estudio sediment a rio del rio malcomayo

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INTRODUCCIN

El presente trabajo denominado Estudio Sedimentolgico de la Cuenca del Rio MALLCUMAYO, quien es uno de los afluentes del Lago Titicaca la cual es de rgimen permanente y sus mximas descargas se presentan generalmente en los meses Enero febrero y marzo.

En el presente trabajo se estudiara los sedimentos en un tramo de un kilometro, aguas abajo, a partir del puente Mallcomayo, los cuales corresponden a la Provincia de Puno Departamento de Puno.

Los problemas que se presentan en los diseos de estructuras hidrulicas cuando se necesita evaluar de manera confiable los volmenes de sedimentos que los ros transportan hasta las obras y que a menudo ocasionan fallas en la operacin de bocatomas y presas de embalse, en el control de las inundaciones y en las protecciones de las mrgenes, se deben a los siguientes factores:

Deficiencia en la informacin cartogrfica e hidrometeoro lgica de las cuencas vertientes, y de caudales lquidos y slidos en la mayora de los ros. Desarrollo an incipiente de los mtodos de medicin de sedimentos y de aplicacin de frmulas empricas a casos reales. Cambios en las prcticas tradicionales de manejo de la cuenca despus de construidas las obras.

En los primeros dos casos las cargas totales de transporte de sedimentos que se aplican en el diseo de las obras pueden resultar excesivas o deficientes; en el tercero, el pronstico hecho con base en la informacin histrica resulta ireal.

Por las razones expuestas, para lograr un buen diseo de las obras que van a estar sometidas al efecto de los sedimentos es necesario evaluar, adems de la informacin histrica existente, la relacin que existe entre la cuenca como productora de sedimentos y el ro como conductor de los mismos.

ESTUDIO SEDIMENTARIO DEL RIO MALCOMAYO

1. CARACTERISTICAS PRINCIPALES DEL RIO MALCOMAYO NOMBRE: Rio Mallcomayo LATITUD: -16.00 LONGITUD: -69.93 CLASIFICACION MORFOLOGICA DEL RIO: Ro recto TIPO DE CORRIENTE: Corriente Perenne

2. OBJETIVOS Realizar el estudio sedimentolgico del ro Mallcomayo Realizar el anlisis granulomtrico del rio Mallcomayo Calcular las magnitudes de la capacidad de transporte de sedimentos como son: Gasto solido de fondo, gasto solido en suspensin y transporte total

3. CONCEPTOS BASICOS: 3.1 CICLO HIDROLOGICO El ciclo hidrolgico es el proceso que describe la ubicacin y el movimiento del agua en nuestro planeta". Es un proceso continuo en el que una partcula de agua evaporada del ocano vuelve al ocano despus de pasar por las etapas de precipitacin, escorrenta superficial y/o escorrenta subterrnea. El concepto de ciclo se basa en el permanente movimiento o transferencia de las masas de agua, tanto de un punto del planeta a otro, como entre sus diferentes estados (lquido, gaseoso y slido). Este flujo de agua se produce por dos causas principales: la energa Solar y la gravedad. a. Evaporacin: El ciclo se inicia sobre todo en las grandes superficies lquidas (lagos, mares y ocanos) donde la radiacin solar favorece que continuamente se forme vapor de agua. El vapor de agua, menos denso que el aire, asciende a capas ms altas de la atmsfera, donde se enfra y se condensa formando nubes. b. Condensacin: El vapor de agua se mezcla con el aire y asciende a la troposfera, donde es distribuido por los vientos en forma de nubes. c. Precipitacin:

Cuando por condensacin las partculas de agua que forman las nubes alcanzan un tamao superior a 0,1 mm comienza a formarse gotas, gotas que caen por gravedad dando lugar a las precipitaciones (en forma de lluvia, granizo o nieve). Esta agua de precipitacin sigue tres caminos: una parte regresa a la atmsfera por evaporacin; otra parte se infiltra o percola a travs de la tierra dando lugar a la formacin de las aguas subterrneas y por ltimo, la mayor parte circula superficialmente, sin cauce fijo o por un canal, constituyendo las llamadas aguas de escorrentas.

3.2 CUENCA Se entiende por cuenca hidrogrfica o cuenca de drenaje el territorio drenado por un nico sistema de drenaje natural, es decir, que drena sus aguas al mar a travs de un nico ro, o que vierte sus aguas a un nico lago endorreico. Una cuenca hidrogrfica es delimitada por la lnea de las cumbres, tambin llamada divisoria de aguas. El uso de los recursos naturales se regula administrativamente separando el territorio por cuencas hidrogrficas.

Caractersticas De La Cuenca u Hoya Hidrogrfica Las principales caractersticas de una cuenca son:

La curva cota superficie: esta caracterstica da una indicacin del potencial hidroelctrico de la cuenca. El coeficiente de forma: da indicaciones preliminares de la onda de avenida que es capaz de generar. El coeficiente de ramificacin: tambin da indicaciones preliminares respecto al tipo de onda de avenida. Elementos de una Cuenca a. Divisoria de aguas La divisoria de aguas o divortium aquarum es una lnea que delimita la cuenca hidrogrfica. Una divisoria de aguas marca el lmite entre una cuenca hidrogrfica y las cuencas vecinas. El agua precipitada a cada lado de la divisoria desemboca generalmente en ros distintos.

b. El rio principal El ro principal suele ser definido como el curso con mayor caudal de agua (medio o mximo) o bien con mayor longitud o mayor rea de drenaje. Tanto el concepto de ro principal como el de nacimiento del ro son arbitrarios, como tambin lo es la distincin entre ro principal y afluente. Sin embargo, la mayora de cuencas de drenaje presentan un ro principal bien definido desde la desembocadura hasta cerca de la divisoria de aguas. El ro principal tiene un curso, que es la distancia entre su naciente y su desembocadura.

