0,075 (RA)

r

(2.8)

n N

FA = 1 + 0,06 (AL) donde: RSM: Radiación solar media TF: Componente de temperatura FA: Coeficiente de corrección por elevación TF: Temperatura media anual (°F) RA: Radiación extraterrestre (mm H2 O / año) (n/N): Relación entre insolación actual y posible ( %) 50 % (estimación en base a los registros). AL: Elevación media de la cuenca (Km) Para determinar la temperatura anual se toma en cuenta el valor de los registros de las estaciones y el gradiente de temperatura de -5.3 °C 1/ 1000 m, determinado para la sierra. Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo


2.4.

Ing. Civil

Precipitación Efectiva

Para el cálculo de la Precipitación Efectiva, se supone que los caudales promedio observados en la cuenca pertenecen a un estado de equilibrio entre gasto y abastecimiento de la retención. La precipitación efectiva se calculó para el coeficiente de escurrimiento promedio, de tal forma que la relación entre precipitación efectiva y precipitación total resulta igual al coeficiente de escorrentía. Para fines hidrológicos se toma como precipitación efectiva la parte de la precipitación total mensual, que corresponde al déficit según el método del USBR (precipitación efectiva hidrológica es el antítesis de la precipitación efectiva para los cultivos). A fin de facilitar el cálculo de la precipitación efectiva se ha determinado el polinomio de quinto grado: Pe = a0 + a1 P + a2 P 2 + a3 P 3 + a4 P 4 + a5 P 5

(2.9)

donde: Pe : Precipitación efectiva (mm/mes) P : Precipitación total mensual (mm/mes) ai : Coeficiente del polinomio El cuadro 2.1 muestra los valores límite de la precipitación efectiva y el cuadro 2.2 muestra los tres juegos de coeficientes, ai , que permiten alcanzar por interpolación valores de C, comprendidos entre 0.15 y 0.45.

Cuadro 2.1: Límite superior para la Precipitación efectiva

Cuadro 2.2: Coeficientes para el cálculo de la precipitación Efectiva De esta forma es posible llegar a la relacion entre la precipitacion efectiva y precipitacion total: 12

C=

Q X PEi = P P

(2.10)

i=1

donde: C: Coeficiente de escurrimiento Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo


Ing. Civil

Q: Caudal anual P: Precipitacion Total anual P12 i=1 PEi : Suma de la precipitación efectiva mensual

2.5.

Retención de la cuenca

Bajo la suposición de que exista un equilibrio entre el gasto y el abastecimiento de la reserva de la cuenca y además que el caudal total sea igual a la precipitación efectiva anual, la contribución de la reserva hídrica al caudal se puede calcular según las fórmulas: Ri = C Mi − Pi

(2.11)

C Mi = PEi + Gi − Ai Donde: C Mi : Caudal mensual (mm/mes) PEi : Precipitación Efectiva Mensual (mm/mes) Ri : Retención de la cuenca (mm/mes) Gi : Gasto de la retención (mm/mes) Ai : Abastecimiento de la retención (mm/mes) Ri = Gi para valores mayores que cero (mm/mes) Ri = Ai para valores menores que cero (mm/mes) Sumando los valores de G o A respectivamente, se halla la retención total de la cuenca para el año promedio, que para el caso de las cuencas de la sierra varía de 43 a 188 (mm/año).

2.6.

Relación entre descargas y retención

Durante la estación seca, el gasto de la retención alimenta los ríos, constituyendo el caudal o descarga básica. La reserva o retención de la cuenca se agota al final de la estación seca; durante esta estación la descarga se puede calcular en base a la ecuación: Qt = Q0 e−a(t)

(2.12)

Donde: Qt : descarga en el tiempo t Qo : descarga inicial a : Coeficiente de agotamiento t : tiempo Al principio de la estación lluviosa, el proceso de agotamiento de la reserva termina, comenzando a su vez el abastecimiento de los almacenes hídricos. Este proceso está descrito por un déficit entre la precipitación efectiva y el caudal real. En base a los hidrogramas se ha determinado que el abastecimiento es más fuerte al principio de la estacion lluviosa continuando de forma progresiva pero menos pronunciada, hasta el final de dicha estación.


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Segundo Trabajo


2.7.

