INDICE de TEMA
1. INTRODUCCION ..................... ................................ ...................... ...................... ...................... ...................... ............. .. 2 1.1. Definición Definición de Hidrología ....................... .................................. ...................... ...................... ........... 2 1.2. Conceptos básicos........................ básicos................................... ...................... ...................... .................. ....... 3 1.3. Cuencas de drenaje............................... drenaje.......................................... ...................... .................... ......... 6 1.4. Hidrometría: Hidrometría: aforos en cursos fluviales ....................... .................................. .............. ...10 10 1.4.1. Aforos ...................... ................................. ...................... ...................... ...................... ................ .....10 10 1.4.2. Métodos de aforo........................... aforo...................................... ...................... ....................11 .........11 1.4.3. Estaciones de aforo ....................... .................................. ...................... .....................13 ..........13 1.4.4. Curvas de gastos...................... gastos................................. ...................... ...................... ............... ....14 14 2. DISTRIBUCIÓN DE LOS RECURSOS HÍDRICOS ....................... .................................. .....................15 ..........15 3. EL CICLO HIDROLÓGICO ...................... ................................. ...................... ...................... ...................... ............. 16 3.1. Generalidades Generalidades ...................... ................................. ...................... ...................... ...................... ............. 16 3.2. Elementos que condicionan el ciclo ciclo hidrológico ....................... ........................... ....19 19 3.3. Relaciones aguas superficiales – aguas subterráneas subterráneas .....................21 .....................21 4. EL BALANCE HÍDRICO................... HÍDRICO.............................. ...................... ...................... ...................... ...................22 ........22 4.1. Características generales ....................... .................................. ...................... ....................22 .........22 4.2. Elementos del balance hídrico ...................... ................................. ...................... ............... ....23 23 4.3. Establecimiento del balance hídrico ....................... .................................. ..................24 .......24 5. ANÁLISIS DE HIDROGRAMAS ...................... ................................. ...................... ...................... ...................27 ........27 5.1. Componentes del hidrograma ...................... .................................. ....................... ............... ....27 27 5.2. Objetivos del análisis de hidrogramas ...................... ................................. ................. ......28 28 6. DEMANDA Y USOS DEL AGUA ....................... .................................. ...................... ...................... ................. ......29 29 7. FÍSICA DE FLUIDOS.......................... FLUIDOS..................................... ...................... ...................... ...................... ............... ....30 30 6.1. Propiedades físicas físicas de los fluidos ...................... .................................. ......................30 ..........30 6.2. Estática de fluidos ...................... ................................. ...................... ...................... ..................33 .......33 6.3. Cinemática de fluidos ...................... ................................. ...................... ...................... .............. ...33 33 6.4. Dinámica de fluidos ...................... ................................. ...................... ....................... ................ ....34 34 6.5. Energía............................ Energía....................................... ...................... ..................... ..................... ................ .....34 34
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Tema 1 Introducción a la hidrología superficial 1. INTRODUCCIÓN. 1.1. Definición de hidrología.
Se pueden diferenciar varias definiciones: •
Ciencia que estudia estudia las formas de aparición del agua agua sobre la Tierra Tierra y las leyes que rigen su movimiento. Las formas se entienden como los estados físicos en los que el agua se presenta en la naturaleza (gaseoso, líquido y sólido).
•
Ciencia que estudia el ciclo del agua en la naturaleza y su evolución. En este sentido comprendería parte de la meteorología ( al estudiar la dinámica de la atmósfera) y de la oceanografía ( al hacer referencia a las masas de agua salada que rodean a los continentes). Definición dada por la “Asociación Internacional de Hidrología Científica” creada en 1924.
La hidrología también comprendería parte de otras disciplinas como: • • • •
limnología (al estudiar las aguas estancadas) potamología (al estudiar los cursos de aguas superficiales) superficiales) hidrogeología (al (al estudiar las aguas subterráneas) subterráneas) glaciología (al estudiar el agua en estado sólido)
Esto nos permitirá hablar de una hidrología lagunar, de una hidrología fluvial o superficial, de una hidrología subterránea y de una hidrología glaciar, respectivamente. En Europa se tiende a dar una definición más restringida debido a la importancia que por si sola tienen disciplinas como la oceanografía, la meteorología y la hidrogeología. Generalmente se tiende a hablar de hidrología como sinónimo de “Hidrología Superficial” definiéndose como “la ciencia que se ocupa del estudio de las corrientes de agua que discurren sobre la superficie terrestre en estado líquido”. La hidrología estudia el origen, distribución, movimiento y composición química del agua.