Cursos de una Cuenca El curso superior, Ubicado en lo ms elevado del relieve, en donde la erosin de las aguas del ro es vertical. Su resultado: la profundizacin del cauce. El curso medio, en donde el ro empieza a zigzaguear, ensanchando el valle. El curso inferior, situado en las partes ms bajas de la cuenca. All, el caudal del ro pierde fuerza y los materiales slidos que lleva se sedimentan, formando las llanuras aluviales o valles.

Partes De Una Cuenca Cuenca alta.- Corresponde a la zona donde nace el rio, el cual se desplaza por una gran pendiente Cuenca media.- Es la parte de la cuenca en la cual medidamente hay un equilibrio entre el material slido que llega trado por la corriente y el material que sale. Visiblemente no hay erosin.

Cuenca baja.- Es la parte de la cuenca en la cual el material extrado de la parte alta se deposita en lo que se llama cono de deyeccin.

Tipos De Cuencas Exorreicas: drenan sus aguas al mar o al ocano. Un ejemplo es la cuenca del Plata, en Sudamrica. Endorreicas: desembocan en lagos, lagunas o salares que no tienen comunicacin salida fluvial al mar. Por ejemplo, la cuenca del ro Desaguadero, en Bolivia. Arreicas: las aguas se evaporan o se filtran en el terreno antes de encauzarse en una red de drenaje. Los arroyos, aguadas y caadones de la meseta central patagnica pertenecen a este tipo, ya que no desaguan en ningn ro u otro cuerpo hidrogrfico de importancia. EROSION DE CUENCAS

Erosin Hdrica Se define el fenmeno de la erosin como un proceso de desgaste, transporte y deposicin de las partculas de la masa de suelo. La sedimentacin, proceso de deposicin del material erosionado y transportado, ocurre a veces lejos del lugar de origen, pudiendo provocar tanto o ms dao que la erosin misma. El impacto de las gotas de lluvia y el escurrimiento representan los agentes externos que trabajan para vencer la cohesin de las partculas de la masa de suelo y provocar su transporte. Si bien existe una combinacin entre el transporte por salpicadura y por escurrimiento, ambos tienen caractersticas propias. Por salpicadura el suelo se mueve hacia los surcos y crcavas y as es transportado por el escurrimiento conjuntamente con el material que ste desagrega. La capacidad de transporte est directamente vinculada a la velocidad y turbulencia del flujo.

Tipos De Erosin Hdrica Erosin laminar: Es la ms extendida y la menos perceptible. El dao causado, a igualdad de prdida del suelo es mayor, ya que selecciona las partculas del suelo (deja atrs las ms gruesas, llevndose el limo, la arcilla y la materia orgnica) Erosin por arroyamiento: Tiene lugar cuando el agua concentra el poder erosivo a lo largo de un canal, en funcin de su energa cintica.

3.3 RIOS Son cursos de agua encauzada cuyo rgimen hidrogrfico es constante y regular, poseen una gran cuenca de recepcin, cuyo canal de desage es de gran trayectoria. Los ros reciben el agua e de todas las fuentes naturales, como son el agua superficial proveniente de las lluvias, deshielos, torrentes las que contribuyen para formar parte importante del cauce del ri; pero el aporte ms seguro y significativo procede de los manantiales y de las aguas subterrneas. De esta manera se recoge en un solo curso el agua procedente de una regin determinada.

PARTES DE UN RO. Un ro es una corriente natural de agua que fluye con continuidad. Posee un caudal determinado y desemboca en el mar, en un lago o en otro ro, en cuyo caso se denomina afluente. La parte final de un ro es su desembocadura. Algunas veces terminan en zonas desrticas donde sus aguas se pierden por infiltracin y evaporacin: es el caso de los ros alctonos (llamados as porque sus aguas proceden de otros lugares con clima ms hmedo), como el caso del Okavango en el falso delta donde desemboca o numerosos wadis (uadis) del Shara y de otros desiertos. Cuando el ro es corto y estrecho recibe el nombre de riacho, riachuelo o arroyo; el ro tiene tres partes importantes las cuales son: a. Curso Superior o Alto: En su primera etapa, la pendiente del ri es considerable, por que el agua que discurre tiene gran energa; a esta etapa se le denomina curso superior o alto. De acuerdo a sus caractersticas su accin ms notable es la erosiva, que se manifiesta en la excavacin de su cauce, tanto del fondo como de sus laderas. Los fragmentos arrancados son arrastrados en forma ms o menos violenta, provocando choques entre ellos, favoreciendo de esta manera el desgaste y el redondeamiento de estos.

b. Curso medio: Generalmente, en el curso medio de un ro suelen alternarse las reas o zonas donde el ro erosiona con los lugares donde deposita parte de sus sedimentos, lo cual se debe, principalmente, a las fluctuaciones de la pendiente y a la influencia que reciben con respecto al caudal y sedimentos de sus afluentes.

c. Curso Inferior y bajo: En las partes en donde el ro fluye en reas relativamente planas, suele formar meandros: establece curvas regulares, pudiendo llegar a formar lagos en herradura. Al fluir el ro, acarrea grandes cantidades de sedimentos, los que

pueden dar origen a islas sedimentarias, llamadas deltas y tambin puede ocasionar la elevacin del cauce por encima del nivel de la llanura, por lo que muchos ros suelen discurrir paralelos al mismo por no poder desembocar por la mayor elevacin del ro principal: son los ros tipo Yazoo. Aquellos ros cuya desembocadura termina en una boca muy ancha y profunda forman estuarios.

CLASIFICACION DE RIOS

Perennes: Estos ros estn formados por cursos de agua localizados en regiones de lluvias abundantes con escasas fluctuaciones a lo largo del ao. Sin embargo, incluso en las reas donde llueve muy poco pueden existir ros con caudal permanente si existe una alimentacin fretica (es decir, de aguas subterrneas) suficiente.