Ing. Civil

Coeficiente de Agotamiento

Mediante la fórmula (2.12) se puede calcular el coeficiente de agotamiento "a", en base a datos hidrométricos. Este coeficiente no es constante durante toda la estación seca, ya que va disminuyendo gradualmente. Con fines prácticos se puede despreciar la variacion del coeficiente "a" durante la estación seca empleando un valor promedio. El coeficiente de agotamiento de la cuenca tiene una dependencia logarítmica del área de la cuenca. a = f (Ln Ar )

(2.13)

a = 3,1249E67 (Ar )−0,1144 (EP)−19,336 (T )−3,369 (R)−1,429 r = 0,86 El análisis de las observaciones disponibles muestran, además cierta influencia del clima, la geología y la cobertura vegetal. Se ha desarrollado una ecuación empírica para la sierra peruana: En principio, es posible determinar el coeficiente de agotamiento real mediante aforos sucesivos en el río durante la estación seca; sin embargo cuando no sea posible ello, se puede recurrir a las ecuaciones desarrolladas para la determinación del coeficiente "a" para cuatro clases de cuencas: à Cuencas con agotamiento muy rápido. Debido a temperaturas elevadas (>10°C) y retención que va de reducida (50 mm/año) a mediana (80 mm/año): a = −0,00252 (Ln Ar ) + 0,034

(2.14)

à Cuencas con agotamiento rápido. Retención entre 50 y 80 mm/año y vegetación poco desarrollada (puna): a = −0,00252 (Ln Ar ) + 0,030

(2.15)

à Cuencas con agotamiento mediano. Retención mediana (80 mm/año) y vegetación mezclada (pastos, bosques y terrenos cultivados): a = −0,00252 (Ln Ar ) + 0,026

(2.16)

Cuencas con agotamiento reducido. Debido a la alta retención (> 100 mm/año) y vegetación mezclada: a = −0,00252 (Ln Ar ) + 0,023

(2.17)

donde: a : coeficiente de agotamiento por día Ar : área de la cuenca (km2 ) EP : evapotranspiración potencial anual (mm/año) T : duración de la temporada seca (días) R : retención total de la cuenca (mm/año)


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Segundo Trabajo


2.8.

Ing. Civil

Almacenamiento Hídrico

Tres tipos de almacenes hídricos naturales que inciden en la retención de la cuenca son considerados: à Acuíferos à Lagunas y pantanos à Nevados La determinación de la lámina "L" que almacena cada tipo de estos almacenes está dado por: à Acuíferos: LA = −750 (I) + 315

(mm/a˜ no)

(2.18)

Siendo: LA : lámina específica de acuíferos I : pendiente de desagüe : I ≤ 15 % à Lagunas y Pantanos LL = 500

(mm/a˜ no)

(2.19)

(mm/a˜ no)

(2.20)

Siendo: LL : Lámina específica de lagunas y pantanos à Nevados LN = 500 Siendo: LN : lámina específica de nevados Las respectivas extensiones o áreas son determinadas de los mapas o aerofotografías. Los almacenamientos de corto plazo no son considerados para este caso, estando los mismos incluidos en las ecuaciones de la precipitación efectiva.

2.9.

Abastecimiento de la Retención

El abastecimiento durante la estación lluviosa es uniforme para cuencas ubicadas en la misma región climática. En la región del Cusco el abastecimiento comienza en el mes de noviembre con 5 %, alcanzando hasta enero el valor del 80 % del volumen final. Las precipitaciones altas del mes de febrero completan el 20 % restante, y las precipitaciones efectivas del mes de marzo escurren directamente sin contribuir a la retención. Los coeficientes mensuales expresados en porcentaje del almacenamiento total anual se muestran en el cuadro 2.3

Cuadro 2.3: Almacenamiento Hídrico durante la época de lluvias (valores en %) La lámina de agua Ai que entra en la reserva de la cuenca se muestra en forma de déficit mensual de la Precipitación Efectiva PEi . Se calcula mediante la ecuación: Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo

Determinación de caudales mensuales Modelo de Lutz Scholz Ai = a i

R 100

Ing. Civil

(2.21)

Siendo: Ai : abastecimiento mensual déficit de la precipitación efectiva (mm/mes) ai : coeficiente de abastecimiento ( %) R : retención de la cuenca (mm/año)

2.10.

Determinación del caudal mensual para el año promedio

Está basado en la ecuación fundamental que describe el balance hídrico mensual a partir de los componentes descritos anteriormente: C Mi = PEi + Gi − Ai

(2.22)

donde: C Mi : Caudal del mes i (mm/mes) PEi : Precipitación efectiva del mes i (mm/mes) Gi : Gasto de la retención del mes i (mm/mes) Ai : abastecimiento del mes i (mm/mes)

2.11.

