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Funcionamiento del Sistema Hydro-BID

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Funcionamiento del Sistema Hydro-BID

Esta sección describe las ecuaciones básicas que gobiernan el GWLF y la metodología de tiempo de retardo-enrutamiento (lag-routing) de RTI; los requerimientos de data y parámetros y los flujos de data del sistema de modelaje; y la Interfaz Gráfica de Usuario (GUI, por sus siglas en inglés).

1.1Función de Carga de Cuenca Generalizada y Tiempo de Retardo-Enrutamiento

Hydro-BID está basado en el muy conocido GWLF (Haith, 1985; Haith et al., 1996) y mejorado por la metodología de tiempo de retardo-enrutamiento RTI. GWLF ha sido probado y usado en cuencas alrededor del mundo (Schneiderman et al., 2007; Sha et al., 2013). El modelo de precipitación-escorrentía componente de GWLF se aplica a unidades de cuencas pequeñas al tomar en consideración los usos de tierras y las condiciones del suelo dentro de la cuenca. La respuesta a cada uso de tierra en una cuenca dada es tratada por separado para generar un volumen de escorrentía estimado. El flujo que se genera de cada cuenca, incluyendo las contribuciones de aguas subterráneas poco profundas o flujo base, se dirige a través de las redes de corrientes definidas por la AHD. La arquitectura del modelo distribuido proporciona un alto nivel de escalabilidad. Los impactos del cambio climático en recursos hídricos pueden ser simulados en escalas tan pequeñas como una cuenca individual AHD o a través de todas las áreas de captación de una cuenca entera. La arquitectura también permite que el sistema sea portátil a través de la región de LAC.





La Figura 2 es una representación conceptual de una cuenca de captación con capas de suelo saturadas y no saturadas tal como se utiliza en GWLF. El modelo calcula la escorrentía y los flujos base por cuenca de captación: la escorrentía se genera en forma de exceso de infiltración y el flujo base es una liberación gradual de la capa saturada. Tras tomar en cuenta la escorrentía proveniente de las precipitaciones, toda agua que excede un volumen calculado de evaporación se infiltra a la capa no saturada. Con el tiempo, el agua infiltrada se pasa desde la capa no saturada hacia abajo para reponer el volumen almacenado de la capa saturada. El agua de la capa saturada entra en el canal de corriente como flujo de base donde se combina con la escorrentía de la cuenca y otros flujos de entrada provenientes de las cuencas de aguas arriba para proporcionar el volumen de flujo de corriente para el día. Cabe destacar que la capa saturada, o agua disponible como flujo de base, puede agotarse por medio de la filtración a un acuífero subterráneo más profundo.



Figura 2. La representación esquemática del modelo de GWLF (modificado de Haith et al., 1996).



Cálculos del Modelo de GWLF

Esta sección describe las ecuaciones usadas para calcular cada componente del modelo deshielo, evapotranspiración potencial, escorrentía, percolación, flujo y tránsito / propagación como provisto por Haith et al (1996).





Deshielo

El paso inicial en el proceso de ablación de la nieve acumulada es clasificar la precipitación bien como lluvia líquida o lluvia congelada/nieve. Esta clasificación se realiza comparando la media de temperatura diaria, Tt, con un valor límite, usualmente tomado como 0° C. El balance de la cobertura de nieve del área en estudio es dado como

(E. 1)

Donde SNOt es el contenido de agua de la capa de nieve en un día dado

Rt es la cantidad de precipitación en un día

SNOmlt es la cantidad de deshielo estimada como


(E. 2)

El agua de deshielo se trata como lluvia para generar la infiltración y también percolación al subsuelo. Para modelos basados en cuencas hidrográficas grandes, el cálculo del agua de deshielo se implementa en áreas subdivididas por delimitaciones de elevación para así tener en cuenta la cobertura de nieve no uniforme debido a las diferencias de elevaciones. Sin embargo, para la aplicación del modelo en un área pequeña, tales como cuencas de captación de la AHD, se espera una cobertura uniforme.

Evapotranspiración Potencial

El GWLF utiliza el método de estimación del potencial de evapotranspiración (PET, por sus siglas en inglés) desarrollado por Hamon (1962), el cual usa la temperatura media diaria y el número de horas de luz diurna para calcular PET:

(E. 3)

En esta ecuación, Ht, es el número de horas de luz solar por día durante el mes que contenga el día t: et es la presión de vapor de agua en saturación en milibars en el día t y Tt es la temperatura en el día t (° C). Cuando Tt <= 0, PETt está dispuesta a cero. La presión de vapor de agua saturada puede ser aproximada como en Bosen (1960):

para Tt>0 (E. 4)

El número total de horas de luz solar se calcula como Forsythe et, al.,(1995):

(E. 5)



donde Ht= horas de luz solar
δ es la declinación solar en radianes
Φ es la latitud geográfica en radianes
ω es la rotación angular de la tierra.

La PET se ajusta entonces en base al uso de tierras/suelos y condiciones de la cobertura utilizando un factor de cobertura

(E. 6)

Donde PETAdj(t) es la PET de cobertura ajustada, y CV es el factor de cobertura.