Estacionales: Estos ros y ramblas son de zonas con clima tipo mediterrneo, en donde hay estaciones muy diferenciadas, con inviernos hmedos y veranos secos o viceversa. Suelen darse ms en zonas de montaa que en las zonas de llanura.

Transitorios: Son los ros de zonas con clima desrtico o seco, de caudal espordico, en los cuales se puede estar sin precipitaciones durante aos. Esto es debido a la poca frecuencia de las tormentas en zonas de clima de desierto. Pero cuando existen descargas de tormenta, que muchas veces son torrenciales, los ros surgen rpidamente y a gran velocidad. Reciben el nombre de wadis o uadis, a los cauces casi siempre secos de las zonas desrticas, que pueden llegar a tener crecidas violentas y muy breves.

Alctonos: Son ros, generalmente de zonas ridas, cuyas aguas proceden de otras regiones ms lluviosas.

Clasificacin Segn Geomorfologa

Rectilneo: Estas corrientes se caracterizan por una sinuosidad baja (menor a 1,5) y multiplicidad 1, es decir, un nico canal. Son muy inestables, tendiendo a

evolucionar a otros tipos de ro. Tienen caudal de alta energa y gran capacidad erosiva.

Anastomosado: Estas corrientes presentan canales mltiples. Tienen gran capacidad de transporte y sedimentacin. Tienen menor energa que las corrientes rectilneas, por lo que, al encontrarse con obstculos, tienden a modificar su trayectoria adecundose al relieve y a los sedimentos en el fondo del cauce, siendo la deposicin en el fondo de sedimentos.

Mendrico: Este tipo de ro tiene sinuosidad alta (mayor a 1,5) y canal nico. Su caracterstica principal es la unidad geomtrica llamada meandro, curva completa sobre el canal, compuesto por dos arcos sucesivos.

3.4 TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Sedimentos El sedimento es un material slido, acumulado sobre la superficie terrestre (litosfera) derivado de las acciones de fenmenos y procesos que actan en la atmsfera, en la hidrosfera y en la biosfera (vientos, variaciones de temperatura, precipitaciones meteorolgicas, circulacin de aguas superficiales o subterrneas, desplazamiento de masas de agua en ambiente marino o lacustre, acciones de agentes qumicos, acciones de organismos vivos). Clasificacin de los sedimentos. La carga total de sedimentos que transporta una corriente natural es la suma de tres componentes que son: Carga de fondo. Sedimentos en suspensin. Sedimentos en saltacin.

Formacin de sedimentos El principal modo de formacin de los sedimentos lo constituye la meteorizacin fsica y qumica de las rocas de la superficie terrestre. En general las partculas de limo, arena y grava se forman por la meteorizacin fsica de la roca, mientras que las partculas arcillosas son formadas por procesos de alteracin qumica de las mismas. La formacin de partculas arcillosas a partir de las rocas puede

producirse, por combinacin de elementos en disolucin o por la descomposicin qumica de otros minerales.

Modos De Transporte De Sedimentos La transferencia de masa de un punto a otro es el transporte. Es el resultado de la interaccin dinmica entre unas partculas y un fluido en movimiento, sino existe este fluido, en general no existe transporte. Es un sistema que generalmente necesita que exista una fase slida (transportado) y una fase fluida (medio de transporte). Hay ocasiones en las que esto no se cumple, por ejemplo cuando hay agua que discurre sobre un material y lo disuelve, el agua transporta la roca y sedimenta la misma roca, en este caso no hay fase slida.

Propiedades Fsicas De Los Slidos o Sedimentos Tamao y Forma ROCHA F. (20) existen diferentes clasificaciones para identificar diferentes a una partcula de tamao determinado. en la tabla de American Geophysical Union (AGU) confeccionada en base a dimetros del tamao de los cantos rodados y guijarros se puede medir directamente.Cantos rodados (250-4000 mm) Guijarros (64-250 mm) muy grandes grandes medianos pequeos grandes pequeos muy gruesa gruesa media fina muy fina muy gruesa gruesa media fina muy fina donde: 1 = 4000-2000mm 2000-1000mm 1000-500mm 500-250mm 250-125mm 125-64mm 64-32mm 32-16mm 16-8mm 8-4mm 4-2mm 2-1mm 1-0.5mm 0.5-0.25mm 0.25-0.125mm 0.125-0.062mm

Gravas (2-64) mm

Arenas (0.062-2 mm) Limos (4-62)

Arcillas (0.24-4 )

3.5 PENDIENTE DEL CAUCE

El conocimiento de la pendiente del cauce principal de una cuenca, es un paramento importante, en el estudio del comportamiento del recurso hdrico, como por ejemplo, para la determinacin de las caractersticas ptimas de su aprovechamiento hidroelctrico, o en la solucin de problemas de inundaciones. En general, la pendiente de un tramo de un cauce de ro, de puede considerar como el cociente, que resulta de dividir, el desnivel de los extremos del tramo, entre la longitud horizontal de dicho tramo. Pues existen varios mtodos para obtener la pendiente de un cauce y son los siguientes: Mtodo I. PENDIENTE UNIFORME Ese mtodo considera la pendiente del cauce, como la relacin entre se desnivel que hay entre los extremos del cauce y la proyeccin horizontal de su longitud, es decir:S = H L

Donde: S = Pendiente H = Diferencia de cotas entre los extremos del cauce, en Km. L = Longitud del cauce, en Km. Mtodo II. COMPENSACION DE AREAS Una manera ms real de avaluar la pendiente de un cauce, es compensndola, es decir elegir la pendiente de una lnea que se apoya en el extremo final del tramo por estudiar, y que tiene la propiedad de contener la misma rea ( abajo y arriba), respecto al perfil del cauce. El proceso para su clculo: 1. Trazar el perfil longitudinal del cauce. 2. Trazar una lnea apoyada en el extremo final, y que divida el perfil longitudinal en reas por encima y por debajo de ella. 3. Calcular con un planmetro las reas por encima (A1) y por debajo de la lnea (A2). 4. Si estas reas son aproximadamente iguales, es decir A1=A2, la lnea trazada representa la pendiente del cauce, sino repetir los pasos 2 y 3.