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1.2.- Conceptos básicos Caudal: Volumen de agua que pasa por una sección transversal de un curso de agua
superficial por unidad de tiempo.
Estiaje: Época en la que el curso superficial circula con los menores caudales. Río: Curso superficial con circulación de agua permanente y concentrada en un lecho
y, en general, de alto caudal. Puede desembocar en el mar, en un lago, o en otro río, no necesariamente de mayor envergadura.
Arroyo: Corriente de agua de carácter ocasional, tan sólo durante la época de lluvias
y/o deshielo. Menor longitud del curso que un río. Típico de áreas montañosas con fuertes pendientes. En climas áridos, en los que sólo llevan agua una vez cada varios años se denominan uadis. Curso de agua de régimen torrencial : Figura intermedia entre río y arroyo. Nunca
está seco, pero presenta grandes diferencias entre los caudales de estiaje y de crecida. La relación entre estos dos caudales puede llegar a ser hasta 1/500.
Escorrentía: Porcentaje de precipitación que circula por una zona concreta del
terreno en un momento determinado. Se divide en: • • •
escorrentía superficial: procedente de cursos fluviales escorrentía subterránea: subterránea: agua aportada por los acuíferos escorrentía hipodérmica (o subsuperficial): agua que se infiltra en el terreno sin alcanzar a los acuíferos y se drena a un curso superficial.
A la escorrentía total se la equipara con los términos “lluvia útil” y “aportación”. Cauce: Depresión ocupada por la aguas medias. Está formado por un fondo, más o
menos ancho y aproximadamente llano, y con bordes de pendientes más o menos fuertes. Presenta dos márgenes (derecho e izquierdo), entendidas en el sentido de la corriente de agua. La sección transversal del cauce suele ser simétrica cuando el curso es rectilíneo y asimétrica en tramos curvos, con mayor profundidad y pendiente en la margen cóncava que en la convexa. c onvexa.
Potencia: Resultado de combinar la masa de agua desplazada por su velocidad. El río
emplea su potencia en vencer las fricciones externas e internas, en erosionar el lecho y en transportar los sedimentos que arrastra. Si la potencia total o bruta supera las fricciones externas e internas (potencia neta) el río erosiona. En caso contrario, predominan los procesos de sedimentación.
En los cursos de los ríos se pueden distinguir distinguir tres tramos en función de la potencia o procesos predominantes: predominantes: • • •
Curso alto: predominan procesos erosivos. Curso medio: predomina el transporte. Curso bajo: predomina la sedimentación.
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Pendiente: Ángulo que forman la línea de nivel correspondiente a las aguas medias
la horizontal. Disminuye constantemente del curso alto al bajo.
Talweg: Línea que une los puntos más bajos del cauce de un curso fluvial. Perfil longitudinal : Perfil que representa las cotas del talweg desde el nacimiento
del río hasta su desembocadura. También se puede definir como el corte vertical del curso del agua siguiendo la línea de máximas velocidades. Este perfil también representa la pendiente media del río. Perfil de equilibrio : Límite al que tienden los ríos. Los ríos tienden a alcanzar un
perfil tal que la potencia sólo la utilicen en desplazar agua, sin erosionar ni sedimentar. Nivel de base: Punto más bajo del tramo de un curso fluvial: desembocadura en el
mar. Las oscilaciones que se produzcan en el nivel de base alterará el perfil de equilibrio del río.
