UNIVERSIDAD
NACIONAL AUTONOMA DE MÉXICO
FES
Aragón
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BLOG DE RIOS Y COSTAS 2012
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Prof.: Ing.
VALENTE TORRES
Alumno:
ALVAREA
ARRIETA MARCO ANTONIO
SANCHES
CARRAZCO OYOSY ISRAEL
SANTOS
ORTEGA MARCO ANTONIO
RAMON
EDUARDO MORA FONSECA
Grupo. 2901
ALUMNO: Mora Fonseca Ramón Eduardo.
TEMA I ASPECTOS
GENERALES
OBJETIVO: Conocer el ámbito de la ingeniería civil en los desarrollos costeros. I.1 Clasificación de los aprovechamientos marítimos y fluviales. I.2 Obras marítimas y fluviales vinculadas a los aprovechamientos. I.3 Monografía de la infraestructura marítima. I.1 Clasificación de los aprovechamientos marítimos y fluviales.
APROBECHAMIENTO DE LA ENERGIA DEL MAR
La principal
característica que el mar nos ofrece, y concretamente las energías marinas, es
su densidad, la cual es muchísimo mayor que en cualquier otro tipo de energía.
Pensemos por ejemplo en la energía eólica, los aerogeneradores no siempre están
funcionando ya que es necesaria una velocidad mínima para que estos se pongan
en funcionamiento. Pensemos ahora en los millones de litros de agua marina
moviéndose continuamente por influencia de la luna, las olas, las subidas y
bajadas de las mareas, la concentración de sal, etc. Sin duda, el potencial del
mar es muchísimo mayor que cualquier otro tipo de energía limpia.
Básicamente existen
cinco principios o formas de obtención de energía del mar:
• Las mareas, basadas en las subidas y
bajadas del nivel del mar provocadas por los efectos gravitatorios de la
Tierra, el Sol y la Luna.
• Las olas, provocadas por la acción del
viento sobre la superficie del mar, trasladándose a través de kilómetros de
distancia.
• Las corrientes marinas, originadas por las
diferencias de sal, temperatura, densidad, así como la evaporación y la
rotación de la tierra.
• El gradiente térmico, es decir, la
diferencia de temperatura existente entre las distintas capas de agua más o
menos profundas.
• El gradiente salino, que aprovecha la
diferencia de concentración de sal entre las aguas del mar y la de los ríos.
De entre todas ellas,
la energía del oleaje y la de las mareas son quizás en las que más expectativas
hay puestas. Veremos por lo tanto, en los siguientes apartados, estas dos
energías y sus tecnologías asociadas con algo más de detalle.
Todas estas formas de
obtención de energía marina tienen la cualidad de ser renovables, en tanto que
la fuente de energía primaria no se agota por su explotación, y es limpia, ya
que en la transformación energética no se producen subproductos contaminantes
gaseosos, líquidos o sólidos. Sin embargo, la relación entre la cantidad de
energía que se puede obtener con los medios actuales y el coste económico y
ambiental de instalar los dispositivos para su proceso han impedido hasta el
momento una proliferación notable de este tipo de energías.
TECNOLOGÍA DE LA ENERGÍA DEL MAR
En el aprovechamiento de este
tipo de energía o fuente energética actualmente no se ha impuesto una
tecnología concreta, ya que las características intrínsecas del mar hacen que
los dispositivos para generar dicha energía sean muy diversos. Veamos que
tecnologías se han desarrollado hasta el momento.
ENERGÍA MAREOMOTRIZ O DE LAS MAREAS
La energía
mareomotriz es la que resulta de aprovechar las mareas, es decir, la diferencia
de altura media de los mares según la posición relativa de la Tierra y la Luna,
y que resulta de la atracción gravitatoria de esta última y del Sol sobre las
masas de agua de los mares. Esta diferencia de alturas puede aprovecharse
interponiendo partes móviles al movimiento natural de ascenso o descenso de las
aguas, junto con mecanismos de canalización y depósito, para obtener movimiento
en un eje. Mediante su acoplamiento a un alternador se puede utilizar el
sistema para la generación de electricidad, transformando así la energía mareomotriz
en energía eléctrica.
Las centrales mareomotrices funcionan como un embalse tradicional de río. Cuando la marea sube, las compuertas del dique se abren y el agua ingresa en el embalse. Al llegar el nivel del agua del embalse a su punto máximo se cierran las compuertas. Durante la bajamar el nivel del mar desciende por debajo del nivel del embalse. Cuando la diferencia entre el nivel del embalse y del mar alcanza su máxima amplitud, se abren las compuertas dejando pasar el agua a través de una red de conductos estrechos, que aumentan la presión. El agua, al pasar por el canal de carga hacia el mar, acciona la helice de la turbina y ésta, al girar, mueve un generador que produce electricidad. Se puede ver el concepto en los esquemas siguientes.
La construcción de una central maremotriz es sólo
posible en lugares con una diferencia de al menos 5 metros entre la marea alta
y la baja. El lugar ideal para instalar un central maremotriz es un estuario,
una bahía o una ría donde el agua de mar penetre.
ENERGÍA UNDIMOTRIZ O DE LAS OLAS
La energía undimotriz
es la energía producida por el movimiento de las olas. Veamos algunos sistemas
de captación de este tipo de energía.
Boyas: Un aparato anclado al fondo y con una boya unida a él con un cable flotando en la superficie del agua. El movimiento ascendente y descendente de la boya con el paso de las olas mueve un pistón a través de un potente imán, produciéndose la electricidad. Otra variante sería tener la maquinaria en tierra y las boyas metidas en un pozo comunicado con el mar.
Flotantes: Un
aparato flotante de partes articuladas que obtiene energía del movimiento
relativo entre sus partes. Se trata de grandes cilindros articulados
parcialmente sumergidos y unidos por juntas de bisagra. La ola induce un
movimiento relativo entre dichas secciones, activando un sistema hidráulico
interior que bombea aceite a alta presión a través de un sistema de motores
hidráulicos, equilibrándose con el contenido de unos acumuladores. Los motores
hidráulicos están acoplados a un generador eléctrico para producir
electricidad. Los fundamentos del sistema se basan en convertir energía
cinética en eléctrica. El transporte de la energía se hace conectando el
sistema hidráulico a una base situada en el lecho oceánico que se conecta con
la costa.
Pozos: Un
pozo con la parte superior hermética y la inferior comunicada con el mar. En la
parte superior hay una pequeña abertura por la que sale el aire expulsado por
las olas. Este aire mueve una turbina que es la que genera la electricidad.
Placas oscilantes: El método empleado se basa en
grandes placas hidráulicas sumergidas que, a través de un pistón, aprovechan
las olas profundas para generar la presión hidráulica necesaria para alimentar
a una turbina eléctrica. Estas placas están instaladas a una profundidad en
torno a los 10 ó 12 metros.
I.2 Obras marítimas y fluviales vinculadas a los aprovechamientos.
En general, los muros marítimos y
fluviales se analizan como cualquier otro muro, considerando adicionalmente el
efecto del agua, la posible simultaneidad entre sismo y presencia de agua y la
presencia de supresiones, en caso de que éstas sean esperables. Las obras marítimas y fluviales suman al problema de
diseño estructural las verificaciones asociadas a la presencia del agua. En el
caso de obras fluviales, es imprescindible considerados estudios mínimos, sin los cuales, de forma general,
no deben proyectarse estructuras permanentes:
•
Estudio hidráulico e hidrológico.
•
Estudio mecánico fluvial. El primero determinará las solicitaciones a la estructura
(caudales, velocidades y cotas decrecidas para los periodos de retorno de
diseño) y el segundo debe definir las pautas de diseño frente a erosiones y
socavaciones. En los muros situados en la zona marítima, en general, no se
realizarán estos estudios, sino sus equivalentes marítimos:
•
Estudios de oleaje, corrientes y
mareas.
•
Estudio mecánico marítimo. En
caso de obras marítimas, es muy importante considerar la presencia de sal
marina en el estudio de durabilidad. Normalmente se desprecia el efecto del
galvanizado en ambiente marino, por lo que muchas normas y publicaciones
recomiendan no utilizarlo. Los espesores 53
de sacrificio a utilizar en estos
casos son mayores, y deben apoyarse en recomendaciones de publicaciones especializadas o de un especialista. Tanto para obras marítimas como fluviales se deberá
analizar con especial cuidado la fuga del material fino. Esta situación ocurre
en las juntas entre placas, en la fundación y en los sectores de transición
expuestos a la acción del agua. Estas zonas deberán protegerse mediante el uso
de geotextiles, filtros y otros elementos adecuados. A su vez, el drenaje del
muro se realiza a través de las juntas entre placas y otros mecanismos (drenes,
etc.). El efecto de presiones hidrostáticas en el muro debe ser considerado en
el diseño, en función de la velocidad de
descenso del agua y la permeabilidad del suelo que conforma el macizo.
2.8.3 Muro Espalda-Espalda
Corresponde al caso de dos muros
enfrentados, cuyos paramentos son paralelos y comparten el relleno. La
influencia entre los muros suele ser favorable, ya que los empujes del relleno
detrás del muro disminuyen. La
bibliografía básica recomienda variar el empuje del relleno posterior, según los casos y criterios descritos a continuación:
Caso 1 (sin traslaparse D >0)Se distinguen dos posibilidades:1. Muros alejados, que se deben diseñar como independientes:
2. Muros próximos, en los que se
considera una reducción lineal (entre el caso de muro alejado y el traslapado)
en el valor de los empujes.
Caso II (traslapado)
En este caso no se debe considerar empuje debido a tierras en la parte
posterior del muro. Es importante destacar que los refuerzos de ambos muros
pueden llegar a traslaparse, no aceptándose en ningún caso que éstos se unan.
La unión de los refuerzos implicaría someter al muro a esfuerzos muy superiores
a los considerados con el modelo utilizado para el diseño de muros de tierra
reforzada. Además, en la práctica, constructivamente es muy difícil garantizaran
paralelismo de las caras enfrentadas tal, que posibilite unir los refuerzos de
forma adecuada.
 
Cargas Especiales y
Singularidades
Son múltiples los casos
especiales que pueden surgir. Dependerá de la imaginación de los proyectistas y
de la complejidad del problema de ingeniería a resolver. En general, pueden
existir tanto solicitaciones verticales como horizontales adicionales en
diferentes puntos del macizo, cuyos efectos deben ser considerados en el
dimensionamiento de los refuerzos. Las reglas de distribución de esfuerzos son
las establecidas anteriormente. Cuando se aplican cargas puntuales próximas al
muro, en la determinación de los esfuerzos de la armadura se suelen incluir dichas solicitaciones
sin considerar un modelo de distribución específico. Otras solicitaciones, como explosiones o impactos, pueden ser
modeladas como efectos sísmicos. Los muros también pueden ser diseñados para
fundar estructuras flexibles, como galpones industriales o viviendas livianas. Entre las singularidades, se suelen producir detalles
complejos dentro de proyectos convencionales, fundamentalmente para permitir
pasadas de tubos u otras estructuras perpendiculares, oblicuas o incluso
paralelas al paramento. Tal es el caso de obras de arte,
pilotes, ductos, entre otros.
2.8.5 Muros de paramentos
escalonados
Los muros de tierra reforzada se
pueden escalonar, generando terrazas o gradas de diferente ancho para
acomodarse a la topografía del terreno, o simplemente para dar un mayor valor
estético.
El análisis de estos muros
dependerá de las condiciones geométricas del escalonamiento respecto a las
dimensiones del muro. Gradas pequeñas en relación a la altura del muro son
despreciadas en el diseño, considerándose como un solo muro con la altura total
de ambos. En el caso de gradas de mayor dimensión y número, el diseño del muro
puede considerarse como de paramento inclinado, con el consecuente efecto en el
diseño. Por último, para distanciamientos mayores entre muros, éstos pueden
diseñarse en forma independiente. Sin desmedro de lo anterior, deberá tenerse
en cuenta el efecto sísmico global.
II.1 Oleaje.
Las olas del mar son ondas sísmicas (es decir, movimientos de un medio material) de las llamadas 'superficiales', que son aquellas que se propagan por la interfaz, entre dos medios materiales. En este caso se trata del límite entre la atmósfera y el océano. Cuando pasa una ola por aguas profundas (a una profundidad mayor a 1/20 de su longitud de onda), las moléculas de agua regresan casi al mismo sitio donde se encontraban. Se trata de un vaivén con una componente vertical, de arriba a abajo, y otra longitudinal, la dirección de propagación de la onda. Hay que distinguir dos movimientos. El primero es la oscilación del medio movido por la onda, que en este caso, como hemos visto, es un movimiento circular. El segundo es la propagación de la onda, que se produce porque la energía se transmite con ella, trasladando el fenómeno con una dirección y velocidad, llamada en este caso velocidad de onda.  II.1.1 Clasificación de las ondas. Tipos de oleaje (mar de viento, mar de fondo). Clasificación de las olas El oleaje puede ser de: 1. Oleaje de mar de viento. Es el viento el que directamente levanta las olas. El perfil de las olas es agudo. Olas de corta longitud de onda. Crestas muchas veces rotas. Su dirección coincide con la del viento. 2. Oleaje de mar de fondo o tendida. Olas que permanecen y se propagan una vez caído el viento. Perfil de olas sinusoidal. Longitud de onda muy larga. Crestas redondeadas que no llegan a romper. La dirección puede coincidir o no con el viento, pues dependen del viento que las formó y no del actual.
CLASIFICACIÓN DE LAS ONDAS
Conforme
al periodo las ondas se clasifican según Kinsman (1965) en:
1) Ondas Capilares.- Son las producidas por vientos con velocidades entre 0.25 y 1.00 m/seg. Están controladas por la tensión superficial y la gravedad de la tierra, se caracterizan por tener un periodo menor que 0.1 seg., longitud menor de 1.73 cm y un valor máximo de celeridad de 17.3 cm/seg. 2) Ondas de Gravedad.- Tienen la característica de que su longitud es mayor que 1.73 cm., están controladas por la gravedad y se pueden subdividir en: a) Ondas de Ultra gravedad.- Son producidas por vientos que varían sus velocidades entre 1 y 5 m/seg., se presentan en pequeños lagos. b) Ondas de Gravedad propiamente dicho.- Son producidas por vientos con velocidades que varían entre 6.5 y 7 m/seg., con periodos entre 1 y 30 seg. y son las ondas que generalmente se ven en el mar. c) Ondas de infla gravedad.- Son ondas de gravedad con periodo entre 30 seg. y 5 minutos, que causan oscilaciones notorias en la superficie del mar y se producen en grandes tormentas y huracanes 3) Ondas de Periodo Largo.- Su longitud es mucho mayor que la profundidad, es decir d/L << 1. En la naturaleza se pueden distinguir dos tipos de ondas de periodo largo, un producto del deslizamiento de tierra submarina o plataformas continentales que reciben el nombre de Tsunami y las otras producidas por las mareas que tienen la característica de que su periodo varía entre 12 y 24 horas, generadas por la atracción del sol y/o la luna. 4) Ondas de Transmarea.- Se caracterizan por tener periodos mayores de 24 horas, son producidas por la atracción del sol y la luna. Conforme a la altura de la onda se clasifican en: 1.- Amplitud pequeña.- La altura comparada con la longitud es pequeña, se desprecian los desplazamientos de la masa líquida y para su estudio se usa la Teoría Lineal. 2.- Amplitud finita.- No se desprecian los desplazamientos de la masa líquida y se considera que existe un desnivel entre el nivel de reposo y el nivel medio de la onda. Para su estudio se utiliza la segunda aproximación de Stockes. Conforme a la profundidad relativa: 1.- Aguas profundas.- d/L >= 0.5; teórico d/L >= 1 2.- Aguas intermedias.- 0.5> d/L > 0.05; 1 > d/L > 0.005 3.- Aguas someras.- d/L <= 0.05; d/L <= 0.005 Conforme al desplazamiento de las partículas: 1.- Ondas de traslación pura.- Son aquellas en las cuales los desplazamientos de las partículas en cualquier instante se producen en la dirección en el movimiento de la onda. 2.- Ondas de oscilación.- Se caracterizan en que los desplazamientos de las partículas siguen trayectorias cerradas o casi cerradas, de tal forma que durante algún tiempo su componente horizontal sigue la dirección del movimiento de la onda y un tiempo después tiene sentido contrario. Conforme a la teoría del oleaje: 1.- Ondas Senoidales.- Son aquellas que se presentan en aguas profundas y semejan a la trayectoria de una función seno. 2.- Ondas Conoidales.- Son aquellas que se presentan en aguas someras y cuyo perfil asemeja una función dada por un conjunto de series matemáticas que contienen el Jacobiano y el coseno elíptico designado con las letras “Cn”. 3.- Trocoidales.- Son similares a las antes descritas, pero tienen la forma de una trocoide. 4.- Solitaria.- No presenta valle, no es periódica y no tiene definida una longitud de onda, son parecidas a los tsunamis.