3.5 GRANULOMETRIA DEL SEDIMENTO JUARES B.(08)solamente en suelos gruesos cuya granulometra puede determinarse por mallas la distribucin por los tamaos puede revelar algo de lo referente a las propiedades fsicas del material una medida simple para la uniformidad de un suelo son los coeficientes de HALLEN HAZEN.

Cu =

D60 coeficiente de uniformidad D10

Cu =

( D60 D10 )

( D30 ) 2

..coeficiente de curvatura

3.7 VELOCIDAD DE CAIDA ROCHA F. (20) se denomina velocidad de cada a la velocidad con la que cae una partcula solida o una masa fluida, ilimitada y en reposo. En el principio la velocidad de cada varia con el tiempo, al iniciarse la cada de una partcula su movimiento es acelerado, cuando la partcula alcanza su velocidad terminal la velocidad de cada se hace constante e independiente del tiempo.w= 4G D . velocidad de cada de una partcula esfrica. 3C D

ECUACION DE RUBEY, para hallar la velocidad de una partcula en forma natural.

3.8 PESO ESPECFICO Y PESO ESPECFICO RELATIVO ROCHA F. (20). Cada partcula solida tiene su propio peso especifico depende a la composicin mineralgica del material. Es muy frecuente la presencia de materiales cuarzosos cuyo .

El peso especfico relativo se denomina: Se denomina peso especfico del material solido sumergido a la expresin: Se denomina peso especfico relativo del material sumergido a la relacin: Para el cuarzo su valor ser: 1.65

4. INICIACION DEL MOVIMIENTO DE LAS PARTICULAS EN EL LECHO Pirola Nicols; los valores resultantes de los anlisis hidrolgicas no pueden ser contradictorios en el extremo fsico de una cuenca, esto es el cause y el rea de recepcin, razn por la cual deber existir una coherencia de valores en termino de regin, rea geogrfica, nivel o estructura ecolgica y estado de erosin. Adems la ocurrencia de una descarga extrema implicara necesariamente la presencia de slido,

tanto, slido de fondo como de suspensin, luego es lgico suponer un proceso de avenidas con altas concentraciones que originaran a su vez un esfuerzo de corte superior al previsto para el caso de un flujo de agua limpia y sin gradiente dinmica. 4.1 CARACTERIZACIN DEL MATERIAL DE LECHO: Normalmente se encuentra en el lecho una mezcla de diferentes tamaos de grano (granulometra mixta), la cual puede ser caracterizada por curvas granulomtricas que son lneas de porcentajes acumulados (lneas sumas), se necesita de dimetros caractersticos de D50 (50% ms fino). Frecuentemente se usa como rugosidad de un lecho plano el valor de D90 (90% ms fino) en la formula de manning - strickler (lecho granular, pero plano):

5.8 7(2 g ) 16 1 2 6 c= = = 1 ( D 9 )0 6 n ( D9 0 16 )

DE PIEROLA C. (06). Este criterio considera que el movimiento ocurre debido a la accin del impacto del flujo sobre la partcula. La velocidad de referencia, que puede ser una velocidad en las proximidades del lecho, o velocidad media, es relacionada con el dimetro de la partcula. La crtica a este mtodo es que la velocidad no es la suficiente para proveer informacin sobre el inicio del movimiento de las partculas. Se sabe dos flujos con la misma fuerza tractiva en el fondo, granulometras idnticas y las mismas distribuciones de velocidades, pueden tener velocidades medias diferentes si las profundidades fueran diferentes. Por esta razn es recomendable que se emplee el criterio del esfuerzo crtico de corte siempre que sea posible.

ROCHA F. (23). Tanto en criterio de Shields, como los otros que han sido expuestos para la iniciacin del movimiento, se basan en la suposicin de que las iniciacin del movimiento, se basan en la suposicin de que las partculas constituyentes del lecho son lo suficiente grandes como para que la influencia de las fuerzas de cohesin sea despreciable. En estas condiciones la caracterizacin de la iniciacin del movimiento resulta ser fundamentalmente una funcin del dimetro de las partculas. No ocurre lo mismo con los materiales cohesivos.

SCHRODER W. (25). Cuando el material del lecho que se estudia es muy fino, es decir que en su mayor parte est compuesto por limos y arcillas, en los cuales

el omitir la fuerza de cohesin no es posible; la granulometra no es importante sino mas bien la dureza representada mediante el volumen de poros. Por esta razn generalmente este valor de porosidad se relaciona con la velocidad crtica.

SCHRODER W. (25). Segn datos provenientes de la URSS, de suelos arcillosos y con contenidos de arena menores al 50%. Lane propone el uso de los grficos que logro, mediante el uso de la relacin de vacios, tensin de corte lmite, y la velocidad critica; adems del uso de un factor de correccin que depende del tirante de la corriente.

ROCHA F. (23). Propusieron para la velocidad crtica la siguiente expresin.

R es el radio hidrulico. Esta frmula es vlida para cuarzo y tirantes comprendidos entre 0.4m y 10m. Para materiales de otros pesos especficos la formula general propuesta por Maza, Garca Flores es:

4.2 FASES DE TRANSPORTE SOLIDO- FORMA DE SOLERA

ROCHA F. (23), Para un flujo de velocidad gradualmente creciente se tiene que la configuracin del fondo es variable y pasa por varios estados que son de la velocidad media del flujo. Dichos estados son: fondo plano, rizos, dunas, antidunas.