Los ríos presentan un perfil longitudinal desde su cabecera hasta su desembocadura pasando por una zona central intermedia. Las zonas de cabecera son zonas erosivas, en las que el agua salva los mayores desniveles, las turbulencias son con esto mayores y con ellas la oxigenación del agua. Las zonas de desembocadura son, en cambio, zonas de sedimentación, la turbulencia es menor y las aguas se encuentran mas enriquecidas en nutrientes. El curso de agua tiende a alcanzar un limite denominado perfil de equilibrio, tal que la potencia solo la utilicen para transportar agua , sin erosionar ni sedimentar. El nivel de base es el punto mas bajo del tramo fluvial, su desembocadura en el mar, las oscilaciones que se produzcan en este nivel afectaran al perfil de equilibrio del río. Como consecuencia de las distintas zonas en el perfil longitudinal, en un río pueden considerarse tres ecosistemas en serie, que responden de forma distinta a los procesos de contaminación: •
El crenon: se establece en zonas en las que predomina la erosión. En él, los organismos se caracterizan por ser psicroestenobiontes (de aguas frías), poliestenobiontes (requieren mucho óxigeno), renobiontes (requieren mucha corriente) estenohalobiontes (necesitan pocas sales disueltas) y saprofugos (no pueden vivir en medios ricos en materia orgánica).
•
El rhiton: donde los organismos se caracterizan por ser psicroestenófilos (de aguas frías, pero pueden resistir temperaturas de unos 20ºC), renófilos (corrientes medias), semihalobiontes (conductividad media) y saprófilos (requieren cierta cantidad de materia orgánica).
•
El potamon: se presenta en zonas donde predominan los procesos de sedimentación. Los organismos se caracterizan por ser euritermos (soportan variaciones importantes de temperatura), estenobiontes (requieren poco óxigeno), reofugos (rehuyen la corriente) eurihalobiontes (necesitan muchas sales disueltas) y saprobios (amantes de la materia orgánica). 4
Un curso fluvial puede caracterizarse por su anchura, profundidad, gradiente, área de la sección del mismo, perímetro mojado y radio hidráulico (figura 1). El gradiente corresponde a la diferencia de alturas entre dos puntos (P1 y P2), dividida por la distancia (L) que los separa (P2-P1/L). El perímetro mojado (P) es la porción sumergida del canal y el radio hidráulico es el cociente entre el área (A) de la sección del curso de agua y el perímetro mojado (A/P). El caudal (Q) es la cantidad de agua que pasa por una sección de área (A) en un determinado intervalo de tiempo, este caudal será tanto mayor cuanto mayor sea la velocidad (V) de la corriente de agua, pudiéndose establecer la relación: Q = A·V = volumen / tiempo
Figura 1: Factores que caracterizan un curso fluvial
Entre dos secciones de una misma corriente, entre las cuales no existan perdidas por infiltración o evaporación, o incrementos por aportes de afluentes o precipitaciones, el caudal permanece constante, si el área es distinta, se cumplirá que: Q = A1·V1 Q = A2·V2 A1·V1 = A2·V2
Es decir, para un mismo caudal, las secciones y las velocidades varían de forma inversamente proporcional, explicándose así el incremento de velocidad que experimenta un río al estrecharse su cauce. En un río el flujo no es constante laminar ni la velocidad es uniforme, siendo máxima en la zona central de la masa de agua y mínima en los bordes donde el rozamiento hace que esta decrezca. El tamaño de los cantos que conforman el lecho de un rió guarda relación con la corriente máxima que éste puede llevar, condicionando su velocidad. Todas las corrientes de agua superficial están afectadas por la turbulencia, es decir por un sistema de innumerables remolinos que continuamente se están formando y desapareciendo. 5
Figura 2: Máxima y mínima velocidad y turbulencia en la sección de una corriente de agua
Esta turbulencia mantiene partículas finas en flotación y permite una mayor oxigenación del agua, lo cual incide en un aumento de la autodepuración de la masa de agua frente a algunos contaminantes. 1.3.- Cuencas de drenaje