II.1.2 Teoría del oleaje. Primera
aproximación de Stokes.
En 1847 y en 1880 Stockes desarrolló una teoría para ondas de amplitud finita, cuya primera aproximación coincide con los resultados obtenidos por Airy de la teoría lineal, en el cual el potencial de velocidades es función directa de la esbeltez de la onda (H/L). Las hipótesis en que se basa la teoría lineal son las siguientes: 1. El agua es homogénea. 2. El flujo es rotacional. 3. El fondo es fijo, impermeable y horizontal en un punto de estudio. 4. La presión a lo largo de la interfase agua-aire es constante. 5. La amplitud de la onda es pequeña comparada con la longitud y con la profundidad del agua. Teoría de olas. Las olas son producidas por diferentes causas. Existen olas que son generadas por el viento, por las mareas, por tormentas, por oscilaciones o por terremotos. Estas últimas se conocen como Tsunamis; son olas que alcanzan alturas considerables cuando rompen contra las costas. Para que se genere una ola se requiere que exista una fuente de energía que, al transmitir al agua en reposo una cantidad determinada de energía, produce un movimiento oscilatorio de las partículas del líquido sin que haya un transporte importante de masa. Este movimiento oscilatorio es similar al que se induce por vibración a una cuerda que esté fija por sus dos extremos. Como se verá más adelante, la propagación de la energía dentro de la masa de agua está relacionada estrechamente con la propagación de las olas que se generan con esa energía. El desarrollo de la Teoría de las olas se basa en la aplicación de las ecuaciones de Navier-Stokes en el flujo de fluídos viscosos en régimen no permanente. La teoría que se trata en el texto se conoce como Teoría de Stokes . Algunos autores, como Iribarren por ejemplo, prefieren la Teoría Trocoidal la cual tiene un tratamiento matemático más complicado. Para su estudio las olas se clasifican en Olas de pequeña amplitud y Olas de amplitud finita. Las primeras representan alteraciones pequeñas en la superficie del agua y no ocasionan problemas notables a las estructuras que están localizadas en alta mar o en la costa. Las olas de amplitud finita son las olas que interesan en los diseños de puertos, estructuras marinas y obras de protección de playas. El estudio de las olas de pequeña amplitud se basa en la Teoría Lineal en la forma como fue desarrollada por Stokes. Es una aplicación simplificada de la ecuación general del flujo no permanente. Supone que el flujo es irrotacional y utiliza solamente el primer término de la ecuación de Navier-Stokes. El resultado es una Ola Sinusoidal que tiene las siguientes características: 
Para el análisis de las Olas de Amplitud Finita,
Stokes añade a las ecuaciones de la Teoría Lineal los términos de orden
superior de la ecuación de Navier Stokes. A continuación se observan las
características de la Ola de Stokes de Segundo Grado:
II.1.3 Geometría estadística del
oleaje. Distribución de Raleigh.
En
la teoría de la probabilidad y estadística, la distribución de Rayleigh es una
función de distribución continua. Se suele presentar cuando un vector
bidimensional (por ejemplo, el que representa la velocidad del viento) tiene
sus dos componentes, ortogonales, independientes y siguen una distribución
normal. Su valor absoluto seguirá entonces una distribución de Rayleigh. Esta
distribución también se puede presentar en el caso de números complejos con
componentes real e imaginaria independientes y siguiendo una distribución
normal. Su valor absoluto sigue una distribución de Rayleigh.
Usando
distribuciones de RU medidas en un amplio espectro de playas de arena, estos
autores mostraron que, para un estado de mar, la distribución de Rayleigh es un
modelo estadístico razonable para el máximonivel alcanzado por olas
individuales. Este resultado también se obtuvoteóricamente por Battjes (1971)
para el caso especial de correlación perfectaentre H y T.
II.1.4 Predicción de oleaje.
Modelos
de predicción de oleaje
¿Qué son?: son modelos matématicos que calculan, en
base a unos datos de entrada (intensidad y dirección del viento, fetch, perfil
y relieve de la costa, etc), la altura y dirección del oleaje. Es importante
recordar que estas predicciones son teóricas, por lo que es recomendable
contrastar estos datos con los reportados por las boyas en alta mar.
Hay que tener en
cuenta también que la altura de las olas que se indica en los mapas no es la
altura máxima, sino la altura significativa, es decir la altura media de la
tercera parte de las olas más altas.
II.1.5 Fenómenos del oleaje.
Rompiente, refracción, difracción y reflexión.
Cuando las olas, propagándose hacia la costa, ingresan en áreas de agua poco profundas se dice que
las olas sienten el fondo y es allí donde las olas sufren la mayor cantidad
de transformaciones, disminuyen su
velocidad y aumenta su altura, modificando su trayectoria y haciéndose cada vez
más inestables. Los tres fenómenos
principales en aguas poco profundas son:
a) Refracción, b) Difracción, c) Reflexión y d) Rompiente
a) Refracción:
Cuando las olas se acercan a la costa aumentan su altura y entonces
interfieren con el fondo. Allí el tren de olas cambia de dirección,
acomodándose a la topografía submarina la que generalmente coincide con la
topografía costera emergida. La topografía sumergida se representa por líneas
imaginarias que unen puntos de igual profundidad. Estas líneas se denominan
Isobatas. Por ende, si la costa presenta una serie de entrantes y salientes
(cabos y bahías) las isobatas seguirán ese patrón morfológico. Si asemejamos las crestas de las olas a una
recta y vemos de que forma interfiere con la topografía sumergida de entrantes
y salientes, es factible ver que las olas primero interferirán con las
salientes (cabos) produciéndose el retardo en el avance de las olas en dicho
sector. En contraposición, el sector de las cresta de la ola que coincida en su
avance con una entrante (bahía) se adelantará respecto del sector de ola
aledaño ya que no interferirá con el fondo hasta unos metros después que en las
salientes. Es así que se produce la deformación de la cresta recta, la cual se
acomoda a la topografía del fondo y copia esta topografía hasta ponerse
paralela a las isobatas. En este caso se
dice que las olas se refractan. Así, en los cabos las olas convergen y se
produce una acumulación de la masa de agua generándose concentración de
energía. En cambio, en las entrantes (bahías) se produce divergencia de olas,
hay menor volumen de agua y por la tanto hay disipación de energía. Esto produce una distribución irregular de
alturas de olas a lo largo de la costa. La mayor altura de olas se produce en
los cabos y la menor en la bahías. El resultado será una corriente paralela a
la costa desde los cabos hacia las bahías.
b) Difracción:
Asociado con el fenómeno de refracción las olas sufren fenómenos de
difracción. La difracción es un fenómeno por el cual un tren de olas cambia de
orientación y se propaga dentro de un sector protegido cuando el tren de olas
encuentra un obstáculo (muelle, espigón, barrera costera, etc.) a su libre
propagación. Para que ocurra este
fenómeno la energía de la ola debe transmitirse por la creta de la ola desde el
sector donde primero interfiere con el obstáculo hacia el sector del tren de
olas que se propaga libre por el cuerpo de agua. Mientras el primer sector se frena, transmite
la energía lateralmente al segundo que sigue avanzando hacia sectores protegidos
por el obstáculo. Generalmente refracción y difracción ocurren asociados.
c) Reflexión:
Esto ocurre en costas con perfil muy abrupto de modo tal que las
olas no interfieren con el fondo, inciden
directamente contra las costas y se reflejan nuevamente hacia el mar
aumentando su altura. Esto particularmente importante en la construcción de
paredones y rompeolas ya que estos constituyen superficies perfectamente
reflectivas. Por lo cual luego de la
reflexión, aumenta la altura de la ola, se erosiona el fondo frente al
rompeolas y este finalmente pierde sustento y cae.
d) Rompiente:
En determinado momento de avance de las olas por aguas poco
profundas, se produce un incremento de altura tal acompañada de una notoria
disminución de la longitud de onda que las olas se hacen muy inestables y se
produce la rompiente de las mismas.
Luego de producida la rompiente la masa de agua es dominada por la
turbulencia mientras se produce un movimiento efectivo y derrame de la masa de
agua hacia la costa. Ello genera una celda de circulación costera caracterizada
por distinto tipo de corrientes litorales que no sólo transportan agua sino
también material sedimentario a lo largo y ancho de la costa.
II.1.6 Medición en campo. Oleaje y batimetría.
Medición de oleaje.
09.11.10. La borrasca
Becky ha puesto en alerta
a muchas provincias costeras por el oleaje
previéndose alturas de hasta 9
metros en las provincias gallegas y cantábricas. Mar adentro,
las condiciones del mar son aún peores y podrían medirse valores rondando los 15 m. De hecho en la tarde
de ayer se han medido valores llamativos, como los 9 metros de la boya
de Villano-Sisargas cerca de la costa de A Coruña. El oleaje va a más y esta mañana se están
registrando valores en torno a 11
metros entre A Coruña y Santander. ¿Cómo
se miden y
registran estas
olas?
Antaño el oleaje se medía con estimaciones visuales, a partir de escalas
empíricas como la que confeccionó el almirante inglés Sir Francis Beaufort en
1.805 y adaptada posteriormente por los marinos mediante la escala Douglas,
creada por dicho almirante inglés. Una denominación del oleaje que nos resulta
bastante familiar al oírla habitualmente en los partes meteorológicos
marítimos.
Hoy día podemos conocer de manera bastante
exacta la altura de las olas gracias al avance de la tecnología. La física y
las telecomunicaciones se dan la mano para proporcionarnos una información
valiosísima para los pesqueros y buques o simplemente para engrosar la
estadística.
Para conocer los datos del oleaje en las
costas y en las zonas marítimas de altura en España, contamos con las Redes de Medida de Puertos del Estado y entre ellas estas dos muy importantes: la Red costera de boyas para proporcionarnos los datos en la línea
de costa y la Red de boyas en aguas profundas que nos informa del estado mar adentro.
Pinchando en este enlace, por ejemplo, podemos ver casi en tiempo
real una serie de valores reportados por la red de boyas de aguas profundas:
desde datos puramente meteorológicos como la velocidad y dirección del viento
en el lugar donde está anclada dicha boya a otros parámetros relacionados con
el mar, como la altura significativa de las olas, el período de pico del
oleaje, la dirección de la corriente o la temperatura del mar... entre otras
variables.
Simplificando, la altura de una ola en alta
mar viene dada por la fuerza del viento, por su persistencia y por el alcance o
fetch. Para una
velocidad dada del viento, existe un valor máximo de fetch y de duración más
allá del cual la ola no crecerá más. En tales condiciones se dice que “el mar
está completamente desarrollado”. La razón por la cual las olas no aumentan de
dimensiones se debe a que pierden energía cuando las crestas son rotas por el
viento.
Los instrumentos para la medición del oleaje
se denominan ondámetros y utilizan diversos principios:
a) la medida de la presión hidrostática de
una columna de agua que oscila verticalmente (se emplean manómetros mecánicos
de tipo Bourdon o electrónicos, instalados sobre el fondo marino, incluso a
varios centenares de metros, capaces de de medir la frecuencia y las
dimensiones de una ola que pasa sobre el instrumento).
b) la medida de la aceleración producida por
una ola sobre boyas ancladas (los acelerómetros miden el movimiento pero no el
mareal dado que este último posee aceleraciones extremadamente pequeñas)
c) obtención de ultrasonidos emitidos y
registrados desde el fondo marino (el registrador recibe los ultrasonidos
emitidos hacia arriba y reflejados por la superficie del mar, midiendo, en la
práctica, la variación del nivel del mar al paso de una ola).
Otras técnicas más recientes utilizan la
teledetección satelital: el radar altímetro es instalado en un satélite y emite
pulsos hacia la superficie del mar. Los pulsos reflejados son captados por un
sensor que utiliza la diferencia de señal emitida entre cresta y vientre de una
ola. También cabe mencionar la técnica mediante el radar de apertura sintética
y el radar de dispersión.
Como dato curioso, destacamos el récord de
altura de más alta de una ola medido oficialmente en España: 26 metros y 13 centímetros.
Sucedió no hace mucho tiempo, en la madrugada del 24 de Enero de 2009. La
boya Augusto González de Linares (boya AGL) fue la encargada de registrar la
histórica marca aunque no pudo hacerlo amarrada a su anclaje, ya que el potente
oleaje lo arrancó de su lecho a las 7.00 del día 22 de Enero. En este interesante
enlace cuentan
todo acerca de aquella gran ola y su medición.
Las corrientes costeras
Como mencionamos una vez producida la rompiente en aguas muy
próximas a la costa se genera un movimiento efectivo de agua tanto en dirección
perpendicular como paralelo a la costa. Sin embargo, también hay sistemas de
corrientes más allá del rompiente. Así,
el sector de la plataforma denominado nearshore es dominado por dos
sistemas de corrientes principales:
a) Sistema costero y b) sistema de orilla
a) Sistema costero
Este sistema de corrientes se desarrolla paralelo a la costa y se
ubica en sectores de plataformas de aguas profundas adyacentes a la zona de las
rompientes en donde se produce la transformación de la ola sin que esta
rompa. Las causa de las corrientes se
debe principalmente a la acción de las mareas, el viento y la distribución de
masas oceánicas.
b) Sistema de orilla
Se desarrolla en el sector de plataforma comprendido entre la zona
de rompientes y la línea de costa. Una
vez producida la rompiente las aguas ingresan a la zona de deslizamiento que es la inmediatamente adyacente hacia el
continente. En esta zona la energía
residual luego de la rompiente se disipa y da lugar un transporte de masa con
componentes transversales y paralelas a la costa.
El transporte normal a la costa genera una corriente de surf con el
consecuente apilamiento de agua contra la costa y sobreelevación del nivel
medio del mar. Las distintas alturas de las olas incidentes generaran distintas
sobrelevaciones del nivel marino. Cuanto más alta la ola, mayor será la
sobrelevación que produzca. Así, la
diferencia de niveles a lo largo de la costa establece una diferencia de
presión que actúa como fuerza propulsora de las corrientes de deriva litoral ó longitudinales. Estas corrientes
paralelas a la costa se concentran en la zona de deslizamiento.
Parte del agua que no es descargada lateralmente en la zona de
deslizamiento de olas puede seguir su trayecto hacia sectores más continentales
de la costa. Allí el agua ingresa en la
denominada zona de lavado ascendente y descendente (en algunos libros lo
hallarán como saca y resaca). En una
playa la zona de lavado se establece en el sector de playa frontal limitado por
la amplitud de la marea. En este sector
es donde el apilamiento y deslizamiento de agua producido por las rompiente
pierde su energía restante. Así, el
alcance máximo del lavado ascendente al movilizarse por la pendiente de la
playa frontal dependerá de la energía restante. Una vez que esta energía se
agota el agua tiende a volver hacia su cuenca natural trasladándose a favor de
la pendiente desarrollando un lavado descendente. Si las olas llegan con ángulo a la costa el
lavado ascendente se producirá con la
misma dirección que arribó el tren de olas, mientras el lavado descendente
ocurrirá perpendicular a la costa siguiendo la máxima pendiente. Por lo tanto, el lavado ascendente y descendente
que se produce en la playa frontal resulta en un movimiento de zig zag del
agua. Ello genera un transporte resultante paralelo a la costa por la playa
frontal denominado deriva litoral ó deriva de playa.
Como mencionamos el agua tiende a volver al océano y lo hace
atravesando las zonas de deslizamiento y rompiente como flujos mas o menos
encauzados conocidos como corrientes de
retorno. Aparecen como flujos rápidos, subsuperficiales y concentrados en
franjas perpendiculares a la costa mientras atraviesan las zonas de
deslizamiento y rompiente. Una vez que cruzan las rompientes e ingresan en
aguas más profundas las corrientes se abren en abanicos perdiendo energía y
material sedimentario que transporta. Las corrientes de retorno en general se
ven como plumas sedimentarias ya que llevan gran cantidad de material en
suspensión. Estas plumas aparecen distribuidas periódicamente a lo largo de la
costa. Se localizan en zonas de debilidad donde la corriente halla las olas de
menor altura. Como la altura de olas es una característica variable que depende
de las condiciones del viento en el área de generación, la posición de las
corrientes de retorno también es muy variable y no suelen permanecer por mucho
tiempo en el mismo sitio.