SCHRODER W. (25), el movimiento de los slidos, especialmente el movimiento de arrastre de fondo significa cambios en la forma de la solera. Aqu aparecen formas tpicas que siempre se repiten y dependen tanto de las caractersticas de la solera como tambin de las condiciones de contorno hidrulico. Las formas de la solera a continuacin describimos claramente en fondos de arena ( ), estas adquieren una forma de acuerdo con las cargas del caudal. La aparicin de una forma de solera depende del nmero de Froude del canal esto en gran medida de la velocidad del flujo, pero tambin del dimetro del grano e incluso de la temperatura. El numero de fraude esta dado por:

V = velocidad media

g = aceleracin de la gravedad y = tirante, (valor medio, para casos aluviales se usa el radio hidrulico)

a) Fondo plano: ROCHA F. (23), es una etapa inicial que corresponde a una velocidad pequea. Se observa movimientos aislados e intermitentes de las partculas ms grandes constituyentes del fondo; las ms pequeas estn eventualmente en suspensin.

b) Rizos o acanaladuras: ROCHA F. (23), al incrementarse la velocidad aparecen en el fondo ondulaciones de pequea amplitud. Hay aumento de resistencia. (Aumento de coeficiente de Manning y disminucin del de Chezy). El numero de Froude es menor que 1 ( ). SCHRODER W. (25), aparecen inmediatamente el inicio del movimiento de arrastre de fondo, en las soleras de arena con (tridimensional en el cote) no ejerce ninguna influencia sobre el espejo de agua (pelo de agua); el transporte de sedimentos es pequeo, el material tomado de la solera se mueve en las cercanas de la misma como arrastre de fondo, la iniciacin de los taludes de los risos en su parte aguas arriba es casi plana, mientras que aguas abajo tiene fuerte pendiente.

c) Dunas: ROCHA F. (23), la fase siguiente representa un cambio en la forma de los rizos adquieren hacia aguas arriba una pendiente suave en la forma que se produce erosin hacia aguas abajo una pendiente fuerte que es igual a la tangente el ngulo de reposo. Hay un aumento de resistencia. Eventualmente pueden alargarse hasta concentrarse en barras. El numero de Froude es menor que 1 . SCHRODER W. (25), aparecen rpidamente al inicio del movimiento del arrastre de fondo en lechos de arena , en caso contrario procede los rizos al aumentar la velocidad. El espejo de agua es ondulado, en fase distinta con la solera (aceleracin sobre la corona de la duna expansin). El transporte de sedimento es pequeo, el material tomado de la solera puede permanecer tambin en suspensin (arrastre de fondo + caudal solido en suspensin), en canales anchos se procesa un proceso de tres dimensiones, en canales delgados se tiene solo en dos dimensiones. Las dunas aguas arribas normalmente son casi planas (formados por material fino), mientras que aguas abajo se presentan escarpadas (materia grueso). El movimiento de dunas es aguas abajo.

d) Transicin: DE PIEROLA. (06), se caracteriza por una situacin bastante inestable, donde puede ocurrir cambios rpidos en la forma de superficie libre y del lecho con solo pequeos cambios del las condiciones del flujo. Generalmente ocurre cuando el numero de Froude es del orden de 0.8 con el aumento progresivo de la velocidad, las dunas se van alargando y disminuyendo en amplitud si el material fuera relativamente fino, el lecho puede pasar a la forma plana.

SCHRODER W. (25), se presenta en forma de solera plana al aumentar la velocidad. El espejo de agua es plano y el transporte de sedimentos muy intenso (arrastre de .fondo + caudal solido en suspensin).

e) Antidunas: ROCHA F. (23), representa una inversin de las dunas. Suelen ser ms simtricas. El numero de Froude es mayor que 1 ( ).

SCHRODER W. (25), se origina a partir de las soleras planas

.

Acelerando el flujo de antidunas cresen en altura hasta que se rompen como golpes de mar. El espejo de agua siempre est en fase con la solera. Se representan dos formas: ondas paradas u ondas en rompiente tienes solera rugosa, ondas paradas con una solera plana. Las antidunas pueden avanzar hacia aguas arriba pero no deben hacerlo necesariamente. Se, tiene un transporte de sedimentos muy fuerte (arrastre de fondo + caudal solido en suspensin). La formacin se representa en dos dimensiones.

f) Rpidas y pozos: SCHRODER W. (25), se originan solamente en slidos gruesos en rgimen parecido al formado en las antidunas ( ). Se presentan levantamientos planos con marcados tramos de tiro descendientes. Muy fuerte transporte de sedimentos (arrastre de fondo caudal en suspensin). Es posible la combinacin de diferentes regmenes en una seccin correspondiendo a la distribucin de la tensin de arrastre.

5. HIDRAULICA DE CONDUCTOS ABIERTOS DE PIEROLA C. (06), en el caso de flujo permanente y uniforme sobre un contorno fijo o mvil existe una relacin entre la velocidad media V, el radio hidrulico R, la