La cuenca de drenaje también recibe los nombres de: cuenca vertiente, cuenca hidrográfica o cuenca de alimentación. Una cuenca hidrográfica es una zona de terreno en la que el agua, los sedimentos y los materiales disueltos drenan hacia un punto en común. Su tamaño es variable, desde la definición de cuencas para los grades ríos hasta su definición para pequeños arroyos. Los límites de una cuenca de drenaje suelen quedar definidos por líneas topográficas (líneas de cumbres o de crestas), denominadas divisorias hidrográficas (o divisorias de agua). En algunos casos, las cuencas hidrográficas no tienen esos límites topográficos, debido al efecto de la escorrentía subterránea que puede dar lugar a una aportación de agua proveniente de una cuenca vecina, o bien, a que parte del agua de lluvia se dirija hacia otra cuenca cercana. Estas circunstancias son especialmente frecuentes en el caso de materiales muy permeables por karstificación. Las características de una cuenca y de las corrientes que forman el sistema hidrográfico pueden representarse cuantitativamente mediante índices de la forma y relieve de la cuenca y de la conexión con la red fluvial. Muchos de los índices son razones matemáticas, por lo que pueden utilizarse para caracterizar y comparar cuencas de diferentes tamaños. Las principales clasificaciones de las cuencas hidrográfica están basadas en su forma y textura, en la ordenación de las corrientes de agua, en la densidad de drenaje y frecuencia de los cursos de agua, en el relieve y en la cantidad de agua. En la figura 2 se muestra una clasificación para las cuencas hidrográficas basada en la forma y textura de la red de drenaje. E. Horton fue el primero que estableció un método cuantitativo para analizar las redes de drenaje, esta clasificación de las corrientes, desarrollada a comienzos de la década de 1940, establece una estructura jerárquica, en la figura 3 se esquematiza 6
este tipo de estructura. Una corriente que constituye la cabecera de un río y carece de afluentes pertenece a la primera categoría. Dos corrientes de primera categoría se unen para formar una corriente de segunda categoría; dos corrientes de segunda categoría se unen para formar una de tercera categoría, y así sucesivamente. Este sistema de clasificación muestra cómo se une cada corriente a la red y cómo está conectada la red en su conjunto. El número de corriente representa la cantidad de corrientes de cada categoría de una cuenca de drenaje determinada. La longitud de corriente mide la longitud media de una corriente de cada categoría, y se calcula dividiendo la longitud total de las corrientes de una categoría dada por el número de corrientes de que consta. La longitud de corriente aumenta exponencialmente al ascender de categoría. El cociente de bifurcación es la proporción existente entre el número de corrientes de una categoría y el de la siguiente. Se calcula dividiendo el número de corrientes de la categoría inferior por el número de corrientes de la superior; suele ser constante en la mayoría de las redes y oscila entre 3 y 5. El área de drenaje representa la extensión de drenaje media de las corrientes de cada categoría, aumenta exponencialmente al ascender de categoría.
Figura 3: representación de la jerarquía de cauces en una cuenca hidrográfica
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Otros índices utilizados en la clasificación de cuencas hidrográficas son los siguientes: Índice de capacidad o de Gravelius (Kc): relación entre el perímetro de la cuenca y el de un círculo que tenga la misma superficie que la cuenca. Indica la circularidad de una cuenca. Su valor mínimo es 1, y es mayor cuanto más alargada es la cuenca.
•
El mayor o menor alargamiento se puede relacionar con el tiempo de concentración de las aguas en la cuenca, siendo este el tiempo que transcurre desde que se produce la primera entrada de agua por precipitaciones en el punto más alejado de la cuenca, hasta su paso por un lugar de observación o bien en su salida. Altos valores de Kc indican tiempos de concentración mayores, lo que implica que en grandes lluvias se produce una concentración de las aguas y se produce un riesgo de inundaciones. Factor de forma: cociente entre la superficie de la cuenca y el cuadrado de su longitud máxima.
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Radio de elongación: cociente entre le diámetro de un círculo que tenga la misma superficie que la cuenca y la longitud máxima de la cuenca.
•
Radio de circularidad: cociente entre el área de la cuenca y la del círculo cuya circunferencia es igual al perímetro de la cuenca.
•
Alargamiento medio de Caquot (Ca): relación entre el recorrido más largo de la periferia y la salida de la cuenca, y la raíz cuadrada de la superficie de ésta. En una cuenca cuadrada tiene un valor de 1, 1,128 si es circular, siendo mayor cuanto más alargada es la cuenca.