Batimetrías
La batimetría es la medición de las profundidades
marinas para determinar la topografía del fondo del mar. Dado que el fondo
marino está cubierto por la columna de agua, esta determinación presenta
dificultades ya que no se pueden hacer mediciones directas. Por ello, se
realizan mediciones indirectas mediante el uso combinado de ecosondas y
geoposicionadores satelitales. Las mediciones indirectas son procesadas
mediante software especializado para generar mapas del relive submarino (cartas
batimétricas). Además de que el conocimiento de la batimetría es esencial para
la navegación, también es fundamental para el modelado de la dinámica costera.
Particularmente, la batimetría modifica la dirección y altura del oleaje a
través del fenómeno de refracción. Nuestra empresa cuenta con equipo
especializada para la realización de estudios batimétricos costeros así como
amplia experiencia en la realización de dichos estudios.
II.2 Mares.
Un mar es una masa de agua salada de tamaño inferior
al océano, así como también el conjunto de la masa de agua salada que cubre la
mayor parte de la superficie del planeta Tierra, incluyendo océanos y mares
menores.
El término mar también se utiliza para designar
algunos grandes lagos salobres, como el mar Caspio, mar Muerto o el mar de
Aral. Se habla entonces de mar cerrado o interior.
II.2.1 Origen y clasificación.
La distinción entre mar y océano obedece a diversas
causas, sobre todo cuando se habla de mares abiertos en que suele distinguirse
atendiendo a la situación geográfica, generalmente enclavada entre dos masas
terrestres o, a veces, las menos, a la posición de la plataforma continental.
Algunos ejemplos de esto son los siguientes: el mar del canal de La Mancha
comunica con el océano Atlántico por el mar Céltico, pero se distingue por su
posición entre la costa sur de Inglaterra y la costa norte de Francia. Otro
caso muy claro es el mar Mediterráneo, que comunica con el océano Atlántico por
el estrecho de Gibraltar y se distingue claramente por estar enclavado entre
Europa,Asia y África, al punto de que tiene unas condiciones marítimas muy
diferentes (diferentes temperaturas, diferente fauna y flora, y mareas de
diferente amplitud). Otro mar abierto, en este caso el de los Sargazos, con su
acumulación de algas a lo largo de la Florida, se distingue del océano
Atlántico de forma totalmente arbitraria.
Clases de mares
Existen tres categorías de mares: mares litorales (o
costeros), mares continentales y los mares cerrados.
Mares litorales
Los mares litorales o costeros pueden ser considerados
como golfos, muy grandes y ampliamente abiertos, de los océanos. No están
separados de éstos por ningún umbral submarino; no obstante se distinguen de
ellos por ser, en promedio, menos profundos, por la mayor amplitud de las
mareas y la temperatura más elevada de sus aguas. Son mares litorales el mar de
Beaufort en el océano Ártico, el mar de Noruega en el Atlántico o el mar de
Omán en el Índico, entre otros.
Mares continentales
Los mares continentales, entre los cuales destaca el
mar Mediterráneo, deben su nombre al hecho de hallarse enteramente situados
dentro de los continentes, aunque comunicados con los océanos por un estrecho
cuya escasa profundidad crea un umbral que dificulta los intercambios; éstos se
producen, no obstante, en forma de corrientes de compensación y de descarga.
Entre los mares continentales y el océano existen diferencias de temperaturas y
de salinidad que llegan a ser considerables. Sus mareas son de tan escasa
amplitud que pasan desapercibidas. Además del Mediterráneo, son mares
continentales el mar Báltico, el mar Negro y el mar de Japón. En algún caso se
habla de mar epicontinental al que se asienta sobre una plataforma continental
con su lecho submarino a una profundidad media de 200 m o menos; ejemplos de este
tipo son el mar del Norte, o el mar Argentino. Durante el punto máximo de las
glaciaciones, los mares epicontinentales desaparecen, pasando a ser solo
llanuras de los continentes aledaños.
Mares cerrados
Los mares cerrados suelen ocupar extensas depresiones
endorreicas. Corresponden a lagos muy grandes, de agua más o menos salada,
entre los cuales destacan el mar Muerto, el mar Caspio y el mar de Aral.
II.2.2 Descripción del método de predicción. Uso de tablas de
predicción de marea.
Cómo se predicen las mareas
Las predicciones de mareas se calculan a partir de la
serie temporal de datos obtenida por los mareógrafos en años anteriores. Esta
serie de datos es ajustada por el método de mínimos cuadrados utilizando el
algoritmo de Foreman (Foreman, M.G.G., 1977. Manual for Tidal Heights Analysis
and Prediction).
Ecuación de mareas  donde: a0: nivel medio de referencia establecido an: amplitud αn: fase k: componentes armónicas consideradas y ωn: frecuencias angulares correspondientes
II.2.3 Correlación de niveles significativos a cuerpos costeros
próximos a la estación oceanográfica.
¿Qué son las l algunas costeras ?
Son cuerpos de agua situados a lo largo del litoral.
En la mayoría de los casos, mantienen comunicación permanente con el mar (como
Alvarado y Tamiahua); además, tienen una entrada continua de agua dulce
proveniente de los ríos. En algunos casos, la boca se llega a cerrar durante
cierto tiempo, por causas naturales (como La Mancha, Ver., por una barrera
arenosa). Una laguna costera se define como "un cuerpo acuático
semicerrado y situado por debajo del nivel máximo de las mareas más altas,
separado del mar por algún t ipo de barrera y con el eje mayor paralelo a la
línea de costa" (Lankford, 1977). Además, su comunicación con el mar puede
ser permanente o efímera y son el resultado del encuentro entre dos masas de
agua de diferentes características. Lo anterior es causa de fenómenos
peculiares en sus comportamientos físicos, químicos y biológicos, y propios de
cada laguna.
Las lagunas costeras son lugares que funcionan como
protección, reproducción y al imento para organismos que vienen del mar, como
los peces; por esa razón, las pesquerías litorales dependen de la presencia de
lagunas costeras y manglares. Pero también son sitios donde muchos organismos
viven permanentemente, por lo que tienen una gran importancia pesquera para las
l07 comunidades locales.
II.2.4 Clasificación de corrientes. Corrientes producidas por
mareas.
Podemos hablar de cinco grandes grupos de Corrientes:
Oceánicas: Son aperiódicas,
como en el caso del Gulf Stream, o con periodos muy largos, como el caso de las
monzónicas. Transportan considerables masas de agua a distancias de millares de
kilómetros afectando a la capa de agua superficial (primeros centenares de
metros).
De marea: Periódicas, diurnas
o semidiurnas, y están afectadas por la atracción lunar.
Corrientes que acompañan al oleaje y la marejada:
Son las responsables de las grandes modificaciones del litoral en el curso de
las tempestades, bajo el efecto de corrientes que pueden alcanzar velocidades
de 0,50 m/seg.
Corrientes de turbidez:
Coexisten casi siempre con otras corrientes, teniendo una gran influencia en su
génesis y extensión, como por ejemplo en las grandes corrientes oceánicas.
Corrientes de densidad: Se
deben a la presencia vertical de dos masas de agua con densidades diferentes,
de modo que la superior tenga mayor densidad que la inferior y la superficie
isobárica sea oblicua, actuando sobre ambas masas la fuerza de coriolis que
facilita el desplazamiento de una sobre otra.
II.2.5
Medición de campo.
Radar
medidor de corriente y oleaje SM-050
El radar de corriente y oleaje SM-050 es un sensor
único por su excelente funcionamiento en la medición del espectro de oleaje
direccional mediante tecnología dual doppler y frecuencia dual de microondas
para medida de corrientes de superficie. Los datos no son influenciados por las
precipitaciones, como la mayoría de radares basados en sensores.
El SM-050 ofrece un funcionamiento comparable a los
sensores de oleaje direccional de la más alta calidad integrados en boyas.
Disponible en dos versiones: instalación en
plataformas costeras fijas e instalación en estructuras flotantes de
movimientos lentos y estacionarios, con uso opcional de compensación del
movimiento.
Las mediciones directas de corrientes y olas se
realizaron con un correntómetro acústico ADCP RDI de 600 kHz, el cual fue
puesto dentro de un soporte metálico para ser anclado al fondo del mar con el
transductor mirando hacia arriba a 0,8 m desde el fondo. Este instrumento se
configuró para efectuar 60 perfiles de corrientes con una resolución vertical
de 0,5 m para luego promediar y registrar las muestras cada 10 min, y por otra
parte, efectuó cada 2 h y durante 20 min, 2400 muestras de parámetros de olas.
El sensor de presión incorporado en el ADCP permitió efectuar registros de la
altura de la columna de agua con la misma resolución temporal de las mediciones
de corrientes. Luego este parámetro es utilizado como criterio para seleccionar
las capas de aguas que nunca fueron afectadas por las mareas. Finalmente, la
columna de agua usada para los análisis de corrientes fue la confinada entre la
zona de blanqueo y la penúltima capa observada. Además de eliminar la capa más
superficial, de acuerdo con el programa computacional del ADCP, se eliminaron
las observaciones de corrientes que presentaron un error mayor a 8 cm s-1 con
este tipo de procedimientos se intenta eliminar los posibles datos contaminados
debido a la interacción de la señal acústica con burbujas de aire proveniente
del oleaje u otro(Teledyne RD Instruments)
Adyacente al lugar de
mediciones costeras, se registró el viento utilizando un anemómetro Campbell
Scientific Datalogger CR200, el cual se posicionó a ~10 metros sobre el nivel
medio del mar. El anemómetro fue configurado para medir la rapidez y dirección
del viento cada 10 s para luego ser promediadas y registradas en intervalos de
5 o 10 min. Las magnitudes de viento inferiores o iguales a 1 m s-1 fueron
considerados calmas
OBJETIVO: Evaluar los
diferentes tipos de socavación que se producen en cauces y pérdidas de suelo en
cuencas.
 VII.1 Socavación general de un cauce natural. VII.2 Socavación transversal, en curvas y locales. VII.3 Pérdida de suelo en cuencas. VII.4 Obras para control de socavación, en márgenes del cauce y locales al pie de estructuras. VII.5 Encauzamiento. VII.1 Socavación general de un cauce natural. La socavación se clasifica como socavación general y socavación local. La general es la que se produce en lechos aluviales o cohesivos por efecto de la dinámica de la corriente y está relacionada con la conformación del nivel de base. Es un fenómeno a largo plazo, auncuando eventos catastróficos pueden acelerarlo.
La socavación local se presenta en sitios particulares de la corriente y
es ocasionada por el paso de crecientes y por la acción de obras civiles, como
obras de encauzamiento, espolones, puentes con pilas o estribos dentro del
cáuce, obras transversales de control, etc.
La socavación en un tramo de una corriente natural es la suma de las dos
componentes, la socavación general y la socavación local.
Antes de diseñar obras para tratamiento de cáuces es necesario conocer la
magnitud de la socavación. Para determinar la magnitud de la socavación general
se deben realizar análisis geomorfológicos entre puntos de control, o sea entre
secciones estables. Estos análisis se basan en el estudio de fotografías aéreas
y cartografía de diferentes épocas, y en los cambios que se aprecien en
observaciones de campo y en levantamientos topográficos.
La socavación local tiene dos componentes, la producida por el paso de
crecientes y la correspondiente a la construcción de obras civiles. Para
calcular la primera existe un sinnúmero de fórmulas, que son modificadas
continuamente por sus autores, a medida que se avanza en la experimentación de
campo. Se basan principalmente en el efecto de la fuerza tractiva sobre la
carga de fondo, y en los conceptos expuestos por Shields,
(Leliavsky).
El Ingeniero Mejicano José Maza
A. ha realizado experimentos sobre socavación en ríos, y en su libro River
Hydraulics presenta el desarrollo de fórmulas que permiten calcular la
socavación que se produce en los cauces al paso de las crecientes
extraordinarias.
Para el cálculo de la socavación local por efecto de pilas y estribos de
puentes, muros longitudinales, obras transversales, etc, hay necesidad de
revisar las experiencias que existen en cada caso particular y las fórmulas
empíricas que se han desarrollado. El tema puede ser consultado en la
bibliografía de referencia al final del artículo.
VII.2 Socavación transversal, en curvas y locales.
Socavación transversal: la reducción de la sección de un cauce ocasionada de forma natural o por alguna obra civil, es compensada por un aumento en su profundidad hasta alcanzar el gasto normal. Se entiende por socavación en estrechamientos la que se produce por el aumento en la capacidad de arrastre de sólidos que adquiere una corriente cuando su velocidad aumenta por efecto de una reducción de área hidráulica en su cauce. El efecto es muy importante en puentes, donde por lo común y por razones de economía suelen ocurrir las mencionadas reducciones, si bien puede presentarse en otros lugares del curso del río, en que un estrechamiento más o menos brusco tenga lugar. Los cambios que la presencia de un puente impone a la corriente son principalmente los siguientes:
1.
Cambio de la velocidad
del flujo del agua en el cauce principal.
2.
Cambio en la
pendiente de la superficie libre del agua, hacia arriba y hacia abajo del
puente. Esto origina un mayor arrastre del material del fondo en la
sección del cauce y, cuando ello es posible, un ensanchamiento
del cauce.
Socavación en curvas: Cuando un río describe una curva existe una tendencia en los filetes líquidos situados más lejos del centro de curvatura a caminar más aprisa que los situados más hacia el interior; como consecuencia, la capacidad de arrastre de sólidos de los primeros es mayor que la de los segundos y la profundidad de erosión es mayor en la parte del cauce exterior a la curva que en la interior. El efecto es importante y ha de ser tenido en cuenta en la construcción de puentes en curvas de río o en el diseño de enrocamientos de protección en los mismos lugares pues al disminuir la velocidad la curva aumenta el depósito en esta zona y, por ello, disminuye la zona útil para el flujo del agua y al aumentar la profundidad y el área hidráulica, aumenta el gasto. Socavación en local: La socavación local se presenta en sitios particulares de la corriente y es ocasionada por el paso de crecientes y por la acción de obras civiles, como obras de encauzamiento, espolones, puentes con pilas o estribos dentro del cáuce, obras transversales de control, etc.
VII.3
Pérdida de suelo en cuencas.
La aparición de sistemas de cárcavas y de paisajes tipo badland
se debe a la conjunción de eventos de lluvia torrencial sobre zonas con
poca o nula cubierta de vegetación y sobre un determinado tipo de suelo y roca
madre. La tipología del substrato y del movimiento del agua superficial y
subsuperficial condicionan en gran medida la aparición de las cárcavas siendo
frecuente su desarrollo sobre materiales arcillosos, limosos, regolitos, y
arenas y conglomerados poco consolidados. No obstante, las actividades
agrícolas y la deforestación asociada son en muchos casos el factor
desencadenante de la erosión en canales de incisiónque dan lugar a la aparición
de cárcavas (Menéndez-Duarte et al., 2007).
La investigación de los procesos de erosión, transporte y
exportación del suelo y sedimento en cárcavas se realiza generalmente a través
de medidas directas en parcelas y cuencas monitorizadas (Castillo et al.,
2007; Desir y Marín, 2007) o indirectas mediante el análisis de cambios en la
topografía (Ries y Marzolff, 2003) y en menor medida mediante modelización
(e.g. Gordon et al., 2007; Bou Kheir et al., 2008). La escasez de
estudios de modelización de la escorrentía y pérdida de suelo en cárcavas se
debe, principalmente, a las limitaciones de los modelos aplicados, que en su
mayoría representan procesos de erosión por salpicadura, laminar, en regueros y
cárcavas efímeras, sin atender a la erosión que se produce en canales, cárcavas
permanentes, “piping” o movimientos en masa (de Vente et al., 2008).