Los valores CV dependen de la cobertura vegetal y de cultivos. La evapotranspiración real es calculada de la PET de cobertura ajustada pero está limitada por la disponibilidad de agua en la humedad del suelo.

Escorrentía

La escorrentía superficial generada tanto de la lluvia como del deshielo se calcula usando la ecuación del número de curva del U. S. Soil Conservation Service:

(E. 7)

donde ROt es la escorrentía (cm)
Rt es la suma de lluvia y deshielo
Dt es el parámetro de detención, calculado de la forma siguiente

(E. 8)

Donde CNt es el número de curva asignado por uso de suelos y ajustado cada día.

Los números de curva son asignados a cada categoría individual de uso de suelos y al grupo hidrológico del suelo correspondiente considerado en el modelo. Por ejemplo, los usos de las tierras de áreas de selvas/bosques que yacen sobre suelos de buen drenaje tendrán un número de curva diferente que el mismo uso de tierras que las que yacen sobre suelos de pobre drenaje. Aunque los números de curva están establecidos dentro del modelo antes de correr el modelo, cada día el número de curva para un uso de tierras/grupo de suelos es modificado en base a la condición de humedad antecedente del suelo, tal como se muestra en la Figura 3 siguiente:



Figura 3. Los números de curva se seleccionan como funciones de la humedad antecedente, como se describe en Haith (1985).

Para calcular el número de curva para un día determinado, la humedad antecedente del suelo se calcula acumulando la lluvia y el deshielo de los últimos 5 días:

(E. 9)

donde Amc5t es la precipitación antecedente de los últimos 5 días.



Los números de curva para condiciones de humedad antecedente secas, promedio y húmedas son CN1K, CN2k, y CN3k, respectivamente. En base a la Figura 3 el número de curva real para el día t, CN2k, es seleccionado como una función lineal de la precipitación antecedente de 5 días Amc5t dada en la Ecuación 9.

El modelo requiere especificar CN2k. Los valores para CN1K y CN3k son calculados de las aproximaciones de Hawkins (1978):



(E.10)

(E.11)



Percolación

Se calculan los balances diarios de agua dentro de ambos compartimientos del suelo. La ecuación para la capa no saturada es como sigue:

(E.12)

En forma similar, el balance de agua para el área saturada se calcula de la manera siguiente:

(E.13)

En la ecuación anterior, Ut y St son las humedades del suelo de las zonas no saturada y la zona de poca profundidad en el comienzo del día t, y Qt, Et, Pt, Gt y Dt son la escorrentía de la cuenca, la evapotranspiración real, la percolación hacia la zona saturada poco profunda, el flujo/volumen de aguas subterráneas hacia el arroyo (i.e., flujo base), y la infiltración hacia la zona saturada profunda, respectivamente, en el día t (cm).

La percolación ocurre cuando el agua en la zona no saturada sobrepasa la capacidad disponible de agua del suelo U* (cm):

(E.14)

La capacidad de agua del suelo U* tiene que ser definida como una característica de la capa de suelo no saturada. Este parámetro puede estimarse a partir de esta propiedad del suelo.

La evapotranspiración está limitada por la humedad disponible en la zona no saturada:

(E.15)

Tal como en Hann (1972), la zona saturada poca profunda es simulada como un embalse lineal simple. El flujo/volumen de agua subterránea y la infiltración profunda se calculan de la manera siguiente:

(E.16)

(E.17)

donde r y s son las constantes de recesión de agua subterránea y de percolación, respectivamente (dia-1).

Estos dos parámetros tienden a tener una alta correlación.



Flujo

El flujo total generado por la cuenca de captación, Ft, es la suma de la escorrentía (ROt) y del flujo del agua subterránea (Gt):

(E.18)

Cálculo Hidráulico

Considere la red de cuencas hidrográficas mostradas en la Figura 4. Los flujos que se generan para cada cuenca son dirigidos a lo largo de cada corriente hasta la salida de la cuenca o a alguna cuenca aguas abajo basados en un tiempo de retardo pre calculado. El tiempo de retardo se define como el tiempo tomado por el flujo generado en una determinada cuenca para alcanzar la cuenca aguas abajo y se calcula como un producto de la longitud del arroyo dividida por la velocidad promedio. Mientras que la longitud del arroyo se obtiene directamente de la red de corrientes (AHD), la velocidad promedio es un parámetro que puede ser especificado en el modelo. En los Estados Unidos se utiliza una ecuación empírica para derivar las velocidades promedios basada en el flujo y la pendiente (Jobson, 1996). En la LAC, se establece un valor por defecto de (0.5 m/s), y el usuario puede cambiarlo por la velocidad promedio como un parámetro de calibración.

La cabecera alcanza los flujos generados con el GWLF.

La salida desde la cuenca después de la entrada + el flujo del GWLF sujeto al RTI Lag-routing.

Figura 4. Movimiento de los flujos a través de la red de Corrientes de la AHD






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