•
El ratio de relieve se define como la diferencia de altura entre el punto más bajo y el más alto de la cuenca dividida por la longitud máxima de la misma. La proporción de conversión de energía potencial en energía cinética de las aguas que recorren la cuenca depende del cociente de relieve. La escorrentía suele ser más rápida en las cuencas con pendiente, lo que provoca caudales más elevados y mayor poder erosivo.
•
.
La densidad de drenaje está considerada como un índice relevante; se calcula dividiendo la longitud total de los canales por el área global de la cuenca. Es una medida de la textura de la red y expresa el equilibrio entre el poder erosivo del caudal terrestre y la resistencia del suelo y rocas de la superficie. Los valores oscilan entre 5 km de canal por km 2 en piedra arenisca, permeable y resistente a la erosión, y 500 km por km 2 en tierras arcillosas, impermeables y muy erosionables. La escorrentía y el caudal máximo aumentan considerablemente con la densidad de drenaje. La densidad de drenaje es uno de los factores mas empleados para realizar clasificaciones de las cuencas hidrográficas.
•
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Fig. 4: Clasificación de cuencas hidrográficas basada en la forma y textura de la red de drenaje (tomada de Way, 1978)
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1.4.- Hidrometría: aforos en cursos fluviales
La hidrometría estudia la medida del agua, en sentido amplio. En el caso de las aguas superficiales queda limita a la medida del caudal de agua que circula por un cauce fluvial concreto. El objetivo principal de la hidrometría es conseguir los datos de base (caudales) en aquellos puntos de interés de los cursos fluviales con vistas a determinar aspectos como: valoración de los recursos hídricos de una zona, su adecuación a las demandas, posibilidades de regulación, determinación de caudales ecológicos, etc. Todos estos estudios requieren una base de datos del caudal, que cubra, temporal y espacialmente, la zona de interés. 1.4.1. Aforos. Aforo es la medida del caudal de agua que fluye en un punto (cauce superficial,
pozo, manantial, conducción artificial de agua, etc.) y en un momento dado.
Caudal es el volumen de agua que pasa por un punto (sección de un área) en un
intervalo de tiempo. La unidad más usada para expresar el caudal es m 3/sg. Q = A x V
siendo: Q → caudal A → área V → velocidad El caudal será mayor a mayor velocidad de la corriente de agua. Aportación es el volumen de agua que pasa por un punto en una unidad de tiempo
grande (mes, año, etc.) Se expresa en Hm 3.
Aportación específica es el caudal medio constante que aportaría una unidad de
superficie de una cuenca durante un periodo de tiempo dado. Se expresa en l/sg/ Km2.
El objetivo de la realización de un aforo es, por tanto, medir el agua que pasa por un punto concreto para aplicar los resultados obtenidos en p.e. medir el régimen de un río (variación del caudal con el tiempo), regular los caudales, realizar balances hídricos, ver las relaciones río-acuífero, determinar el volumen de agua que aportan los afluentes, etc. En la realización de modelos conjuntos aguas superficiales – aguas subterráneas, los aforos diferenciales son una de las principales herramientas disponibles y de las más fiables para determinar el flujo de agua que se intercambia entre cada sistema.
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1.4.2. Métodos de aforo.
Existen numerosos procedimientos para realizar aforos: A. Métodos directos: Se basan en medir la sección y la velocidad del agua. Existen varios tipos: •
flotador: se calcula el tiempo que tarda un flotador en recorrer una distancia conocida y se obtiene una estimación de la velocidad de la corriente. Existen diferentes tipos de flotadores: -
flotador de superficie (I): es una botella lastrada de la que sólo sobresale su cuello.
-
flotador de inmersión (II): constituido por un cesto lastrado unido a un pequeño flotador mediante una cuerda de longitud 0.6 d (d = espesor de la lámina de agua.
-
el bastón (III): consiste en un tuvo o varilla lastrado que penetra en el agua 0,9 d .