Generación de caudales mensuales para periodos extendidos

A fin de generar una serie sintética de caudales para períodos extendidos, se ha implementado un modelo estocástico que consiste en una combinación de un proceso markoviano de primer orden, segun la ecuación (2.23) con una variable de impulso, que en este caso es la precipitación efectiva en la ecuación (2.24): Qt = f (Qt−1 )

(2.23)

Q = g (PEt )

(2.24)

Con la finalidad de aumentar el rango de valores generados y obtener una óptima aproximación a la realidad, se utiliza además una variable aleatoria. q 1 − r2 (2.25) Z = z (S) La ecuación integral para la generación de caudales mensuales es: q Qt = B1 + B2 (Qt−1 ) + B3 (PEt ) + z (S) 1 − r2

(2.26)

donde: Qt : Caudal del mes t Qt−1 : Caudal del mes anterior PEt : Precipitación efectiva del mes B1 : Factor constante o caudal básico. Se calcula los parámetros B1 , B2 , B3 , r y S sobre la base de los resultados del modelo para el año promedio por un cálculo de regresión con Qt como valor dependiente y Qt−1 y PEt , como valores independientes. Para el cálculo se recomienda el uso de software comercial (hojas electrónicas). El proceso de generación requiere de un valor inicial, el cual puede ser obtenido en una de las siguientes formas: Hidrología General (IC - 441)

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Segundo Trabajo


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à Empezar el cálculo en el mes para el cual se dispone de un aforo. à Tomar como valor inicial el caudal promedio de cualquier mes. à Empezar con un caudal cero, calcular un año y tomar el último valor como valor Qo sin considerar estos valores en el cálculo de los parámetros estadísticos del período generado.

2.12.

Test Estadísticos

Para determinar la calidad de la coincidencia de los caudales generados con los observados, se desarrolla la comparación de los promedios y desviaciones tipo de los valores históricos y los generados. Para probar si los promedios salen de la misma población, se utiliza el test de Student (Prueba "t"). Esta prueba debe ser desarrollada para cada mes. Se compara el valor de t con el valor límite tp , n que indica el límite superior que, con una probabilidad de error del P %, permite decir que ambos promedios pertenecen a la misma población. La comparación estadística de promedios se realiza mediante el test de Fischer (Prueba "F"). que se compara con el valor límite Fp/2 ( %) , (n1 , n2 )

2.13.

Restricciones del Modelo

El modelo presenta ciertas restricciones de uso o aplicación tales como: à El uso de los modelos parciales, únicamente dentro del rango de calibración establecido. à Su uso es únicamente para el cálculo de caudales mensuales promedio. à Los registros generados en el período de secas presentan una mayor confiabilidad que los valores generados para la época lluviosa. à La aplicación del modelo se restringe a las cuencas en las que se ha calibrado sus parámetros (sierra peruana: Cusco, Huancavelica, Junin, Cajamarca). Es importante tener en cuenta las mencionadas restricciones a fin de garantizar una buena performance del modelo.


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Segundo Trabajo

Capítulo 3

Modelos de Balance Hídrico

Existen modelos de balance hídrico de carácter agregado los cuales tienen en cuenta para su aplicación pocos parámetros como lo son los de Thornthwaite, Palmer, Palmer, Témez, Thomas entre otros, que simplifican el ciclo hidrológico reduciendo a unas pocas componentes principales trabajando a una escala mensual. También existen modelos agregados que relacionan muchos parámetros como los de Stanford, Sacramento, HSPF entre otros, al momento de ser aplicados tienen en cuenta muchos parámetros y son más precisos, describen el sistema con mucho más detalles, trabajando a escala horario o diaria, pero son más difíciles de usar debido a que esta información tan puntual no siempre esta disponible por ser tan precisa y por la cantidad de parámetros a analizar. Estos modelos agregados presentan una limitación y es que al ser aplicados reproducen condiciones de promedio de la cuenca, luego no simulan la variabilidad espacial del sistema.

3.1.