En España, el estudio de la dinámica erosiva de las
cárcavas se ha centrado tradicionalmente en las regiones de clima semiárido,
como en Murcia, en Almería (Faulkner et al., 2004), en la zona centro de
Navarra (De Santisteban et al., 2006), en las Bardenas o en la Depresión
Central del Ebro (Marzolff y Ries, 2007). En estas regiones semiáridas la
actividad de las cárcavas está limitada en el tiempo a la aparición de eventos
de lluvia erosiva que ocurren unas pocas veces al año.
En menor medida y de modo más reciente aparecen trabajos
sobre el desarrollo y evolución de las cárcavas en zonas sub-húmedas y húmedas
peninsulares, como las que tienen lugar sobre las formaciones margosas y
arenosas del flysch eoceno del Pirineo oscense (Nadal-Romero et al.,
2008), sobre los regolitos de la Cordillera
Cantábrica (Menéndez-Duarte et al., 2007), los
conglomerados poco consolidados del sector septentrional de la Cuenca Terciaria
del Duero (Fernández et al., 2008) o sobre las margas de la Depresión
Terciaria del Penedés (Martínez-Casasnovas et al., 2003).
La elaboración de mapas precisos de circulación de la
escorrentía y de su área contributiva unitaria es fundamental para la
comprensión de la redistribución espacial del agua y En menor medida y de modo
más reciente aparecen trabajos sobre el desarrollo y evolución de las cárcavas
en zonas sub-húmedas y húmedas peninsulares, como las que tienen lugar sobre
las formaciones margosas y arenosas del flysch eoceno del Pirineo oscense
(Nadal-Romero et al., 2008), sobre los regolitos de la Cordillera
Cantábrica (Menéndez-Duarte et al., 2007), los
conglomerados poco consolidados del sector septentrional de la Cuenca Terciaria
del Duero (Fernández et al., 2008) o sobre las margas de la Depresión
Terciaria del Penedés (Martínez-Casasnovas et al., 2003).
La elaboración de mapas precisos de circulación de la
escorrentía y de su área contributiva unitaria es fundamental para la
comprensión de la redistribución espacial del agua y del sedimento a escala de
parcela y de cuenca, así como de interés en la identificación de las zonas
preferentes de erosión linear, tanto en las divisorias como a lo largo de la
ladera (López-Vicente et al., 2006; Chaplot et al., 2005). La
localización de las áreas expuestas a altas tasas de erosión es uno de los
asuntos de mayor importancia para el desarrollo de planes de conservación del suelo
y de gestión del agua. Además, el valor socio-económico por hectárea de cultivo
se ha incrementado en los últimos años, haciendo aún más necesaria la
prevención de la pérdida de suelo en agrosistemas productivos. El objetivo de
este trabajo es modelizar en detalle y estimar la escorrentía superficial
acumulada y la erosión del suelo que tienen lugar en una pequeña cuenca de las
Sierras.
Unidades de Respuesta a la Erosión (ERU)
Las ERU (Erosion Response Units), en el contexto
de los modelos de erosión cualitativos, se definen como unidades espaciales
heterogéneamente localizadas, pero homogéneas en cuanto al funcionamiento de
sus procesos físico-naturales y con un determinado nivel de susceptibilidad a
la erosión, controlado por sus propiedades fisiográficas y el manejo de su
ambiente natural y humano (Marker et
al., 2001). Estas entidades espaciales se generan a partir
de la sobreposición ponderada de las distintas variables del medio
físico-natural y la identificación de las denominadas Unidades de Referenda a
la Erosión (ERefU), que describen los procesos erosivos actuales y las formas
del paisaje existente.
La superposición consideró el análisis de fotografías
aéreas, ortofotos, visitas a terreno y procesamiento SIG (Figura
N° 1). La identificación y localización de las
formas erosivas existentes (ERefU) se realizó clasificando los tipos de erosión
según profundidad y espacio entre regueras y/o cárcavas (adaptado de la
metodología de Van Zuidam, 1985) y las intensidades de degradación estimada en
función de la densidad de la cobertura vegetal.
Sobreposición de los
parámetros utilizados para la determinación de ERU
Fuente: Adaptado de
Marker et al.,
2001.
De esta manera, todas las variables utilizadas para la
definición de las Unidades de Respuesta a Erosión (ERU) en la cuenca del
Aconcagua, fueron evaluadas en forma independiente según su aporte en el
proceso de erosión, estableciendo niveles de erodabilidad o erosividad, según
correspondiere. Con el fin de espacializar dichos análisis, cada una de las
variables involucradas fue trabajada como una cobertura de información formato
grilla en el Sistema de Información Geográfica ArcGIS 9.1 (Figura
N° 2).
Diagrama de los procesos
del ecosistema entendido como "Unión de intercambio
suelo-vegetación-atmósfera"
Fuente: Adaptado de
Marker et al.,
2001.
Ecuación Universal de Pérdida de Suelo (USLE)
Dentro de los modelos empíricos que destacan por su
amplia utilización y simplicidad de aplicación, el más utilizado ha sido el de
la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo (USLE), especialmente adaptado para
evaluar las pérdidas de suelo por erosión laminar y en surcos. En Chile,
diversos investigadores, como Honorato y Cruz (1999) entre otros, han aplicado
el modelo USLE, considerando variados medios climáticos y edáficos, así como
tipos de manejo de suelo, obteniendo una buena correspondencia entre las
estimaciones del modelo y los resultados de las parcelas de erosión (Honorato et al., 2001).
En este estudio, la ecuación se aplicó a microcuencas
seleccionadas como representativas dentro de las comunas de Concón, Quillota y
Los Andes. Con la definición y cálculo de cada uno de los parámetros del modelo
y la utilización del SIG ArcGIS 9.1 (Spatial analyst), se obtuvo un
Valor de Pérdida de Suelo A (ton/ha*ano) para cada una de las
microcuencas en estudio.
Resultados
A través del modelamiento de las ERU, y de las ERefU, se
delimitaron unidades homogéneas de erosión para cada comuna en análisis, las
que fueron clasificadas en seis niveles de susceptibilidad. En el Cuadro
N° 1 se encuentran las distintas superficies
identificadas para cada comuna.
Superficie de Concón
según Unidades de Respuesta a la Erosión (ERU)
Fuente: Elaboración
propia.
La comuna de Concón presenta mayoritariamente una
vulnerabilidad a la erosión entre los rangos de ligera a moderada (2 a 4), en
un 91% de su superficie (Cuadro
N° 1).
En la zona próxima a la desembocadura del río existen
grados de susceptibilidad a la erosión moderada (ERU 4) en el 8% de la
superficie, mientras que en zonas de uso netamente urbano se encuentra casi el
total de clases de ERU 5 y 6, correspondiendo a las más vulnerables (Figura
N° 3).
Unidades de Respuesta a
la Erosión (ERU) en las comunas de Los Andes, Quillota y Concón
Fuente: Elaboración
propia.
Quillota muestra principalmente una susceptibilidad a la
erosión clasificada en rangos medios y ligeramente mayores que Concón,
destacando la clase ERU 4 (susceptibilidad a la erosión moderada) en más del
63% de la superficie (Cuadro
N° 2).
Superficie de Quillota
según Unidades de Respuesta a la Erosión (ERU)
Fuente: Elaboración
propia.
Finalmente, la comuna de Los Andes es la que presenta la
mayor vulnerabilidad (Cuadro
N° 3) con el 94% de la superficie clasificada
como de susceptibilidad alta y muy alta (ERU 5y6).
Superficie Los Andes
según Unidades de Respuesta a la Erosión (ERU)
Fuente: Elaboración
propia.
Gran parte de la superficie posee suelos con una mínima
cobertura vegetacional, lo cual explica la vulnerabilidad a la erosión muy
alta en más del 70% del área, asociada en general a geoformas con altas
pendientes, por sobre los 20° (Figura
N° 3).
Aplicación de la ecuación USLE
Se aplicó la ecuación USLE para cada una de las
microcuencas seleccionadas en las tres comunas en estudio. Es posible apreciar
que en general los rangos de pérdida de suelo en las tres microcuencas se
encuentran entre 0-168 ton/ha año (Cuadro
N° 4). Los valores más altos se encontraron en
las comunas de Concón y Los Andes, mientras que en Quillota son
significativamente menores (Figura
N° 4).
Pérdida de suelos en
microcuencas según comunas de estudio
Fuente: Elaboración
propia.
Pérdida de suelo según
USLE, aplicada a las comunas de Los Andes, Quillota y Concón
Fuente: Elaboración
propia.
Se aclara que dado que las microcuencas seleccionadas no
son del mismo tamaño, la comparación de sus resultados es relativa.
Así, las pérdidas totales (ton/año) resultan
proporcionales a su superficie, por tanto, Quillota, con la microcuenca más
grande (29,4 km2), presenta las pérdidas totales mayores, aunque
cuenta con un rango menor de pérdida por hectárea.
Consideraciones finales
A través de la aplicación conjunta de los métodos de la
USLE y ERU fue posible evaluar la susceptibilidad a la erosión en términos
cualitativos y cuantitativos, en distintos ambientes del valle del Aconcagua,
lo que permite realizar un diagnóstico preliminar de la erosión actual natural
y antrópica y de la vulnerabilidad ante ella en la zona.
El factor que resultó claramente condicionante de la
susceptibilidad a la erosión, además de la pendiente, es el uso de suelo en
conjunto con la cobertura vegetal natural actual. La erosión alta y muy alta se
encuentra asociada a superficies desprovistas de vegetación, donde el suelo se
encuentra sin protección frente a la acción erosiva de las precipitaciones.
Susceptibilidades de erosión ligera a moderada están asociadas a usos de
bosques, suelos agrícolas, matorrales y praderas. Este factor está íntimamente
ligado a la componente topográfica, donde suelos de altas pendientes, altamente
vulnerables a la degradación, sin cobertura vegetacional, presentan mayores
posibilidades de erosionarse.
Actualmente, las prácticas agrícolas del valle del
Aconcagua favorecen ambas condicionantes, donde, especialmente en la etapa de
preparación de terrenos para el cultivo, la eliminación casi total de la
cubierta vegetacional favorece una significativa pérdida de suelos. La
erosividad pluvial no resultó ser un factor que genere grandes diferencias en
los resultados obtenidos para las Unidades de Respuesta a Erosión (ERU) entre
los distintos sectores del valle, ya que se trata en general de altos valores
erosivos en las distintas secciones de la cuenca que fueron analizadas.
En contraste con esto, la diferenciación de las Unidades
Homogéneas de Respuesta a la Erosión (ERU), por su parte, se vio influenciada
en gran medida por las diferencias texturales del suelo. Así, erosiones ligeras
se asocian a texturas moderadamente finas, con alto porcentaje de arcilla, que
en conjunto con la materia orgánica aporta estabilidad a los suelos y, a su
vez, regulan la infiltración de agua evitando saturaciones tempranas del suelo
frente a eventos de precipitación significativos.
En cuanto a una diferenciación de los resultados entre
las comunas según las ERU, la cantidad de superficie susceptible a ser
erosionada decrece según su posición altitudinal en el valle del Aconcagua. De
esta manera, la comuna de Los Andes es más vulnerable debido a sus suelos
desnudos, pendientes pronunciadas y falta de manejo apropiado del suelo. No
sucede lo mismo en las comunas de Quillota y Concón, que se encuentran en una posición
intermedia y costera, respectivamente, con pendientes moderadas y aplicación de
técnicas de manejo de cultivos.
Por otro lado, los resultados de la aplicación de la USLE
en las microcuencas definidas para las tres comunas, son congruentes con aquellos
entregados por la modelación de las zonas homogéneas de vulnerabilidad erosiva,
modeladas a escala regional. Al comparar las pérdidas de suelo por superficie
de cada microcuenca, los resultados muestran que existen pérdidas altas en la
microcuenca de la comuna de Los Andes (30,0 ton/año/ha). Luego, la microcuenca
de Concón presenta valores medios-altos de pérdida de suelo en su superficie
(27,5 ton/año/ha). Finalmente, en la microcuenca de Quillota se pierden cerca
de 15,8 ton/año/ha.
VII.4 Obras para control de socavación, en márgenes del cauce y locales al pie de estructuras.
El
diseño de las obras apropiadas a cada caso debe hacerse luego de que se
conozcan los resultados de los estudios hidráulicos y geomorfológicos del tramo
que recibe la influencia de la construcción de dichas obras. Los resultados de
los estudios hidráulicos y geomorfológicos presentan pronósticos sobre la
evolución futura de la corriente y estimativos sobre magnitudes de los caudales
medios, mínimos y de creciente, niveles mínimos, máximos y medios, posibles
zonas de inundación, velocidades de flujo, capacidad de transporte de
sedimentos, socavación y agradación.
Las
obras más comunes en corrientes naturales son las siguientes:
Obras
transversales para control torrencial. Operan como pequeñas presas vertedero.
Su objetivo principal es el de reducir la velocidad del flujo en un tramo
específico, aguas arriba de la obra. Actúan como estructura de control. Pueden
fallar por mala cimentación, o por socavación generada inmediatamente aguas
abajo.
Espolones para desviación de líneas de flujo. Son estructuras agresivas que, en lo posible, deben evitarse porque pueden producir problemas erosivos sobre las márgenes del tramo aguas abajo. Espolones para favorecer los procesos de sedimentación. Son efectivos cuando se colocan en un sector de alto volumen de transporte de sedimentos en suspensión. Son estructuras permeables, cuyo objetivo es inducir la sedimentación en un tramo adyacente, aguas arriba de las obras. Pueden fallar por erosión en la punta del espolón o en el tramo inmediatamente aguas abajo. Obras marginales de encauzamiento. Son obras que se construyen para encauzar una corriente natural hacia una estructura de paso, por ejemplo un puente, box-culvert, alcantarilla, etc. Deben tener transiciones de entrada y salida. En el diseño debe considerarse que estas obras de encauzamiento producen un aumento en la velocidad del agua con el consiguiente incremento en la socavación del lecho. Obras longitudinales de protección de márgenes contra la socavación. Son muros o revestimientos, suficientemente resistentes a las fuerzas desarrolladas por el agua. En algunos casos también deben diseñarse como muros de contención. Pueden fallar por mala cimentación, volcamiento y deslizamiento. Acorazamiento del fondo. Consisten en refuerzo del lecho con material de tamaño adecuado, debidamente asegurado, que no pueda ser transportado como carga de fondo. Algunas veces la dinámica del río produce tramos acorazados en forma natural. El fondo acorazado es un control de la geometría del cáuce. Protección contra las inundaciones. Son obras que controlan el nivel máximo esperado dentro de la llanura de inundación. Pueden ser embalses reguladores, canales adicionales, dragados y limpieza de cáuces, o jarillones. Estas obras pueden ser efectivas para el área particular que se va a defender, pero cambian el régimen natural del flujo y tienen efectos sobre áreas aledañas, los cuales deben ser analizados antes de construir las obras.
Los
materiales de uso frecuente en este tipo de obras son los siguientes:
· Concreto: ciclópeo, simple o
reforzado.
· Gaviones, colchonetas. · Piedra suelta, piedra pegada. · Tablestacas metálicas o de madera. · Pilotes metálicos, de concreto o de madera. · Bolsacretos, sacos de suelo-cemento, sacos de arena. · Fajinas de guadua. · Elementos prefabricados de concreto: Bloques, exápodos, etc.
El
diseño de las obras combina varias disciplinas, Hidráulica Fluvial, Geotecnia y
Estructuras. La primera, como ya se ha explicado, suministra la información
básica que permite determinar las condiciones de cimentación y la magnitud de
las fuerzas que van a actuar sobre las obras que se proyecten.
VII.5 Encauzamiento.
Acción de encauzar o dirigir una corriente de agua por
un cauce.
Acción de encauzar o
dirigir una cosa, como un negocio, una conversación, un proyecto, etc. para
conseguir el resultado que se desea.
TEMA VIII
RÉGIMEN DE ESTUARIOS
OBJETIVO: Analizar el funcionamiento hidráulico de estuarios y la estabilidad de los accesos costeros. VIII.1 Origen, morfología y terminología estuarina. VIII.2 Régimen de vasos a marea libre.
VIII.1 Origen, morfología y
terminología estuarina.