pendiente del canal S y las caractersticas del canal. Tales relaciones son comnmente conocidas como las Ecuaciones de Resistencia. En causes de lecho fijo, las ecuaciones de Manning, Chezy y las ecuaciones logartmicas deducidas por Keulegan, son comnmente usadas. El conocimiento de la resistencia es importante para el diseo de canales de irrigacin, trabajos de mejoramiento de ros aluviales, estudios de transporte de sedimentos, etc. Adems de conocer la velocidad media es importante conocer la distribucin vertical de la velocidad, la prediccin de la resistencia del flujo y la distribucin de las velocidades en causes de lecho mvil como es el caso de los ros aluviales. Esto es muy complicado debido a dos condiciones: Primero, la configuracin del lecho cambia las condiciones de flujo, lo que hace extremadamente difcil describir la resistencia. Segundo, porque una parte de los sedimentos transportados se encuentra en suspensin, por lo que tiene una influencia significativa en la distribucin de velocidades y velocidad media. ROCHA F. (23). Los conductos abiertos se caracterizan por tener una superficie libre, en contacto con la atmosfera. El flujo se produce como consecuencia del peso del fluido. En tal sentido, y desde el punto de vista hidrulico, un canal se comporta como si fuese un rio. Para el estudio hidrulico de los canales se necesita hacer algunas simplificaciones y esquematizaciones del flujo real, que es bastante complejo. Generalmente suponemos que el escurrimiento es permanente y uniforme. En un canal se puede lograr un cierto grado de permanencia manteniendo constante el caudal. En un rio solo excepcionalmente se podra lograr la permanencia. Normalmente los caudales fluviales son muy irregulares en el tiempo. Las descargas son tan variantes que para registrar las variaciones de nivel debe recurrirse a aparatos como los limnigrafos. En los canales puede lograrse algo parecido al movimiento uniforme, en la medida en la que el canal sea primatico y mantenga su seccin transversal es muy variable y, en consecuencia, el movimiento no es uniforme. Por lo tanto, las ecuaciones de descarga que se usan en conductos abiertos, como la ecuacin de Chezy o la de Manning, corresponden a simplificaciones, a esquematizaciones, del escurrimiento real. De ac que sea frecuente encontrar diferencias entre los valores medios y los calculados. Una dificultad adicional que se encuentra en los ros es la presencia del transporte solido. En realidad el flujo en un rio con transporte solido corresponde a un flujo a dos fases. Sin embargo, y a pesar de las limitaciones anteriores, en Hidrulica Fluvial tenemos que hacer uso de las formulas y conceptos deducidos para el flujo en canales. De ac la importancia de conocer profundamente la hidrulica de canales para su aplicacin, critica y razonable, en hidrulica fluvial. As, en los estudios de campo de la

hidrulica fluvial medimos la velocidad de la corriente puntualmente, por medio de correntmetros, por ejemplo, y luego calculamos el caudal y la velocidad media.

6. DISTRIBUCION DE VELOCIDADES PARA FLUJO TURBULENTO En el flujo permanente y uniforme sobre un contorno fijo mvil existe una relacin entre la velocidad media V, el radio hidrulico R, la pendiente del canal S y las caractersticas del canal. Tales relaciones son comnmente conocidas como las ecuaciones de resistencia. En cauces del lecho fijo, las ecuaciones de manning, chezy y las ecuaciones logartmicas deducidas por keuligan, son comnmente usadas. Usualmente se considera que el flujo en canales y ros es uniforme, sin embargo, la condicin de uniformidad es poco frecuente y debe entenderse que nicamente porque los clculos para el flujo uniforme son relativamente sencillos y porque estos aportan soluciones satisfactorias. Para entender mejor los problemas asociados con la distribucin de velocidades y la resistencia al flujo en cauces aluviales, es necesario proveer una informacin breve sobre canales del lecho fijo. Es prctica general que estos resultados sean aplicados a casos particulares de flujo turbulento.

Vy 1 y = ln( ) V k y'V = gRS = Y= es la distancia tal que Vy es cero cuando Y=Y. Despus de sustituir el valor experimental de y. Para flujo hidrulicamente liso y rugoso.Vy = 5.75 log( V y / ) + 5.5 regimen hidraulica mente liso V Vy = 5.75 log( y / Ks ) + 8.5 regimen hidrulicam ente rugoso . V Ks = es la rugosidad equivalent e del lecho .

6.1 RESISTENCIA AL FLUJO EN CUACE DE LECHO FIJO ECUACION DE CHEZY

Segn; mximo villn vejar. La frmula se origin en 1768 cuando el ingeniero francs antoine chezy recibi el encargo de disear un canal para el suministro de agua a pars. Las experiencias realizadas por chezy le permitieron establecer la primera frmula del flujo uniforme, para el clculo de la velocidad media en un conducto, la cual se expresa.V =C R S

FORMULA DE BAZIN Segn, mximo villn vejar. Henry Bazin en 1897 de acuerdo con sus experiencias present, en el sistema mtrico, la siguiente expresin para C.

V =

87 1+ Y

R

Luego:

V=

87 1+ Y

RS R

Y = coeficiente que depende de las caractersticas de rugosidad de las paredes.

FORMULA DE MANINNG Es la formula cuyo uso se halla muy extendido a casi todas las partes del mundo. Proveniente de considerar en la formula de chezy un coeficiente C, de forma monmica, igual a:C= 1 n

R

1/ 6

luego ..... V =

1 n

R

1/ 6

RS

V =Donde:

1 2 / 3 1/ 2 nR S

n = coeficiente de rugosidad; estn dados en Chow Ven Te.

Relacin entre la ecuacin de manning y chezy.

V 1 R = = V g n g

1/ 6

7. RESISTENCIA AL FLUJO EN CAUCES DE LECHO MOVIL FORMULA DE PARIS LLORET C. Mediante la combinacin de trabajos en laboratorio de trabajos en laboratorio con modelos a escala , las observaciones y medicin del acompaamiento de diferentes ros, Pars propone la utilizacin de una frmula para flujo sub critico en ros aluviales . En el cual considera el criterio chields, como un parmetro que influye en la rugosidad.

SOLUCION DE RANGA RAJU SCHORODER W Ranja Raju platea una solucin para el clculo de la velocidad a partir de la utilizacin d dos constantes obtenidas por el : A y E , las cuales dependen de las caractersticas hidrulicas del cauce , del material de lecho ; y adems de dos constantes Ka y Kb que dependen del D del material del lecho.

METODO DE BROWNLIE GARDE R J , RANGA R browinlie presenta ecuaciones basada en un anlisis adimensional ,en la cual da a conocer la importancia de la variacin que existe entre los diferentes tamaos de granos , que constituyen un lecho . Adems de relacionar los parmetros hidrulicos del cauce.