Los aforos con flotador se usan para una primera estimación de la velocidad de la corriente, antes de seleccionar la hélice adecuada para el aforo con molinete. •
molinete: es un aparato que dispone de una pieza móvil que gira impulsado por la corriente de agua, a la vez que contabiliza el número de revoluciones por unidad de tiempo. De este número se puede deducir la velocidad de la corriente. El cálculo de la velocidad se obtiene a partir de la siguiente expresión lineal: siendo:
V = an + b
V → la velocidad del agua n → la velocidad de giro de la pieza móvil a → una constante que depende del tipo de molinete y de la forma de la pieza móvil. Viene definida de fábrica. b → la velocidad mínima para que el molinete se ponga en movimiento. También viene calibrada de fábrica. Existen dos tipos de molinetes: Molinete de eje vertical (molinete Price). Molinete de eje horizontal. 11
Debido a que la distribución de velocidades en un cauce no es uniforme, sino variable, disminuyendo hacia los márgenes por el rozamiento contra el lecho y hacia la superficie del nivel del agua por el rozamiento con el aire, se debe medir la velocidad en varios puntos del cauce. •
Volumétrico: se utiliza para pequeños caudales. Consiste en medir el tiempo que tarda en llenarse un recipiente de volumen conocido.
B. Métodos indirectos: Utilizan además la variable, H , que define la altura de la lámina de agua. Se establecen curvas de caudales en función de la altura del agua (“curvas de gasto”). Existen diversos tipos: •
Escalas
•
Limnígrafos: es un registrador continuo de la variación de la altura de la lámina de agua con el tiempo. Los más tradicionales están basados en un mecanismo de flotadores conectados a una plumilla que marca sobre un papel de registro que a su vez gira impulsado por un mecanismo de relojería. Actualmente tienden a ser reemplazados por limnígrafos digitales que permiten conocer a tiempo real el valor del caudal y predecir el riesgo de avenidas.
•
Ultrasonidos: registra también de manera continua las distintas cotas de la lámina de agua.
•
Vertederos: consisten en una barrera que se establece en el canal o en un curso fluvial, midiéndose el espesor de la corriente aguas arriba de la retención con relación al borde superior de la misma (o el vértice, en el caso de un vertedero triangular).
Todos estos tipos de aforo se caracterizan porque requieren un régimen laminar en la corriente, es decir, que la distribución de las velocidades sea equiparable a una serie de capas paralelas al lecho y desplazándose en el mismo sentido, con ausencia de contracorrientes. Pero en algunos casos no se da este tipo de régimen (p.e. torrentes de alta montaña, ríos de gran caudal) y entonces de recurre a los aforos químicos. C.
Aforos químicos: Se basan en el principio de conservación de masas. Consisten en la inyección en la corriente de una sustancia ausente en el agua denominada trazador y en un posterior control de su proceso de disolución. Requiere suponer que el río se encuentre en un régimen permanente durante 12
la medida, es decir, sin pérdidas ni ganancias de agua, y ausencia de tramos de remanso o aguas muertas. Un trazador debe cumplir una serie de requisitos: debe ser detectable a bajas concentraciones debe ser fácilmente soluble en agua debe ser inocuo no debe ser reactivo con el lecho del río, ni degradable durante el ensayo ⇒ debe estar ausente de forma natural en ella agua o presente en muy bajas concentraciones ⇒ debe ser un producto de coste relativamente económico ⇒ ⇒ ⇒ ⇒
Algunos de los trazadores más usados son: dicromato sódico, cloruro de litio, rodamina B, fluoresceina disódica. Antiguamente incluso se usaban como trazadores sustancias radiactivas de corto periodo de semidesintegración (p.e. Br82), pero debido a su complejo manejo y a la necesidad de solicitar permisos especiales se han ido quedando prácticamente en desuso, a pesar de tener la ventaja de trazar grandes volúmenes de agua con pequeñas cantidades. 1.4.3. Estaciones de aforo.