Estuarios
Por convención se acepta como mas adecuada la
definición de Pritchard (1967): "Estuario es un cuerpo o masa de agua
costera semi-encerrada, con conexión libre al mar abierto, y en el cual es
medible la dilución del agua de mar por agua dulce proveniente de la
tierra". Que sea semi-encerrado implica que su patrón de circulación es
influido considerablemente por las fronteras laterales, y por lo tanto es un
cuerpo costero, pero no forma parte de la línea de costa en si misma;
permitiendo así distinguirlo de cuencas de mayor tamaño como una bahía o un
golfo. Que la conexión al mar abierto sea libre significa que la comunicación
entre el océano y el estuario debe permitir el intercambio de agua, sal, y la
transmisión de la energía de la marea permanentemente Hidrodinámica de Lagunas
Costeras para todo estado de marea y durante todas las estaciones del año. Que
la dilución de agua de mar sea medible significa que la salinidad en el
interior del estuario debe ser menor que en el océano adyacente; es decir que
el volumen de agua dulce que ingresa por afluentes y precipitación es mayor que
el que se pierde por evaporación en el mismo lapso de tiempo.
Con anterioridad
Pritchard usó la terminología, hoy desechada, de: Estuario Positivo para aquel
en que el volumen de agua dulce que ingresa es mayor que el que se pierde
(salinidad interior menor que en el océano): y
Estuario
Negativo o Inverso para aquel en que ocurre lo contrario (salinidad en el
interior mayor que en el océano).
Actualmente
se denomina al primer caso como "cuenca estuarina" y al segundo como
"cuenca no-estuarina" (evítese usar la acepción
"anti-estuario" para este último caso).
Fischer
(1976) comenta al respecto que la definición de Pritchard excluye a lagunas,
no-estuarinas que se comportan similarmente a las estuarinas en cuanto a
procesos de mezcla y dispersión; agregando, frivolamente, que no es fácil
identificar los estuarios porque son como la "pornografía", difíciles
de definir pero fácilmente reconocibles cuando los vemos.
1.2.2 Lagunas Costeras (Estuarinas o No-Estuarinas)
Lankford (1976), refiriéndose expresamente a estas
cuencas en México, define: "laguna costera es una depresión en la zona
costera, bajo el nivel de pleamar media superior (sigla MHHW en inglés), que
tiene una conexión permanente o efímera con el mar, pero protegida de este por
algún tipo de barra".
Los elementos geomorfológicos (existencia de la depresión
bajo el nivel de MHHW y de la barra frente a la boca) son importantes en esta
definición. La conexión con el mar puede ser permanente o efímera, y no hay
restricciones para los valores de la salinidad en el interior.
Según
Lankford en México se usa indistintamente los términos laguna costera, bahía,
sonda, boca, estero, estuario, caleta, lago, laguna, o lagunilla, para
denominar este tipo de cuencas que conforman aproximadamente 1/3 de los 10,000
kilómetros de longitud de costas de México.
Boca de una laguna costera es la sección transversal que
coincide con la linea de costa.
Cabeza de
una laguna costera es la sección transversal mas lejana aguas arriba en que son
detectables las fluctuaciones en la superficie libre del agua debidas a la
marea. En el caso estuarino esta sección es mas lejana que la última en que se
detecta salinidad significativa, porque las ondas de marea se propagan más allá
del límite de transporte dispersivo de sal. En el caso no-estuario esta sección
suele coincidir con la frontera de costa interior.
Origen y Efimerismo
Los siguientes eventos secuenciales de variación
histórica del nivel del mar son el agente principal del origen de las lagunas
costeras:
I- Estabilización del nivel de la línea de costa en el
Pleistoceno (hace 80,000 años), a aproximadamente 5 a 8 metros sobre el actual,
formándose un arrecife, cantil o bordo elevado de depósitos de playa que aún
existe actualmente rodeando algunas lagunas costeras y bahías.
II- Descenso del nivel del mar en el Holoceno
(hace 18,000 años) por la glaciación de Wisconsin (transgresión Flandriana), a
razón de un metro cada 100 años, y hasta 130 metros bajo el actual, durante el
cual los procesos terrestres y atmosféricos erosionaron valles y cañones
formando deltas y planicies costeras.
III- Rápido
ascenso (regresión) del nivel del mar a fines del Holoceno (hasta hace 5000
años atrás de hoy), hasta 3 o 4 metros bajo el actual nivel, durante el cual el
agua de mar inunda las planicies y los valles previamente excavados por los ríos
y glaciares descendentes. La turbulencia litoral y el oleaje retrabajan los
sedimentos costeros, cubren con una capa de arena la plataforma, y forman
playas en la línea de costa.
IV-
Desaceleración de la regresión anterior (desde hace 5,000 años atrás hasta
hoy), en que el nivel del mar sube lentamente (2 milímetros cada año). Los
nuevos ríos que ocupan las partes altas de los antiguos valles, transportan
sedimentos, forman deltas progresivos en la costa y construyen barras en las
bocas de las lagunas costeras.
Subidas actuales o futuras del nivel del mar producirían
nuevas lagunas costeras en los valles altos, con poco sedimento depositado,
pero aumentaría el sedimento por erosión costera.
Descensos actuales
o futuros del nivel del mar producirían nuevas lagunas costeras someras que se
llenarían rápidamente con sedimentos arrastrados de las zonas altas.
Las lagunas
costeras son por ende fenómenos de origen geológico reciente y de vida corta,
estando en permanente alteración por erosión y depósito de sedimentos y por
fluctuaciones del nivel del mar de carácter eustático (debidos a cambios del
volumen de agua del océano) e isostáticos (debidos a cambios del nivel de la
tierra). Además, las descargas de los rios afluentes y los rangos de las mareas
están variando permanentemente, por lo que las lagunas costeras nunca logran
alcanzar un estado de equilibrio definitivo. Son sistemas complejos de vida
efímera, en permanente interacción y modificación, y facilmente afectables por
acciones externas.
1.4 Clasificaciones
Las clasificaciones se
agrupan en:
I- Discretas:
1) Geomorfológica Estuarina
2) Geomorfológica Mixta (para México)
3) Según Estructura Salina
4) Según Parámetro de Estratificación
II- Continua:
5) Según diagrama de Estratificación-Circulación.
Ventaja
de las clasificaciones discretas:
- Son claras
y sencillas en explicar los procesos básicos de la dinámica, sus agentes
causales, y el origen y configuración de las lagunas costeras; y son fáciles de
aplicar a casos concretos por la calidad y cantidad de mediciones de campo
requeridas.
Desventajas de las clasificaciones discretas:
- Cada clasificación abarca solo uno o dos aspectos de la
hidrodinámica.
- Distintas partes de un misma laguna costera pueden
corresponder simultáneamente a distintos tipos en la clasificación.
-
Encasillan las lagunas costeras en categorías discretas.
- No todas son aplicables a las lagunas costeras
no-estuarinas.
- Una laguna costera puede cambiar de categoría
estacionalmente, o con distintas fases de la marea diariamente.
- No hay dos lagunas costeras en el mundo con
características topográficas, de circulación y de dispersión, y variaciones
estacionales idénticas (solo las hay similares) como para ponerlas exactamente
en la misma categoría.
Ventajas de la clasificación continúa:
- Clasifica
la laguna costera como una curva o superficie dentro de regiones de un
diagrama, siendo más completa en la cantidad de procesos hidrodinámicos y de
transporte de materia involucrados.
Permite la evolución temporal de las características para
una laguna, y la ubicación de sus diferentes zonas en regiones distintas del
diagrama.
Desventaja de la clasificación continua:
- No es sencilla de entender, y es difícil de aplicar en
casos concretos por la cantidad y calidad de las mediciones de campo
requeridas.
1.4.1 Discretas
1.4.1.1 Geomorfólogica Estuarina
Clasifica estuarios según Pritchard (1967) de acuerdo a
su origen y formación, profundidad máxima, forma de la sección transversal,
razón ancho/profundidad, geometría del canal central, tipo de sedimentos,
latitud, y volumen de descarga del río. Los separa en 4 clases:
I-
Estuarios de valle de río inundado;
II- Fiordos;
III- Estuarios con formación de barra de
arena en la boca; y
IV- Estuarios tectónicos y Otros.
Se
detalla su contenido en la Tabla 1.1
1.4.1.2 Geomorfólogica Mixta (para México)
Lankford (1976) clasifica las 123 mayores lagunas
costeras de México según un criterio geomorfológico basado en el origen y
formación de la depresión y las características de la barra. Estos 2 hechos
están controlados por los siguientes agentes causales:
II-
a) controles geológicos y fisiográficos: variaciones históricas del
nivel del mar, perfil o relieve costero, vertientes, valles, ríos y desagües
terrestres.
III-
b)
condiciones climáticas: precipitaciones, principalmente; y
IV-
c)
condiciones oceanográficas de la costa: dimensiones de la plataforma
continental, energía del oleaje, energía de la marea y sus corrientes
predominantes.
V-
Las variaciones históricas del nivel del mar son comunes a todas las
lagunas costeras y ya se analizaron en la sección anterior.
VIII.2 Régimen de vasos a marea libre.
Régimen: El régimen se refiere
a la variación que sufre el gasto o caudal de un río en un año. El río pasa por
un período de máximo caudal conocido como crecida y un período de bajo nivel de las aguas denominado estiaje.
El régimen de un río
depende de varios factores, destacando la naturaleza del suelo, el relieve y el
tipo de precipitación.
La fuente de alimentación de un río puede ser varias
formas, distinguiéndose los ríos de régimen nivoso, régimen pluvioso, régimen
mixto, régimen lacustre y ríos de régimen de aguas subterráneas.
Ríos de alimentación pluvial: Sus aguas las recibe
principalmente de las lluvias,
presentando entonces su mayor caudal en la estación lluviosa. Ejemplo de ellos
son los ríos Amazonas y Congo de las regiones ecuatoriales, en nuestro país los
ríos sureños como el Cautín y el Toltén;
y en Europa destacan el Támesis y el Sena.
Ríos de régimen nivoso: Tienen su alimentación en las montañas,
producto de la fusión de las nieves,
por lo tanto su período de crecida será en primavera y en verano. Ejemplos son
los ríos Po, Rhin, Missuri, Ródano y Obi.
Ríos de régimen mixto: Estos ríos se
alimentan de las lluvias como del
derretimiento de las nieves.
En general son ríos que recorren grandes distancias y por lo tanto atraviesan
zonas de climas distintos, ejemplo de ello son los ríos Nilo, Mississippi,
Danubio, Ganges e Indo.
Ríos de régimen lacustre: Se alimentan de los lagos o formaciones
lacustres, como por ejemplo, algún del Sur de Chile.
TEMA III SISTEMAS PLAYEROS OBJETIVO: Interpretar la morfología costera y equilibrio playero. Cuantificar el transporte litoral. III.1 Definiciones y clasificación de costas. III.2 Origen y movimiento del material playero. III.3 Perfiles playeros de equilibrio. III.4 Cuantificación del transporte litoral. III.4.1 Métodos de campo. III.4.2 Fórmulas empíricas. III.4.3 Integración del régimen anual (varias direcciones, diferentes alturas y frecuencias de oleaje). TEMA IV OBRAS DE DEFENSA Y ABRIGO OBJETIVO: Diseñar obras de protección y canales de acceso. IV.1 Función y clasificación de las obras de protección. IV.2 Diseño de rompeolas. IV.3 Diseño de muros verticales. IV.4 Evolución playera por construcción de obras. Tiempo de llenado. IV.5 Dimensionamiento de canales de navegación. Profundidad, ancho, distancia de parada.   Olas, mareas y corrientes de mareas: La erosión marina es una acción realizada principalmente por el movimiento de las olas, cuyo origen se encuentra en la energía cinética del viento. La erosión que ejercen las olas es debida al choque de las aguas contra las rocas costeras, así como por la abrasión que el agua imprime a las rocas cuando transporta o arrastra materias o fragmentos, que pueden provenir de la meteorización terrestre y posterior arrastre al medio marino, o de la propias rocas erosionadas. Otra actividad erosiva, aunque menos importante, es la que llevan a cabo las mareas por sí mismas (movimiento de subida o bajada del nivel de las aguas), sin embargo tienen gran influencia en la capacidad de erosión de las olas, pues los cambios periódicos del nivel del mar aumentan el campo o superficie de actuación del oleaje. En las regiones en que existe una gran amplitud (diferencia de altura entre la marea alta y baja), el ascenso y descenso de la marea sobre la costa cubre o deja al descubierto una amplia zona intermareal, la cual se verá afectada por la acción erosiva de las olas.  Formas del medio litoral: Las costas formadas por rocas de acusada pendiente conforman el perfil de los acantilados. En estas formaciones, el agua choca y penetra en las rocas previamente fisuradas o agrietadas, comprimiendo el aire que se encuentra en su interior. Cuando el agua se retira da lugar a una expansión del aire comprimido, que terminará produciendo roturas de las masas rocosas. Como efecto añadido, la erosión o desgaste que las gravas, arenas, areniscas y fragmentos de otras rocas que las aguas llevan en suspensión, golpean contra el acantilado y producen socavaduras.  La acción erosiva constante sobre la parte baja del acantilado, avanzará hasta un límite en el cual el peso de la parte alta y la falta de apoyo en la baja no podrá ser soportada, derrumbándose y formándose en su base una superficie más o menos plana denominada plataforma litoral, plataforma de abrasión o terraza, que generalmente puede observarse cuando baja la marea. La plataforma litoral y el acantilado, son precisamente las formas erosivas más características en el medio litoral. El efecto evidente de estas actividades erosivas es el retroceso del acantilado. Las líneas de fracturas (diaclasas) de las rocas calizas costeras, forman habitualmente canalizaciones que se comunican desde la parte alta del acantilado con las cuevas horadadas en la parte baja, allí donde las olas mantienen su mayor actividad erosiva. De esta forma se generan los llamados bufaderos o sopladeros, característicos por el sonido de silbido emitido por la salida del aire comprimido cuando el oleaje pone las cuevas en comunicación. Erosión diferencial: Cuando las rocas litorales están formadas por estratos sedimentarios alternados entre duros y blandos, se manifiesta una erosión diferencial, es decir, las rocas blandas son erosionadas en mayor medida que las duras, produciendo entrantes costeros como calas y ensenadas. Cuando la erosión se manifiesta solamente sobre estratos duros, la geografía del acantilado muestra salientes, pilares de paredes escarpadas y escollos o rocas horadadas. Farallones: Cuando la erosión diferencial sobre la línea de costa es muy intensa, pueden llegar a formarse cuevas en las partes más blandas de un acantilado. Los arcos o puentes que forman estas cuevas horadadas en las paredes terminarán finalmente por desprenderse, dando lugar a los denominados farallones, chimeneas o skerries, que en ocasiones pueden superar el centenar de metros de altura. Estos promontorios o salientes quedan aislados y sujetos a una erosión progresiva, lo que terminará por reducirlos a simples arrecifes. 