8. METODOS PARA SEDIMENTOS GENERALIDADES:

LA

DETERMINACION

DE

TRANSPORTE

DE

Segn; rossell caldern a. la realizacin de proyectos de almacenamiento. Al igual el diseo y operacin de sistemas hidrulicos hacen necesario disponer de mtodos para estimar el gasto slido transportado en un cauce. Se denomina capacidad de transporte de un ro a la mxima cantidad de material slido, que es capaz de transportar el ro, depender esta capacidad de magnitud de las mximas descargas de la naturaleza de su cuenca y del lecho.

Generalmente las partculas son transportados en dos formas: la primera corresponde al movimiento de las partculas de mayor tamao, las cuales ruedan sobre el fondo y la segunda corresponde a las partculas finas en suspensin. Segn; Chvez Daz, en detalle existe tres formas de transporte. La primera es el transporte de slidos de fondo, en la cual las partculas ruedan, se deslizan y chocan a lo largo del fondo. 9. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS DE FONDO Cuando el esfuerzo de corte promedio en el fondo excede la fuerza tractiva crtica para el material, estadsticamente las partculas del fondo empiezan a moverse en la direccin del flujo. Las partculas se mueven de diferentes formas dependiendo de las condiciones del flujo, tamao y peso especfico de las partculas. Una forma de movimiento de las partculas es por rodamiento o deslizamiento a lo largo del lecho. FORMULA DE DUBOYS ROCHA F. A partir de los resultados experimentales obtenidos por Gilbert en 1914 y Meyer Meter y Muller .Einstein propuso una formula para evaluar el arrastre de la capa de fondo, lo que en 1950 fue completada por BROWN. As propone que la cantidad de de transporte slido de la capa de fondo depende bsicamente del parmetro d intensidad de flujo . Este parmetro es la inversa del parmetro adimensional de la fuerza tractiva. De esta manera, y mediante la presentacin de un grfico que relaciona el parmetro de transporte con el parmetro de intensidad de flujo .

FORMULA DE EINSTEIN BROWN DE PIEROLA C. Einstein fue el primero en concebir de manera semi-terica, el problema del trasporte del fondo. El mtodo basado en algunas premisas importantes, respaldadas por evidencias experimentales.

FORMULA DE MEYER PETER MULLER DE PIEROLA C. La ecuacin de mayor difusin y uso es la Formula De MeyerMeter Y Muller, desarrollada en el laboratorio de Zurch en el ao 1948, ellos encontraron que no todo el esfuerzo es usado para vencer la resistencia a las ondulaciones del lecho y el transporte es solo funcin del esfuerzo de corte debido a los granos.

FORMULA DE SHIELDS MAZA A. J. En 1936 Shields presento los resultados de los experimentos que efectu para determinar la fuerza tractiva necesario para iniciar el arrastre se sedimentos, a lo que llamo fuerza tractiva critica. Shields adems relaciona esta fuerza tractiva critica, con un valor adimensional, presentando esta relacin en un grafico.

9.1 TRANSPORTE DE SOLIDOS EN SUSPENSION Las partculas en suspensin se distribuyen en toda la seccin transversal. Son las que dan color al agua. Las partculas en suspensin tiene una velocidad similar a la de la corriente. El transporte slido en suspensin se expresa como un gasto (gasto slido), se mide por ejemplo en Kg. /seg. Los slidos en suspensin se encuentran separados unos de otros en forma tan tosca, que son visibles a simple vista, ya que directamente o porque absorben o difunden luz. Producen turbidez y contienen la sustancia que han descargado al agua, las que arrastra la corriente desde el fondo y las que se formaron en la misma, debido a la precipitacin qumica o por crecimiento de los organismos vivos en partculas algas.

FORMULA GARDE Y PANDE GARDE R. Mediante observaciones y datos tomados en campo obtuvieron una relacin entre el caudal slido en suspensin y el caudal lquido especfico.

METODO DE LANE KALINSKE MONSALVE S. Segn la hiptesis, que los sedimentos en suspensin tienen la misma velocidad de sedimentacin, plantea una formula expresada mediante el valor de rugosidad relativa, adems del uso de la concentracin de sedimentos suspendidos. Para el caso general, donde existen diversos dimetros de sedimentos, se puede superponer los resultados considerando el caudal para cada dimetro, pero se aconseja que se d una solucin cuantitativa adecuada, medir las concentraciones en el campo y, si es posible, elaborar un modelo reducido del techo del ro.

9.2

TRANSPORTE DE SOLIDOS TOTAL

El material slido transportado por el flujo corresponde a la suma del material predominante en la constitucin del lecho y del material de lavado. Este ltimo est constituido por un material muy fino raramente se encuentra en el lecho. El material de lavado es el resultado de la erosin del suelo en la cuenca, de las mrgenes del ro y del desgaste del material. La produccin de este material est ligada a factores externos al flujo, por lo que no es posible correlacionar con los parmetros hidrulicos. METODO DE ACKES Y WHITE GARDE R. postularon que solo parte del esfuerzo de corte generado en el fondo del ro es efectivamente el causante de movimiento de las partculas. Bajo esta presencia definieron un parmetro de movilidad de sedimentos. En trminos de parmetros de flujo y descarga de slidos.