Modelo T

Este modelo fue desarrollado por Thornthwaite y Mather en 1955, y asumen que el suelo presenta una determinada capacidad de almacenamiento en términos de humedad (Φ). El almacenamiento del suelo del mes i se encuentra representado por Si . Dependiendo de la precipitación en el mes i, la humedad que esta representada por la variable Pi y la evapotranspiración potencial (ET Pi ) varían. Para cuando se presente el caso de Pi > ETPi, resultará que Si = m´ın(Pi −ET Pi ) + Si−1 , Φ. Para el caso contrario cuando Pi < ET Pi , la humedad presente del suelo experimentará un déficit. En el año 1957 Thornthwaite y Mather y para 1978 Dunne y Leopold, desarrollaron diversas tablas y gráficas con el objetivo de calcular el déficit de la humedad del suelo y a partir de ahí obtener Si . Por medio de estas tablas y gráficas se logro incorporar más fácilmente sus procedimientos a modelos computaciones permitiendo analizar y manejar situaciones donde la humedad del suelo es menor que el almacenamiento que este presenta. Para el año de 1955 las tablas de Thornthwaite y Mather realizaron, se apoyaron en un modelo que relaciona la pérdida de humedad del suelo y la evapotranspiración potencial, de la forma: dS − (ET Pi − Pi ) = x S. dt Φ

3.2.

Modelo P

Este modelo de balance hídrico fue desarrollado por Palmer en 1965 y es muy similar al modelo T. Palmer en su modelo dividió en dos el suelo al trabajar en el almacenamiento de humedad. La capa superior presenta capacidad de humedad Φa y la capa inferior presenta capacidad de humedad Φb . La humedad que se encuentra en la capa inferior no puede ser modificada hasta que la localizada en la parte superior lo sea. La evapotranspiración que se pierde en la capa superior, Eia tomaría lugar en la capa superior. La pérdida de evapotranspiraciLon en la capa inferior, Eib se presenta cuando [(ET Pi − Pi ) − Eia ] > 0, es decir, al momento de presentarse la pérdida de evapotranspiración en la capa superior. 14


Ing. Civil

Sb

b b representa donde Φ = Φa + Φb y Si−1 En este caso, Eib = [(ET Pi − Pi ) − Eia ] x Φi−1 para Eib ≤ Si−1 la humedad en la capa inferior al inicio del i. Al momento de que se presente en el límite inferior de las dos capas una capacidad máxima de almacenamiento, es cuando se origina escorrentía.

3.3.

Modelo Thomas(abcd)

El modelo de Thomas fue desarrollado como su nombre lo indica por Thomas en 1981, el cual se se conoce también como modelo abcd. Este modelo hídrico de carácter agregado establece mediante la determinación de cuatro (4) parámetros del caudal afluente en una cuenca. Para la explicación del modelo Thomas se debe tener en claro que el suelo está dividido en tres (3) zonas. Una primera parte que es donde se presenta todo lo relacionado al almacenamiento superficial y es representado como Sc . Para la segunda zona que que es la no saturada Sw , se puede asimilar la recarga que experimenta el acuífero Rg a la infiltración I debido a que el caudal subsuperficial Qs es despreciado por el modelo por ser en comparación con la precipitación, muy pequeño. La última zona que es la zona saturada presenta un almacenamiento Sg . à En este modelo los parámetros a,b,c,d describen lo siguiente como: Parámetro a. Varía entre el rango 0 ≤ 1, expresa la tendencia ante la presencia de un suelo que se encuentre completamente saturado que la escorrentía ocurra, à Parámetro b. Representa el límite superior a la suma de la evapotranspiración real y a la humedad. à Parámetro c. Hace referencia a esa fracción que se encuentra en el almacenamiento subterráneo que se incluye en la escorrentía, aunque no siempre se relaciona a esta fracción debido a que no siempre toda la carga se convierte en escorrentía superficial durante el intervalo de tiempo que se considere. à Parámetro d. Es el recíproco del tiempo de resistencia del agua subterránea, pero teniendo en cuenta que en ese tiempo puede relacionarse con todo el acuífero, con la porción de esto más cercano al río, o simplemente con recorridos superficiales más rápidos.


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Segundo Trabajo

Capítulo 4

Modelos de Simulación Continua

Los modelos de simulación continua,desarrollados en la década del 60 y 70 del siglo pasado fueron: Standford Watershed Model – (Crawford et al, 1966), HSP-Hydrologic Simulation Program y el Modelo de Sacramento-(Burnash.et al 1973), “SSARR – Streamflow Síntesis and Reservoir Regulation” (U.S.Army, 1975). Muchos de estos modelos y otros sucesivos como IHMS “Integrated Hydrological Model System”, SMHI, 1994, basado en el HBV ( Bergtröm, 1976) y el WADIM-RT “Watershed Integrated Model in Real Time” (Fernández et al, 1994).