Accidentes costeros de acumulación: El producto de la acumulación de los depósitos costeros generan formas de relieve llamados de acumulación. Las más significativas son las playas, flechas o barreras litorales, dunas costeras y zonas intermareales. Otras formas de relieve también son los tómbolos, deltas y albuferas. Estos accidentes costeros se forman al ser arrastradas mediante las olas y corrientes, las arenas y sedimentos finos que aportan los ríos y las propias olas en su acción erosiva, y que posteriormente son depositados en otras zonas donde el agua tiene menor actividad o se encuentra en calma. Playas: Las playas son el producto de la acumulación de materiales sólidos descompuestos en detritus finos (generalmente arena silícea), cantos rodados y restos o fragmentos de origen biológico, tales como conchas de moluscos y corales. Si la acumulación de éstas últimas es alta y en partículas muy fragmentadas, pueden llegar a formarse rocas carbonáticas por cimentación. En una playa típica se distinguen tres perfiles: el berma, la superficie de playa y la barra o bar. El berma es el cambio de pendiente o terraplén, generalmente bien marcado, que señala la línea de pleamar normal. Está formado por la acumulación lineal de las gravas, cantos, u otros diversos materiales transportados por el agua que se sitúan en lo alto de la playa, justamente en el límite de la marea alta, motivado por la acción constructiva de las olas. El berma tiene su mayor efecto en ausencia de viento y durante los meses de verano. Por su parte, la barra o bar, son las barras o bajíos, largos y estrechos (generalmente bancos de arena) que se encuentran sumergidos y paralelos a la costa. Se sitúan normalmente junto a la marca de aguas bajas, aunque no es un rasgo que se de en todas las playas. Este fenómeno también puede tener lugar en la desembocadura de los ríos. La flecha o barrera litoral, es una lengua de tierra o arena que se forma en costas rectilíneas con presencia de una bahía. Tiene lugar allí donde la costa cambia bruscamente de dirección, como ocurre por ejemplo en los estuarios y desembocadura de los ríos. La deriva de las olas transporta y deposita los materiales desde aguas poco profundas hasta las más profundas, prolongando la línea de costa (creando una flecha litoral), que finalmente termina emergiendo a la superficie del mar. La disposición normal de las flechas es paralela a la costa, y frecuentemente se curvan mostrando la parte convexa en dirección al mar. Si la flechas se inician en partes opuestas de la bahía y continúan hasta tocarse, se forma entonces una flecha continua de arena llamada restinga o cordón litoral; este es un fenómeno que se da en casi dos de cada diez playas del mundo.  Las dunas costeras son montículos de arenas movedizas, que se desplazan por el viento de grano en grano formando series paralelas de montículos. El avance de las partículas se realiza mediante el proceso denominado de saltación, es decir a saltos. Si en el trayecto del viento aparece algún obstáculo, se reducirá entonces su velocidad, momento en el que parte de la arena cae y se deposita creando pequeños montículos. Todas las playas arenosas presentan dunas en mayor o menor medida.  Las zonas intermareales son aquellas en donde las corrientes de marea provocan la deposición de lodos próximo a la costa en la zona de intermarea (ejemplo de los estuarios). Este fenómeno da lugar a las marismas, que pueden llegar a originar marismas salinas si la acreción es suficiente para que la vegetación colonice el lugar. Un equivalente de estas formaciones en las regiones tropicales son los manglares. Se caracterizan por albergar los ecosistemas productivos más conocidos.  Los tómbolos son simples flechas litorales o barras que unen dos islas, o una isla con tierra firme. Se forman cuando la deriva del oleaje o corrientes de marea depositan los materiales entre dos islas, o entre una isla y la línea de costa. Elemplo típico de un Tómbolo es el Peñón de Gibraltar, en Cádiz, España. Deltas: Los deltas son acumulaciones de sedimentos fluviales que se prolongan sobre la plataforma continental. Se llama así a la desembocadura de un río en la que los aluviones se acumulan en el lugar donde contactan con el mar, formando un avance de la tierra sobre él. Cuando la materia acumulada sobrepasa la tasa de evacuación se bloquea la desembocadura, formándose difluentes o cursos de baja resistencia por donde discurrir el agua normalmente. La mayoría de ellos se sitúan en mares con ausencia de mareas. El nombre de delta procede de las formas triangulares que a veces adquieren estas acumulaciones, y que es similar a la letra griega delta.  Las albuferas se constituyen cuando una bahía queda convertida en un lago, al ser cerrada su unión con el resto del mar por un cordón litoral o restinga, es decir, es una laguna formada por un golfo o entrada de mar cuya boca ha sido cerrada por un banco de arena.
Definiciones y clasificación de costas.
La costa es la parte de un continente o de
una isla que limita con el mar. También se denomina Litoral a la costa de
grandes ríos. Tiene un paisaje inestable, donde en los sectores de playa su
perfil bidimensional puede crecer debido al depósito de sedimentos y en otros
casos puede disminuir por los procesos de erosión marina. Pero las costas
también son modificadas por otros factores, como el clima, el viento, el
oleaje, actividad biológica y las actividades humanas.
La gran variedad de líneas de costa demuestra su
complejidad. De hecho, para entender cualquier área costera concreta, deben
considerarse muchos factores, entre ellos los tipos de roca, el tamaño y la
dirección de las olas, la frecuencia de las tormentas, las mareas y la
topografía litoral. Además, prácticamente todas las zonas costeras se vieron
afectadas por la elevación del nivel del mar en todo el mundo que acompañó la
fusión de la Edad de Hielo que se produjo al final del Pleistoceno. Por último,
deben tenerse en cuenta los acontecimientos tectónicos que elevan o hacen
descender el terreno o cambian. el volumen de las cuencas oceánicas. EI gran
número de factores que influyen en las zonas costeras dificultan la
clasificación de las líneas de costa.
Muchos geólogos clasifican las costas en función de
los cambios que se han producido con respecto al nivel del mar. Esa
clasificación, normalmente utilizada, donde las cosas en dos categorías muy
generales: de emersión y de inmersión. Las cosas de emersión se desarrollan o
bien porque un área experimenta levantamiento, o bien como consecuencia de un
descenso del nivel del mar. A la inversa, las costas de inmersión se crean
cuando el nivel del mar se eleva o cuando la tierra adyacente al mar se hunde.
Aunque las costas presentan numerosas formas, se pueden clasificar básicamente en cuatro tipos: de hundimiento, de emersión, neutras, y de falla. De hundimiento o de inmersión:
En contraste con los ejemplos previos, otras áreas
costeras muestran signos definitivos de inmersión. La línea de una costa que ha
estado sumergida en el pasado relativamente reciente suele ser muy irregular
porque el mar inunda normalmente los tramos inferiores de los valles fluviales,
fluyendo en el océano. Sin embargo, las lomas que separan los valles permanecen
por encima del nivel del mar y se proyectan en el mar como frentes de tierra.
Estas desembocaduras fluviales inundadas, que de denominan estuarios (aestus :
marea), caracterizan muchas costas actuales. A lo largo de la línea de costa
atlántica, las bahías Chesapeake y Delaware son ejemplos de grandes estuarios
creados por inmersión (Figura DINLIT-14). La pintoresca costa de Maine,
particularmente en las cercanías del Parque Nacional Acadia, es oro excelente
ejemplo de un área que fue inundada por el levantamiento posglaciar del nivel
del mar y transformada en una línea de costa muy irregular.
Las costas de hundimiento o de inmersión, son rías formadas tras la inundación por el mar de valles fluviales en sus cursos bajos, y que tienen origen en procesos erosivos, tectónicos o glaciares. Las Rías de Galicia (España), son un ejemplo significativo. En otras regiones de la Península Ibérica también existen costas de hundimiento denominadas abras, calas y caletas (ejemplo del País Vasco e Islas Baleares). Los fiordos de Alaska, Noruega o Canadá son manifestaciones típicas de costas de hundimiento, donde el mar invadió los valles previamente excavados por los glaciares. 
En algunas áreas, la costa es claramente de
emersión porque la tierra que se eleva o el nivel del agua que desciende dejan
expuestos los acantilados litorales y las plataformas de abrasión por encima
del nivel del mar. Son ejemplos excelentes de ello porciones de la cosa de
California donde se ha producido levantamiento en el Pasado geológico reciente.
Las plataformas de abrasión elevada también ilustran esta situación. En el caso
de Palos Verdes Hills, al sur de Los Ángeles, existen siete niveles diferentes
de rasa, lo que indica siete episodios de levantamiento. El siempre persistente
mar está cortando ahora una nuwa plataforma de abrasión en la base del
acantilado. Si continúa el levantamiento, también se convertirá en una rasa
elevada.
Otros ejemplos de costas de emersión son las
regiones que estuvieron una vez enterradas debajo de los grandes glaciares de
casquete. Cuando los glaciares estaban presentes, su peso deprimía la corteza;
cuando el hielo se derritió, la corteza empezó gradualmente a levantarse. Por
consiguiente, ahora pueden encontrarse rasgos de líneas de costa prehistóricos
por encima del nivel del mar. La región de la bahía Hudson de Canadá es un área
de este tipo, porciones de la cual siguen elevándose a un ritmo de más de un
centímetro al año.
Las costas de emersión se originan por una elevación del litoral o por un descenso en el nivel del mar. Las playas que se levantan por encima del nivel de la línea de costa, como sucede en el litoral del Golfo de México y Florida, son un ejemplo significativo de costas de emersión. Neutras: Las costas neutras son aquellas formadas tras recibir el agua un aporte de material. Su origen puede ser fruto de los materiales ígneos de la una erupción volcánica, los provenientes de los arrecifes de coral, deltas, o por abanicos aluviales. De falla: Las costas de falla se forman cuando en la línea de costa se produce una falla partiendo y creando dos bloques, de los cuales uno permanece en pie y el otro se hunde en el mar. El resultado es una forma acantilada.
Origen y movimiento del material playero.
Los sedimentos en las playas pueden variar en
composición dependiendo la fuente que alimenta la playa. Los mismos pueden ser
litogénicos o terrígenos, biogénicos y/o mixtos. Los primeros provienen de la
corteza terrestre, muchos de ellos son silicatos (tanto claros como oscuros),
micas, minerales oscuros sobre todo hierro y magnesio.
Estos se transportan por los ríos desde tierra adentro hasta la costa, por lo
cual se debería encontrar playas más terrígenas cerca de las desembocadura de
los ríos, mientras que los segundos, los sedimentos biogénicos, provienen del
océano o mar. Estos provienen de los restos de las partes duras de carbonato de calcio de los organismos marinos.
A diferencia de los terrígenos, los sedimentos biogénicos se producen in situ,
lo que significa que no viajan grandes distancias, la gran mayoría se produce
cerca de la playa a la cual alimentan. Finalmente, las playas con sedimentos
mixtos cuentan con dos fuentes alternas o simultáneas de sedimentos: sedimentos
terrígenos que provienen del río y sedimentos que provienen de los organismos marinos
(biogénicos) que habitan el área.
Perfiles playeros de
equilibrio
Se define perfil de playa
como la variación de la profundidad, h, con la distancia a la línea de costa, x,
en la dirección normal a ésta: h = f(x). Todos los perfiles de playa presentan
una forma cóncava hacia arriba. Esta regularidad ha permitido el desarrollo de
diferentes expresiones matemáticas que describen el perfil y la introducción
del concepto de perfiles de equilibrio.
El concepto de perfil de
equilibrio ha sido definido por diferentes autores. La primera mención se debe
a Fennema (1902): Existe un perfil de equilibrio, al cual el agua dará lugar en
último término, si se le permite completar su trabajo. Más reciente, Larson
(1991) describió el perfil de equilibrio como: Una playa con un tamaño de gramo
determinado, expuesta a unas condiciones constantes de oleaje, desarrollará una
forma del perfil que no presentará ningún cambio neto con el tiempo. Por lo
tanto, cuando un perfil alcanza el equilibrio, existirá un balance de fuerzas
en cada perfil, tal que el transporte neto sea nulo.
III.4 Cuantificación del transporte litoral.
Las técnicas para medir el transporte litoral
se pueden clasificar en cuatro
categorías:
1. Realización sistemática de sondeos
topográficos y batimétricos alrededor
de un obstáculo, prolongado
perpendicularmente desde la costa (espigón
de prueba), o mediante sondeos sistemáticos
en una trampa de sedimentos
(dragado de prueba).
2. Mediante el uso de algún tipo de trampa de
sedimentos.
3. A través de la aplicación de la técnica de
trazadores fluorescentes, o de
trazadores radioactivos.
4. Mediante el desarrollo de algún tipo de
detector para el movimiento de
sedimentos.
La primer técnica es un método efectivo, pero
ordinariamente muy caro. El
segundo y cuarto métodos están ahora en
desarrollo. Por tanto, la aplicación del
tercer método se considera el más conveniente
y el más barato, particularmente
hablando de los trazadores fluorescentes.
En la técnica de trazadores para la medición
del transporte litoral, se tienen dos
tipos; uno es el trazador radioactivo y el
otro el trazador fluorescente. El
radioactivo tiene muchas ventajas en
comparación con el fluorescente, pero es
restringido física y socialmente. El trazador
fluorescente, aunque de menor
eficiencia que el radioactivo en los trabajos
de campo y en los análisis del
laboratorio, pero puede emplearse sin algún
daño en algún lugar específico.
Los trazadores radioactivos se fabrican
mediante aplicación de neutrones en un
reactor atómico sobre arena de vidrio, que
tiene la misma densidad y distribución
de tamaños de los granos de la arena natural,
y contiene alguna cantidad de
material radioactivo tal como cobalto (59Co).
La radiactividad se controla por la
cantidad y contenido del material
radioactivo. El movimiento de los trazadores se
detecta mediante contadores Geiger-Muller.
Por su parte los fluorescentes se hacen
recubriendo la arena natural con pinturas
fluorescentes, debido a que tienen menor
densidad que la arena natural; la
densidad de los trazadores es ligeramente
menor al de la arena natural.
En este método después de la inyección de los
trazadores fluorescentes, los
materiales del fondo del mar se muestrean en
muchos puntos alrededor del punto
de inyección, y el número de granos del
trazador fluorescente de la muestra se
cuenta visualmente bajo la iluminación de luz
ultravioleta. Es posible obtener la
VIII
concentración de los trazadores mediante la
curva de correlación definida por la
concentración de los trazadores, y el número
de fluorescentes cuantificados
obtenidos en principio.
En términos generales, las técnicas de la
aplicación de pinturas fluorescentes
varían, pero todas incluyen las siguientes
ventajas sobre los métodos radioactivos:
1. La sedimentación natural de material
grueso, de arena o de guijarros de un
sitio de estudio, pueden ser fácilmente
marcados.
2. La mayoría de pinturas empleadas, no
presentan riesgos legales ni de
salud.
3. Diferentes colores fluorescentes pueden
emplearse para diferenciar
sucesivas pruebas en una localidad, o para
trazar el movimiento de
diversos tamaños de fracciones de sedimento.
4. La solubilidad del trazador fluorescente,
se puede en algunos casos ajustar
de tal forma que la pintura adherida en los
granos de arena permanezca
por varios días o por varios años.
5. El costo de la pintura fluorescente es
relativamente barata.
6. El pintado de la arena puede efectuarse en
cualquier lugar y en principio,
transportarse al sitio de estudio.
7. El tiempo para la pigmentación de la arena
es corto; algunas veces requiere
sólo algunos minutos de trabajo.
8. En la mayoría de los casos, la arena que
se va a pintar no requiere de
alguna preparación especial previa.
9. La sensibilidad de la técnica de
trazadores fluorescentes es por lo menos
un grano en 1x106 granos, la cual equivale a
la técnica de trazadores
radiactivos.
10. La pintura no afecta las características
hidráulicas de los granos de arena
marcados.
El uso de trazadores de arena para
cuantificar el movimiento de la arena en la
zona de rompientes tiene una larga historia
(Inman y Chamberlain, 1959; Ingle,
1965; Zenkovich, 1967). La técnica de
trazadores es también muy útil para derivar
información cualitativa, tal como la
dirección del transporte litoral y las
contribuciones relativas de diferentes campos
(Sasaki y Sakuramoto, 1984).
IX
El uso cuantitativo del método de trazadores
de arena en zona de rompientes, fue
introducido por Komar e Inman (1970), con
base en desarrollos de metodologías
de trazadores fluorescentes para estimar el
transporte de sedimentos en ríos
(Lean y Crickmore, 1963; Crickmore, 1967).
Entre los experimentos tipo, más
cuantitativos que utilizaron arena marcada
con colores fluorescentes, se
mencionan los realizados por (Komar e Inman,
1970; Knoth y Nummedal, 1977;
Inman, et al, 1980; Kraus, Farinato, y
Horikawa, 1981; Kraus, et al, 1982; Katoh,
Tanaka, 1985).
En la aplicación del método de trazadores
fluorescentes se han adaptado dos
diferentes en la cuantificación de la
cantidad del transporte litoral en la zona de
rompientes (Inmam, et al, 1980; Kraus, et al,
1982). El 1° Método de Muestreo
Espacial (MME), los muestreos se obtienen en
un tiempo tan cercano y
simultáneamente como sea posible, en una
malla horizontal del lado de abajo del
punto o línea de inyección del trazador. El
segundo es el llamado Método de
Muestreo Temporal (MMT), en el cual las
muestras se alcanzan en intervalos
cortos de tiempo fijos en una línea del lado
de abajo del punto de inyección del
trazador.
Katoh, et al, (1985) realizó una variación
del método MMT mediante el muestreo
sobre un círculo alrededor del punto de
inyección, mediante el cual fue posible
obtener la componente del transporte litoral
a lo largo de la costa y la del
transporte litoral hacia el mar a partir de
la velocidad de advección del trazador.
Kraus, et al, compararon los resultados de
los métodos MME y MMT y
concluyeron que los del método MME son más
exactos.
En los métodos MME y MMT, la velocidad de
advección, a V , de la arena, se
determina del movimiento del centroide del
trazador, y el espesor d es el espesor
donde se mueve la arena; está referido al
perfil vertical de la concentración del
trazador tomado de las muestras, en la
vertical del fondo del mar.