METODO DE GARDE Y DATIRI GARDE R. para el estudio de transporte de slidos total se considera que la carga de sedimentos en suspensin, toma la misma forma funcional que el transporte de fondo, es decir que el aporte de sedimentos se encuentra en una cuestin de equilibrio con la erosin del cauce, por esta razn consideran que el transporte de sedimentos se expr4esaen valores totales, por lo cual el transporte de sedimentos sea en suspensin o de fondo depende de la fuerza tractiva que se ejerce sobre el cauce. 10. DESARROLLO DEL ESTUDIO DE SEDIMENTACIN:

10.1 ANALISIS DE ZONA: mbito de estudio El Rio Mallcomayo, est localizado a la altura del kilmetro 16 de la carretera Puno - Moquegua. A veinte minutos del sur de Puno. Ubicacin geogrfica Departamento : Puno Provincia : Puno

PUENTE MALLCOMAYO

PUENTE MALLCOMAYO

10.2 MATERIALES

EQUIPOS PARA TRABAJOS Wincha. GPS. Estaca. Pala. Pico. Recipientes para la extraccin de muestras del suelo. Tamices. Balanza. Recipiente de medicin.

10.3 METODOLOGIA TRABAJO DE CAMPO El trabajo de campo consiste primeramente en el reconocimiento del ro donde se realizara el estudio sedimentolgico, (ro Mallcomayo), prosiguiendo de la siguiente manera. Medicin con wincha los 500 mts. ( en nuestro caso medimos 580 m). Y la zona donde existe mayor sedimentacin, obras hidrulicas, socavacin, entre otros aspectos que ayuden al desarrollo de nuestra vocacin. Toma de muestras en cada progresiva de 100 mts. Tomando 3 muestras en cada seccin transversal del ro.

MIDIENDO LA LONGITUD TRANSVERSAL Y ANCHO DEL RIO

SACANDO MUESTRAS DE LA SECCIN DEL RIO

TRABAJO DE LABORATORIO En el laboratorio se precedi a obtener los siguientes parmetros:

GRANULOMETRIA A travs de una muestra de sedimentos obtenidos en el trabajo de campo. Generalmente se encuentra en el lecho una mezcla de diferentes partculas (granulometra mixta), la cual caracterizamos realizando un anlisis granulomtrico por tamizado, para obtener la llamada CURVA GRANULOMETRICA DE LA MUESTRA. En el estudio del transporte de slidos se necesita dimetros caractersticos para la aplicacin de las diferentes formulas de clculo de trasporte de sedimentos. Por consiguiente es necesario la obtencin de dimetros representativos correspondientes a los siguientes porcentajes acumulados: D10, D16, D35, D40, D50, D65, D90.

As tambin se debe calcular los dimetros efectivos.

10.4 RESULTADOS:HALLANDO LA VELOCIDAD:

Para ello, empleamos el mtodo del flotador y para ello hemos tomado 5 tiempos en un trayecto de 1 metro de longitud.t1 t2 t3 t4 t5 t = = = = = = 2.29 2.16 1.84 1.97 2.35 2.12 seg. seg. seg. seg. seg. seg.

(tiempo promedio)

V =

e t1.00 m

Donde: V = velocidad (m/seg) e = distancia de recorrido (m.) t = tiempo (seg) (distancia que se tomo en cuenta)

e

=

V = V =

1.00 2.12 m/seg

0.47

HALLANDO CAUDAL:

Q=VA

Donde: Q = caudal (m3/seg) V = velocidad (m/seg) A = rea de seccin del rio (m2) (este es el rea de la seccin 0+000)

A Q

= =

6.58 3.10

m2 m3/seg

HALLANDO LA PENDIENTE LONGITUDINAL

Hallando la pendiente:S = H L

Donde:

S = Pendiente H = Diferencia de cotas entre los extremos del cauce, en m. L = Longitud del cauce, en m.3917 .00 3914 .101321 580 2.90 S = 580 S = 0.005 S = 0 .5 % S =

SECCION TRANSVERSAL REPRESENTATIVA DEL RIO CUTIMBO El seccionamiento se realizo de aguas arriba a aguas abajo a partir del puente Mallcomayo, las secciones son vistas de aguas arriba hacia aguas abajo. 1. SECCION 0+000

2. SECCION 0+080

3. SECCION 0+200

4. SECCION 0+300

5. SECCION 0+380

6. SECCION 0+480

7. SECCION 0+580

ANALISIS GRANULOMETRICO DEL RIO CUTIMBO MUESTRA. : 01 COTA : 0+000 PESO DE LA MUESTRA. : 821.70 gr.

MUESTRA. : 02 COTA : 0+100 PESO DE LA MUESTRA. : 469.30 gr.

MUESTRA. COTA PESO DE LA MUESTRA.

: 03 : 0+200 : 794.20 gr.

MUESTRA. : 04 COTA : 0+300 PESO DE LA MUESTRA. : 1368.80 gr.

MUESTRA. : 05 COTA : 0+380 PESO DE LA MUESTRA. : 1535.90 gr.

MUESTRA. : 06 COTA : 0+480 PESO DE LA MUESTRA. : 1579.70 gr.

MUESTRA. : 07 COTA : 0+580 PESO DE LA MUESTRA. : 1851.70 gr.

CURVAS GRANULOMTRICAS

CONCLUSIONES. Este rio en tiempos de avenidas llega a subir su caudal como es lo comn y no ha llegado a desbordarse segn lo comentado por los pobladores de la zona. El trasporte de sedimentos es muy mnimo ya que el agua es casi transparente y a simple vista no presenta trasporte de sedimentos. En las curvas mendricas se formaron una acumulacin de sedimentos el cual es muy fina y en muchos casos se encontr gran cantidad de % de arena.

BIBLIOGRAFIA ROCHA A., Introduccin a la hidrulica Fluvial, primera edicin, 1998. Tesis: Estudio Sedimentolgico del rio Ilave / Ysaias Choquegonza Huiracocha http://es.wikipedia.org/wiki/Cuenca_hidrogr%C3%A1fica http://www.cienciaybiologia.com/geologia/sedimentacion.htm http://www.cienciaybiologia.com/geologia/sedimentacion.htm http://es.wikipedia.org/wiki/Cuenca_hidrogr%C3%A1fica