4.1.

Modelo Standford IV

Figura 4.1: Representación esquemática del modelo de Stanford IV. (Crawford y Linsley, 1966) Este modelo estableció la estructura básica de la simulación continua y del balance del agua en el perfil del suelo. Su estructura operativa es igual a la de los modelos de eventos con unidades 16


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de respuesta hidrológica o subcuencas. Considera áreas permeables e impermeables y el perfil del suelo dividido en dos horizontes superior e inferior. Los dos elementos básicos de pérdidas son evapotranspiración e infiltración, arrojando como resultado el escurrimiento superficial, el almacenamiento subterráneo y el escurrimiento subterráneo. En su versión original, funciona con un intervalo de tiempo de 15 minutos. Como todos los modelos continuos, tiene muchos parámetros difíciles de estimar. Su uso estuvo ligado, generalmente, a la modelación en tiempo real de cuencas provistas de buenos datos.

4.2.

National Weather Service Soil Moisture Accounting Model (Modelo de Sacramento)

Se puede decir que luego de su aparición, para operación en tiempo real, en el National Weather Service - River Forecast Center de California y Nevada en 1973 (Burnash et al., 1973) fue el paradigma de los futuros modelos continuos. El Modelo de Sacramento considera también dos horizontes, pero en cada zona (superior e inferior) divide el agua en agua de tensión (zona no saturada) y agua libre (zona saturada). En la zona inferior considera a su vez dos zonas, aquella que genera rápidamente flujo base (flujo suplementario) y aquella de drenaje lento (flujo primario). La Figura 3.2, muestra la estructura conceptual detallada del Modelo de Sacramento.

Figura 4.2: Estructura conceptual del modelo de Sacramento

4.3.

Modelo IHMS “Integrated Hydrological Model System”

Es el modelo continuo desarrollado por el SMHI “Swedish Meteorological and Hydrological Institute” (IHMS, 1994). Es un modelo basado en el HBV (Bergström, S, 1976). El HVB es un modelo conceptual semidistribuido. Cuando el modelo es calibrado se puede usar en dos tipos de pronósticos hidrológicos: • Pronóstico a corto plazo. En este caso el modelo corre usando datos medidos de precipitación y temperatura por un período que termina el día antes del primer día de pronóstico. Desde esa fecha


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se deben ingresar datos pronosticados de temperatura y precipitación para que el modelo genere el hidrograma correspondiente. • Pronóstico a largo plazo. En este caso no se ingresan datos de pronósticos, el modelo usa datos observados para igual período en el año previo y los anteriores. El modelo genera tantos hidrogramas como años hayan disponibles o menos, si se desea. Todas las secuencias se iniciarán en las condiciones de estado del modelo con los datos corrientes, es decir, para una condición antecedente de suelo que es la de la fecha en el año actual. Si eso es razonable, los correspondientes hidrogramas mostrarán una distribución confiable con la realidad. Al igual que en lo mencionado en modelos ya citados, el IHMS cuenta con los siguientes módulos (Figura 3.3): • Acumulación y fusión nival. à Balance de agua en el perfil del suelo. à Generación de hidrogramas de escorrentía directa y de flujo base. à Rutinas de tránsito. à Suma de hidrogramas de subcuencas. à Subdivisión en cuencas de montaña por franjas altitudinales para el módulo de nieve y para balance de agua en el perfil del suelo. Estas franjas de elevación a su vez se pueden dividir en zonas de diferentes vegetación.


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Figura 4.3: Estructura conceptual simplificada del modelo de HBV (Bergstrôm, 1976). El modelo funciona con un intervalo de tiempo de 1 día, pero se pueden usar intervalos menores.


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Bibliografía

[1] TARAZONA SANTOS, Edilberto N. “GENERACIÓN DE DESCARGAS MENSUALES EN SUBCUENCAS DE LA CUENCA DEL RÍO SANTA UTIIIZANDO EL MÉTODO DE LUTZ SCHOLZ”. Universidad Nacional Agraria LA MOLINA. Tesis. Lima - Perú. 2005. [2] Scholz, Lutz. 1980, “Generación de Caudales Mensuales en la Sierra Peruana”. Plan Meris II. Cusco. [3] Salas, J. 1976 “Modelos de Simulación Estocástica”. CIDIAT, Mérida. [4] Fernández C, Pedro. Sergio Fattorelli. “DISEÑO HIDROLÓGICO”. Segunda Edición. 2011

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