El valor del transporte litoral, q ,
por unidad de ancho de la zona de rompientes se
obtiene del producto q V d a = * ; el
transporte total promedio a lo largo de la costa,
Q, a través del ancho, b X , de la zona de rompientes se estima
por medio de la
fórmula b Q = q * X
CLASIFICACIÓN DE LAS OBRAS
DE PROTECCIÓN DEL LITORAL
1.- Actuaciones lado tierra
⇒ Ordenación del
litoral
⇒ Regeneración
de playas
2.- Actuaciones lado mar
⇒ Espigones.
Diques de encauzamiento
⇒ Muros.
Revestimientos. Pantallas
⇒ Dragados
⇒ Instalaciones
especiales
CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN DE OBRAS DE
PROTECCIÓN DEL
LITORAL
1. Clasificación energético-funcional (objeto
Xornada)
_ Estructuras de protección reflejantes
_ Estructuras de protección disipativas
_ Estructuras de protección transmisoras
_ Estructuras de protección mixtas
Balance energético:
Energía incidente (Hi) = Energía transmitida
(Ht) +
energía disipada + energía reflejada (Hr)
Coeficientes de análisis:
Coeficiente de transmisión (Kt), disipación
(Kd), reflexión
(Kr)
Rompeolas
.jpg?uselang=es) .jpg){kind=small}
Cortaolas en las playas de Mar del Plata.
Un cortaolas, rompeolas
o malecón (solo si es
transitable) es una estructura costera que tiene por finalidad principal
proteger la costa o un puerto de la acción de las olas
del mar o del clima. Son calculados, normalmente, para
una determinada altura de ola con un periodo de retorno especificado. El
cálculo y diseño de una estructura marítima de este porte, así como de diques,
molles o muelles, y otras estructuras marítimas, es diseñado por especialistas
en ingeniería
hidráulica.También se llaman cortaolas a una parte de los pilares de un puente, que tiene la finalidad de sustentar la presión del agua.
Uno de los factores determinantes del diseño
de los diques rompeolas es el
relativo al tipo y peso de las piezas del
manto principal, que con un talud determinado, son
capaces de resistir las solicitaciones
debidas al oleaje. En este artículo se realiza una
revisión del estado del arte de los métodos
de cálculo de la estabilidad hidrodinámica de
las piezas del manto principal de los diques
rompeolas. A lo largo de los diferentes
apartados se analizan la estabilidad de las
piezas del manto exterior y de los morros de los
diques no rebasables, de los diferentes
mantos de los diques rebasables y de los diques
berma. Junto al análisis anterior se
acompañan las tablas y gráficos que permiten el cálculo
del peso de las piezas artificiales y
naturales más utilizadas. Por último se dedica un breve
apartado al
problema de la determinación de la solicitación de cálculo.
ANÁLISIS DE LA ESTABILIDAD DE DIQUES
ROMPEOLAS
El avance del conocimiento de las
características del flujo sobre el talud de los diques de escollera y de las
fuerzas geomecánicas que desarrollan las piezas en el
manto, ha permitido el desarrollo de
principios racionales para el diseño de las piezas del manto principal.
Concepto de estabilidad
Bruun, 1979, tras analizar las posibles
causas de fallo de un dique rompeolas expuesto a la acción del oleaje, realizó
una síntesis de ellas, agrupándolas en once causas
principales, que comprenden la estabilidad
hidrodinámica de las piezas, la estabilidad mecánica de las mismas, la
estabilidad geotécnica de todo el conjunto granular y errores constructivos. En
lo sucesivo, se analizará la estabilidad de los diques rompeolas
ateniéndose a las causas de avería debidas a
falta de estabilidad hidrodinámica, es decir:
1. Extracción de las piezas del manto
principal a causa del oleaje.
2. Movimientos continuos de los cantos del
manto principal sin grandes desplazamientos
instantáneos, pero capaces de deteriorar en
el tiempo la conformación del manto. Se puede
considerar como una rotura por fatiga. El
movimiento de una pieza integrada en el manto de un dique puede ser de dos
tipos:
- Cabeceos (giros) sobre sus apoyos en el
manto.
- Desplazamientos de su posición en el manto
a otra nueva.
El cabeceo de una pieza puede tener gran
importancia en la medida en que está ligado a la estabilidad estructural, al
convertirse en una fuente originadora de tensiones adicionales; sin embargo, en
este caso no es relevante en si mismo, si bien puede tener importantes efectos
hidrodinámicos. Queda por lo tanto, la
extracción de piezas de su posición original como indicador principal de la
estabilidad del manto bajo la acción de un determinado oleaje.
Al ser atacado el dique por oleaje regular de
pequeña altura, éste permanece inalterado, salvo la extracción de algunos
cantos no integrados en el conjunto granular. Si la altura de ola que aborda el
dique aumenta suficientemente, comienza la extracción de piezas, si bien dichas
extracciones acaban cesando a partir de un número de olas determinado. Durante
estos estados, que podríamos calificar de “estabilidad parcial”, el dique alcanza
una situación de estabilidad tras un número determinado de olas.
El concepto de estabilidad parcial no debe
ser entendido en sentido determinista. En unas condiciones de flujo determinadas,
la probabilidad de extracción de las piezas es diferente según como estén
integradas en el manto. Al decir que cesa la extracción de piezas se entiende
que una vez extraídas aquéllas que se encuentran en una situación desfavorable
para el nivel de energía existente, (cuya probabilidad de extracción es alta),
la probabilidad
de extracción de cualquiera de las restantes
es muy baja. Finalmente, cuando las acciones debidas al flujo superan un
determinado valor, el manto principal no alcanza ya una situación de
estabilidad antes de que las piezas delmanto secundario se vean afectadas.
Cuando el manto secundario comienza a verse afectado, la progresión del daño
aumenta, alcanzándose rápidamente niveles de deformación incompatibles con la
función de la estructura. Cuando el espesor del manto principal es muy elevado,
caso de los diques berma, o el dique estaconstituido con una sola gradación de
escolleras (diques arrecifes), la deformación admisible será muy superior, por
lo que la limitación a la deformación vendrá impuesta, o por el inicio de la
erosión del manto secundario (caso de los diques berma), o por los efectos
que la deformación produce en la
funcionalidad del dique.
Criterios de avería
El área de erosión media de la sección del
manto, Ad y el diámetro equivalente de las piezas del manto principal, D =
(W/γs)1/3 donde W es el peso de las piezas del manto principal, será utilizada
más adelante, a través del parámetro de daño S = Ad / D2, para describir el
daño en
los diques rompeolas. Los valores de S, aún
siendo valores numéricos objetivos de la avería del dique, no son descriptores
absolutos del daño, porque dependen de la geometría de las secciones sobre las
que se evalúa el daño. Un camino para evitar esta inconsistencia de los
descriptores absolutos de daño consiste en definir
la avería como el porcentaje de cantos desplazados respecto al número de ellos
contenido inicialmente en una faja de determinada anchura alrededor del nivel medio
en movimiento, Günbak (1978).
DIQUES ROMPEOLAS
Para relacionar el estado de avería de un
dique con los valores de los parámetros de daño, es necesario definir algunos
criterios globales de avería, asociados a variaciones geométricas apreciables
en el manto, que proporcionan por lo tanto información cualitativa del estado
del dique.
Losada et al. (1986) definieron tres niveles
de daño diferentes, reconocibles mediante la inspección visual de los diques:
Iniciación de Avería (IA), Avería de Iribarren (AI), y Destrucción (D). Vidal
et al. (1991) añadió un cuarto nivel, intermedio entre la avería de Iribarren y
la
destrucción; el Inicio de Destrucción (ID).
Muros Verticales
Los muros, normalmente de mampostería, hormigón o roca,
se construyen en la base de los acantilados o para proteger asentamientos
contra la erosíón o las inundaciones. Los muros al estilo antiguo reflejan toda
la energía de las olas de vuelta al mar, y para ello a menudo los muros se
culminaban en forma combada lo que incrementa además la turbulencia local,
resuspendiendo la arena y los sedimentos durante las tormentas.Los muros modernos intentan destruir la mayor parte de la energía incidente, con el resultado de menores olas reflejadas y la reducción de la turbulencia, para lo que toman la forma de revestimientos en pendiente. Los diseños actuales son realizados con formas porosas de rocas y elementos de hormigón (Seabees, SHEDs, Xbl), con tramos intermedios de escalones para el acceso a la playa, mientras que en los lugares donde se requiere un elevado grado de acceso peatonal, los escalones se distribuyen en todo el frente, pero a una pendiente más plana si han de alcanzarse los mismos niveles de coronación. Se ha de tener cuidado con la elección del lugar donde colocar el muro, particularmente en relación al prisma barrido por el perfil de la playa, a las consecuencias de recesiones de la playa a largo plazo, y con respecto al nivel de coronación de servicio. Estos factores han de ser tenidos en cuenta al evaluar la relación entre el coste y el beneficio, que debe ser favorable para que la construcción del muro esté justificada. Los muros pueden hacer que las playan pasen a ser disipativas, volíendolos inútiles para sus propósitos. Su presencia puede dejar una cicatriz en el paisaje que intentan salvar. Algunos ejemplos modernos son los de Cronulla (NSW, 1985-6),[2] Blackpool (1986-2001),[3] Lincolnshire (1992-1997)[4] y Wallasey (1983-1993). Los emplazamientos de Blackpool y de Cronulla pueden ambos ser visitados mediante Google Earth y con cámaras web locales (Cronulla, Cleveleys). Un ejemplo más interesante es el muro en Sándwich Kent, donde un muro de "Seabee" está enterrado a las espaldas de la playa bajo los guijarrols con el nivel de coronación en el nivel del bordillo de la carretera. Los muros son probablemente el segundo método más tradicional utilizado en gestión costera. PROPIEDADES DE LOS SEDIMENTOS EN UN CAUCE
Los grandes desarrollos
hidroenergéticos que se programan en el país, así como las estructuras
hidráulicas que hay que construir en el inmediato futuro, exigen una evaluación previa de su
factibilidad técnica y económica, dadas las grandes sumas de dinero que hay que
invertir en ellas, a más del carácter de endeudamiento externo que estas
inversiones conllevan.
Con base en esta exigencia, el análisis del
TRANSPORTE DE SEDIMENTOS de los ríos y hoyas hidrológicas, ha adquirido una
importancia capital, pues determina la “vida económica de las obras”.
El
transporte de sedimentos es un fenómeno complejo que
responde a dos funciones, una que
representa las características de la
hoya y otra las del río; una de las funciones indica la cantidad, naturaleza y
propiedades físicas de los materiales disponibles para el transporte, y la otra, la capacidad del sistema
hidráulico para hacerlo.
Esta complejidad hace
que el problema del transporte de sedimentos sea imposible de resolver por la aplicación simple de la
teoría de la mecánica de los fluidos.
La
presencia de partículas en el flujo altera el comportamiento hidráulico muchas
veces motivado por la presencia de elementos artificiales, como son apoyos de
puentes o estructuras hidráulicas, Que hacen que se rompa el equilibrio del
flujo.
DEFINICION
Los
sedimentos que transporta una corriente de agua son consecuencia natural de la
degradación del suelo, puesto que el material procedente de la erosión llega a
las corrientes a través de tributarios menores, por la capacidad que tiene la
corriente de agua para transportar sólidos, también por movimientos en masa, o
sea, desprendimientos, deslizamientos y otros.
En un
punto cualquiera del río, el material que viene de aguas arriba puede seguir
siendo arrastrado por la corriente y cuando no hay suficiente capacidad de
transporte este se acumula dando lugar a los llamados depósitos de sedimentos.
Las
corrientes fluviales forman y ajustan sus propios cauces, la carga de
sedimentos a transportar y la capacidad de transporte tienden a alcanzar un
equilibrio. Cuando un tramo del río consigue el equilibrio, se considera que ha
obtenido su perfil de equilibrio. Sin embargo, puede ser aceptable que existan
tramos o sectores de un río que hallan alcanzado su equilibrio, aunque estén
separados por tramos que no tengan este equilibrio.
EI
transporte de sedimentos esta ligado con la hidrodinámica de los canales
abiertos. La introducción de partículas dentro del flujo altera el
comportamiento hidráulico. Se puede decir que los sedimentos que forman el
lecho pueden adoptar muchas formas entre las que se pueden mencionar las dunas,
las rizaduras o superficies planas (Figura 1); esto depende del proceso de
transporte.
Cuando
el esfuerzo de arranque que el agua ejerce sobre el lecho constituido por
sedimentos es suficientemente fuerte para remover una capa de partículas, estas
no se desprenden indefinidamente sino que pueden adquirir un estado de
equilibrio después de ponerse en movimiento algunas capas anteriores. Según
R.A. Bagnold las partículas transportadas añaden una fuerza nueva, normal al
lecho, que mantiene las partículas del lecho expuestas contra la tracción que
se ejerce por la mezcla de agua y sedimentos.
El
estudio de los tipos de fondo es importante por su papel en la rugosidad del
lecho, transporte de sedimentos, parámetros de flujo, socavación y
sedimentación.
TIPOS DE LECHOS
Lecho
plano sin transporte de sedimentos
Se caracteriza principalmente por la poca resistencia al
flujo y de aquí el poco transporte de sedimentos. Es propio de lechos que
soportan poco caudal.
Lecho rizado
Está caracterizado por ondulaciones que resaltan por
encima del nivel del lecho, llamados rizos, los cuales son pequeñas formas con
una pendiente alta, aguas abajo y suave en la parte aguas arriba, el
espaciamiento y la geometría están dados a1 azar para un caso individual, pero
son uniformes en sentido estadístico.
CONFORMACION DE DUNAS
Las dunas son formas triangulares, pero de mayor
longitud y altura que los rizos, sus
dimensiones pueden ser del orden de 0.06 a 27 m. para la altura y de 0.6 a 1.000 m. de largo (Las dunas más
grandes son llamadas bancos).
La resistencia al flujo se presenta básicamente, por el
fenómeno de separación en la capa del fluido entre dos dunas, creando zonas de
contra flujo.
Las
diferencias mecánicas entre lechos rizados y lecho de dunas son básicamente las
siguientes:
· La relación
profundidad resistencia al flujo es opuesta: En un lecho de rizos a un aumento
en la profundidad se produce una disminución en la resistencia al flujo,
mientras que en un lecho de dunas se produce un aumento, pero se tiene la
condición de que esté formado por arena con D > 0.3 mm.
· No se forman
rizos si la arena es gruesa D > 0.6 mm.
· La resistencia
al flujo en las dunas es dependiente del tamaño del grano, mientras que en los
rizos no.
MOVIMIENTO DEL AGUA
El agua puede moverse como
consecuencia de una corriente laminar o turbulenta. La corriente laminar se
presenta cuando las superficies hacen parte del río, y no existen mezclas entre
las capas de agua adyacentes. La corriente turbulenta se presenta cuando el
agua se mueve irregularmente formando remolinos, mezclándose las diferentes
capas de agua. El movimiento del agua turbulento es precisamente el causante de
la erosión, la abrasión y el transporte de todos los fragmentos del cauce.
PROPIEDADES DE LOS
SEDIMENTOS
Las características que
definen los procesos de suspensión, transporte y depositación del sedimento
dependen no sólo de las condiciones del flujo sino también de las propiedades
del sedimento, como son:
Tamaño. La propiedad más importante de una partícula de
sedimento es su tamaño por lo cual, ha sido la única propiedad que caracteriza
los sedimentos. Solamente si la forma, densidad y distribución granulométrica
son semejantes en diferentes sistemas hidráulicos, se pudiese
considerar que la variación de su tamaño define la variación del comportamiento
del sedimento.
Forma. Es una característica que determina el modo de
movimiento de la partícula (grano de forma aplanada, en el lecho, difícilmente
se mueve por rotación, pero sí se desplazan fácilmente o, eventualmente pueden
saltar) Normalmente se define a través de la redondez, esfericidad y el factor
de forma.
Densidad. Es la relación entre la masa que posee una
partícula y su volumen. La gravedad específica, gs, se define como
la relación entre la densidad de la partícula sólida y la densidad del agua a 4
grados centígrados. La mayoría de los sedimentos de los ríos son cuarzos o
feldespatos cuya gravedad específica es 2.65; sin embargo, gs varía desde 1.35 a 1.70 para la piedra pómez
hasta 7.6 para la galena.
Peso específico. Es la relación entre el peso de la partícula y
su volumen. Es igual al producto
de la densidad por la aceleración de la gravedad.
Porosidad n: Se define como la relación entre el volumen de
vacíos y el volumen de granos o volumen de sedimentos.
Velocidad de caída, w: Es la velocidad límite que adquiere la partícula
cuando cae en agua destilada, en reposo, de extensión infinita a una
temperatura constante de 24 grados centígrados.
La fuerza de arrastre sobre una esfera en reposo,
sometida a la acción de un flujo uniforme con velocidad w se expresa mediante
la siguiente ecuación:
FD = CD
x ( P D2
)/4* ( r W2 )/2
FORMAS DE TRANSPORTE DEL SEDIMENTO EN UNA CORRIENTE
El lecho de una corriente
natural que transporta material, está compuesto por granos sueltos. Las
corrientes transportan material en varias formas; siendo la más simple aquella
en que las partículas se deslizan o ruedan.
El rodamiento ocurre cuando
las partículas están en continuo contacto con el lecho; es por esto, que no
tienen una gran importancia. Si el lecho no es uniforme, las partículas
generalmente no se mantienen en contacto continuo sino que saltan; la
intensidad de los saltos aumenta con los cambios de velocidad de la corriente y
la partícula es atrapada por la corriente ascendente; esto puede ser
prolongado.
Todos los tipos de movimiento que tienen las partículas
se inician cuando las fuerzas de arrastre son mayores que las fuerzas estabilizantes; las fuerzas que tienden
a mover o arrastrar los sedimentos
son: la presión hidrodinámica, la sustentación y las fuerzas de viscosidad del
flujo. Las fuerzas que ofrecen resistencia a la acción de movimiento están
relacionadas con: el tamaño del grano y la distribución de los granos que
existen en el fondo. Las fuerzas que resisten el movimiento para los sedimentos
de mayor tamaño, tales como gravas y arenas es el peso de la partícula mientras
que para los finos son las fuerzas cohesivas. Las partículas gruesas tienen un
movimiento en forma individual mientras que los finos tienen un movimiento en
grupos.
La iniciación del movimiento es un proceso
eventual. Se rige entonces por la
probabilidad de que una partícula se mueve bajo la influencia de las corrientes
turbulentas, es por esto, que dar una definición exacta de movimiento seria
imposible, por lo que en los procesos de arrastre no hay una condición crítica
que genere un comienzo brusco, en el momento en que la condición crítica es
alcanzada. La representación del movimiento de las partículas se puede ver en la figura 2.
Figura
2
CIASIFICACIÓN DEL TRANSPORTE DE SEDIMENTOS SEGÚN MECANISMO Y SEGÚN
ORIGEN
De acuerdo con el mecanismo de transporte pueden ser
distinguidas dos formas:
a. Carga de lecho:
Movimiento de partículas en contacto con el lecho, las cuales ruedan, se deslizan o saltan.
b. Carga en suspensión:
Movimiento de partículas en el agua. La tendencia de
asentamiento de la partícula es continuamente compensada por la acción difusiva
del campo de flujo turbulento.
De acuerdo con el origen del material de transporte, se
hace la siguiente distinción:
a.
Transporte de material de fondo:
Este transporte tiene su
origen en el lecho. Esto significa que el transporte es determinado por las
condiciones del lecho y del caudal (puede consistir en carga de fondo y en
carga de suspensión).
b.
Carga de lavado:
Transporte de partículas
nulo o en muy pequeñas cantidades en el lecho del río. El material es
suministrado por fuentes externas (erosión) y no depende directamente de las
condiciones locales existentes (puede solamente ser transportado como carga en
suspensión; generalmente material fino menor de 50 mm).
MEDIDAS DE CONCENTRACIÓN DE SEDIMENTOS
Muestreadores de sedimentos en suspensión
Estos muestreadores deben tener formas aerodinámicas
para causar el mínimo disturbio a la corriente. Deben retener una muestra que,
posteriormente, secada en un calcinador de el peso del sedimento retenido. Una
vez conocida el volumen de la muestra, se calcula la concentración, por ejemplo
en gramos por litro. Muestreadores utilizados son el US P—61 y el US Dh-59
(Figura 3).
Muestreadores de sedimento depositado en el lecho de los ríos
Según Linsley no hay ningún
muestreador de sedimento de lecho enteramente satisfactorio. Existe un
muestreador que opera por diferencia de presiones. En ese muestreador la
entrada de agua consiste inicialmente en un estrechamiento con subsiguiente
expansión que causa una disminución de presión y, posteriormente, disminución
de velocidad lo cual facilita la retención del sedimento.
Figura 3
Medida de la carga total de sedimento por eliminación del sedimento del
lecho
Cuando el sedimento transportado en el lecho y en
suspensión sea relativamente fino, un vertedero que cause bastante turbulencia
puede ser usado para elevar toda la carga de sedimento del lecho en la
corriente. Se mide, entonces, la concentración del sedimento en suspensión
aguas arriba y aguas abajo del vertedero. La diferencia, será la medida de la
cantidad de sedimento del lecho. Este método es aplicable principalmente a
corrientes pequeñas de agua.
COLMATACION DE EMBALSES
Conforme ya fue dicho, la disminución de la velocidad de
la corriente en los embalses facilita la decantación de los sedimentos.
Se acostumbra llamar eficiencia de retención del embalse
a la relación entre la cantidad de sedimento retenido y la cantidad de
sedimento que entra al embalse.
El sedimento depositado en el fondo de los embalses
sufre una acción de adensamiento que hace que su volumen disminuya con el
tiempo.
Normalmente, para conocer la cantidad de sedimento
existente en un embalse y sus variaciones, se hace levantamientos batimétricos
periódicos.
Existen importantes fenómenos ligados a la calidad de
los sedimentos depositados en los embalses. Los sedimentos biodegradables, en
general, causan problemas ligados a la cantidad de oxígeno de las aguas del
embalse y tienen conexión con el problema de eutrificación o envejecimiento de
los embalses.
EMBALSES
COLMATADOS O EN GRAVE PROCESO DE COLMATACIÓN
· La presa
Elephant Butt (EE.UU) embalsa 3.254.000.000 m3 al año, para 76.000
km2 de cuenca se
recogen unos 23.000.000 de
metros cúbicos de sedimentos, lo que da unos 300 metros cúbicos por kilometro
cuadrado y año, y el 7 por 1000 de volumen de agua. En 25 años el embalse
creado por esta presa, 3.254 millones de metros cúbicos, ha recogido 510
millones de metros cúbicos de limo, calculándose una vida útil de ochenta años.
En el Lago Mead (creado por la presa de Hoover o Boulder Canyon, de 222 metros
de altura) en siete años se han sedimentado 1363 millones de Ton. (“El futuro
de los embalses de Lago Mead y Elephont Butte”, Stevens, Transaction of
A.S.C.E.1946), pensando en este último aumentar su vida crearon embalses aguas
arriba.
· El embalse
de troneras en Antioquía (Colombia) se encuentra sobre el río guadalupe entre
los rápidos de troneras y la desembocadura de la quebrada la paz. La presa está
situada aguas abajo de la desembocadura de la quebrada la herradura. El embalse controla un área tributaria de
aproximadamente 580 Km. cuadrados, siendo su principal afluente el río
Guadalupe y comprende una hoya con
graves problemas de erosión, constituyéndose así en la principal fuente de
aporte de sedimentos al embalse. Durante
el tiempo de operación de este embalse se han presentado grandes depositaciones
de sedimentos. Además de los sedimentos provenientes de los tributarios,
existieron en los primeros años de operación del embalse otras fuentes de
aportes de sólidos, que contribuyeron a aumentar la cantidad de sedimentos
depositados y que tiene este embalse en grave proceso de colmatación. Estas
fuentes de sedimentos son:
Túnel
Tenche-Troneras, la falta de un control adecuado en la operación del túnel y
las excavaciones durante la construcción de la presa de miraflores.
Explotación
de minas de Aluvión: La erosión producida por el trabajo de los mineros y las
labores de explotación en el área tributaria del embalse, al igual que la
erosión y arrastre de sedimentos producida por la lluvia en zonas descubiertas
por la explotación de la mina, contribuyeron bastante al aporte de sedimentos
al embalse.
La
falta de protección de los taludes de las carreteras y en las salidas de las
alcantarillas aumentó también la cantidad de sólidos transportados por la
lluvia.
· El 21 de
Julio de 1974 se inauguró, en el Valle del Cauca (Colombia), la central
hidroeléctrica del alto Anchicayá que, con su capacidad instalada de 340.000
Kilovatios, constituyo en su momento la central de mayor capacidad que se había
construido en Colombia. El proyecto
utilizó la escorrentía de una cuenca Hidrográfica de 550 Kilómetros cuadrados.
La precipitación promedio anual en la zona es de 4.800 mm. Y el caudal promedio
disponible para la producción de energía es de 59.2 metros cúbicos por segundo,
incluyendo el aporte da la quebrada Murrapal.
Dos
años después de creado el embalse en alto de Anchicayá, se dio inicio a la
construcción de vías en cercanías a este
embalse y a sus tributarios. El mal
manejo de los cortes de terreno y la acción de la lluvia hicieron que todos
estos sedimentos fueran a parar al embalse y lo colmataran en un tiempo récord
de aproximadamente dos años.
TRANSPORTE
DE SEDIMENTOS EN LA CUENCA MAGDALENA-CAUCA
Cualquier cambio que se
produzca en el lecho de un río, desencadena a su vez, una serie de modificaciones,
como por ejemplo, obras de dragado para la navegación, diques, cierre de brazos
corte de meandros, etc; para fines prácticos es necesario predecir los cambios
que se producirán, hasta alcanzar un estado de equilibrio.
Muy poco es lo que se había estudiado de dichos
mecanismos en el río Magdalena. La misión técnica Colombo – Holandesa – MITCH,
en 1971, emprendió el estudio de los mecanismos que gobiernan los cambios
morfológicos como son: cambios de flujo y en el transporte de sedimentos.
Debido a la importancia
de estos ríos el proyecto cuenca Magdalena – Cauca ha continuado los
estudios de manera más intensiva, ampliando la red de mediciones y
perfeccionando métodos que permitan conocer mejor el transporte de sedimentos y
diversos parámetros de flujo.
El estudio morfológico en el proyecto tiene dos etapas
principales:
· Estudio de
los mecanismos de transporte de sedimentos y la calibración de una formula que
describa la capacidad de transporte, en función de los parámetros hidráulicos y
geométricos.
· Montaje de
modelos morfológicos para predecir los cambios locales mencionados.
PROPIEDADES DE LOS
SEDIMENTOS EN UN CAUCE
La hidraulica fluvial es la
rama de la hidraulica que estudia las
interacciones entre los flujos de
agua y sedimento. de aquí la importancia
de conocer las propiedades del agua, de los sedimentos y la manera como estos se originan.
La superficie de la tierra
es atacada principalmente por dos agentes,
el aire y el agua. Dichos agentes son el detonante de los diversos procesos fisicos y quimicos que destruyen y
transforman las rocas. cuando esto
ocurre se dice que la roca ha quedado intemperizada.
Clasificacion de los
procesos de intemperización:
•los que causan la
desintegración física o mecánica de las rocas y
•los que originan
descomposición química.
La desintegracion mecanica
comprende:
•cambios periódicos de
temperatura: calentamiento y enfriamiento debido a cambios de temperatura diurnos o estacionales.
•congelación: al quedar
atrapada el agua en los poros y fisura de la roca, al congelarse se dilata provocando la fractura
de la roca productos esperados: gravas y arenas principalmente, en
ocasiones limos (la roca es quebrada y
luego se va fragmentando).
DISTRIBUCION TEORICA DE LA GRANULOMETRIA
Tamaño. La propiedad más
importante de una partícula de sedimento es su tamaño por lo cual, ha sido la
única propiedad que caracteriza los sedimentos. Solamente si la forma, densidad
y distribución granulométrica son semejantes en diferentes sistemas
hidráulicos, se pudiese considerar que la variación de su tamaño define la
variación del comportamiento del sedimento
Forma. Es una
característica que determina el modo de movimiento de la partícula (grano de
forma aplanada, en el lecho, difícilmente se mueve por rotación, pero sí se
desplazan fácilmente o, eventualmente pueden saltar) Normalmente se define a
través de la redondez, esfericidad y elfactor de forma.
Densidad. Es la relación
entre la masa que posee una partícula y su volumen. La gravedad
específica, se define como la relación
entre la densidad de la partícula sólida y la densidad del agua a 4 grados
centígrados. La mayoría de los sedimentos de los ríos son cuarzos o feldespatos
cuya gravedad específica es 2.65; sin embargo, varía desde 1.35 a 1.70 para la
piedra pómez hasta 7.6 para la galena.
Peso específico. Es la
relación entre el peso de la partícula y su volumen. Es igual al producto de la densidad por la aceleración de
la gravedad.
Porosidad n: Se define como
la relación entre el volumen de vacíos y el volumen de granos o volumen de
sedimentos.
VELOCIDAD DE CAIDA DE UNA PARTICULA
Este parámetro ayuda
describir el comportamiento de las partículas en el seno de un líquido, la
velocidad de caída es la velocidad que adquiere una partícula al caer dentro de
un líquido y se alcanza cuando el peso de la partícula se equilibra con el
empuje ascendente que ejerce el líquido sobre la partícula. El valor de la
velocidad de caída depende del tamaño y forma de la partícula, de la viscosidad
y de la temperatura.
INICIO DE ARRASTRE EN
SUELOS COHESIVOS Y GRANULARES.
La determinación de la
condición crítica de arrastre es una actividad importante en la ingeniería de
ríos, ya que permite inferir las condiciones que originarían el acarreo o
transporte de partículas del material del cauce, o bien las que favorecerían su
depósito, de ahí que sea fundamental para el diseño, por ejemplo, de canales
sin revestimiento y de protecciones de enrocamiento.
En una muestra de suelo no
cohesivo interesa conocer la forma en
que están distribuidos los tamaños de las partículas que el tamaño de una sola
de ellas. Se trata de conocer la granulometría real o característica del
material que constituye el lecho de un tramo de río.
Análisis Granulométrico:
Consiste en hacer pasar la muestra de material a través de un juego de mallas y
en pesar el material retenido en cada una de ellas. Con lo que se obtiene la
La Representación Gráfica.
Consiste en representar la magnitud de los valores de la Tabla de Distribución
de Frecuencias (TDF) en diferentes tipos de papel de los tipos de sedimentos.
El resultado de esta representación gráfica se le conoce como Curva
Granulométrica (CG).
DISEÑO DE CAUCES SIN ARRASTRE
A lo largo de su curso, los
ríos y canales sin revestimiento pueden ser erosionados por el paso de las
aguas, porque los materiales que los constituyen no siempre son capaces de
resistir la fuerza de arrastre, la cual se genera por el movimiento o
escurrimiento de las aguas, ya que dicha fuerza crece conforme aumenta la
velocidad de la corriente.
La situación que define las
condiciones necesarias para que un flujo de agua inicie el movimiento, arrastre
o transporte de las partículas sedimentarlas que forman el material de un
cauce, se denomina movimiento incipiente, movimiento crítico, condición crítica
de arrastre, inicio de arrastre o transporte incipiente. Sin embargo, la
condición de movimiento incipiente es diferente de la de transporte incipiente,
pues la primera describe una situación instantánea en que una o varias
partículas comienzan a moverse, pero ello no significa que una vez que se han
movido continúen haciéndolo, como ocurre en las situaciones de arrastre o
transporte incipientes.
REFERENCIAS
·
Posada García Lilian. Transporte de sedimentos. Universidad Nacional de
Colombia. Medellín; 1994.
·
Moreno Bustamante Alvaro Ignacio. Transporte de sedimentos en corrientes
Naturales (tesis). Universidad de Medellín. Medellín; 1982.
·
Monsalve.Hidrología en la ingeniería.
·
Uribe Lucelly y Villarraga Efrain. Sedimentación
en embalses. Universidad de
Medellín (tesis). Medellín. 1983.
·
Anales de ingeniería. Revista No. 783. Tercer trimestre de 1974.
DIRECCIONES
DE INTERNET
· www.fao.org/docrep/T0848S/t0848s07.htm
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sábado, 19 de mayo de 2012
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