Las estaciones de aforo son puntos fijos de aforo establecidos por las Confederaciones Hidrográficas (organismos de cuenca dependientes del MOPTMA que gestionan las estaciones de aforo). Anualmente se editan los caudales medios diarios para cada estación de aforos en los “anuarios de aforos”. El emplazamiento de una estación de aforo debe reunir una serie de condiciones técnicas: debe localizarse en un tramo recto del río (al menos aguas arriba) el cauce debe estar bien definido en estiajes y avenidas, para desaguar las avenidas sin desbordamientos ⇒ el lecho debe ser impermeable o al menos debe garantizar la no existencia de caudales subterráneos que desvirtúen las medidas superficiales ⇒ la erosión y sedimentación que tengan lugar en ese punto deben ser mínimas ⇒ debe haber una escala emplazada junto a la sección de control ⇒ las secciones deben estar acondicionadas para poder realizar aforos directos en cualquier momento ⇒ debe reunir una serie de condiciones geográficas como son una buena comunicación y proximidad de poblaciones, ya que esto proporcionará una vigilancia eficaz, y por último, la existencia de puentes para poder hacer los aforos desde ellos. ⇒ ⇒
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Los dos elementos más importantes en una estación de aforos son la escala y el limnígrafo, aunque eventualmente se puede prescindir de éste, pero nunca de la escala. Las estaciones de aforo se clasifican en: •
Estaciones de primer orden: Están dotadas de un registro continuo de niveles y de un sistema de aforo que permita las medidas del caudal durante las crecidas (molinete suspendido por cable). Deben permitir la toma de datos con gran facilidad y constituyen la red primaria o de base del país. Dependen del MOPTMA y no plantean ningún problema especial a la hora de realizar aforos.
•
Estaciones de segundo orden: Se caracterizan por tener un registro que puede no ser continuo. Están dotadas de escala pero no de limnígrafo. Se les encomienda objetivos menos importantes y suelen acondicionarse con obras de menor envergadura que las anteriores.
•
Estaciones de tercer orden: Estaciones de carácter episódico. Se instalan con objeto de estudios especiales o para el estudio del régimen del río antes del proyecto y construcción de la estación definitiva. En esta categoría suelen estar incluidas las estaciones de finalidad hidrogeológica.
En ocasiones, y a falta de algo mejor, se suelen tomar como estaciones de aforo las centrales hidroeléctricas que deriven todo el caudal del curso fluvial. 1.4.4. Curvas de gastos.
Una curva de gastos es una representación gráfica de la ecuación que relaciona caudal y espesor de la lámina de agua en una sección de aforo. Experimentalmente se ha demostrado que puede expresarse mediante la ecuación de una parábola tangente al eje de las alturas de la forma: Siendo: Q c h ho n
Q = c(h - ho)n → el caudal → un coeficiente de tipo empírico → el valor de la altura del nivel del agua → el valor de la altura correspondiente a → un exponente de tipo empírico
un caudal nulo
A los distintos datos (Q n , hn) representados sobre un papel semilogarítmico se le puede ajustar gráficamente una parábola. En la práctica se suele utilizar una escala logarítmica con el fin de obtener una recta con pocos puntos. Las curvas de gastos pueden ser simples o compuestas (dos o más rectas) en función de la morfología del cauce fluvial. 14
2. DISTRIBUCIÓN DE LOS RECURSOS HÍDRICOS. La Tierra, desde el espacio, se asemeja a una gran esfera de color predominantemente azul debido a las grandes extensiones de agua que la cubren. El 71% de la superficie del planeta está cubierto por agua. Pero la distribución de esta cantidad de agua es desigual y además sólo una pequeña parte puede ser explotada y puede ser utilizada para consumo humano. Los recursos totales de agua en la Tierra son de 1.384 millones de km 3 quedando distribuidos de la siguiente manera (tabla I): • •
97,6% en los océanos (1.350 millones de km 3 de agua salada) 2,4% en los continentes (33.9 millones de km 3 ) que a su vez se distribuye: • • • • •
1,9% en hielos polares y casquetes glaciares (26 millones de km 3 ) 0,5 % en aguas subterráneas de menos de 4.000 m de profundidad (7 millones de km 3) 0,0009% en lagos de agua dulce 0,0008% en lagos de agua salada 0,0001% en ríos
Aproximadamente el 75% del agua contenida en zonas terrestres está almacenada en forma de hielo o es salina y sólo un pequeño porcentaje (el 0,5% del total de los recursos hídricos) es utilizable como agua potable. Además el 98% (unos 13.000 km 3) del agua potable es agua subterránea. En la Atmósfera sólo se encuentra el 0,001% del total de los recursos hídricos, en forma de vapor de agua y en la Biosfera se encuentra el 0,0005% . Por último debemos mencionar que también hay agua en el interior de la Tierra. Este agua se encuentra en disolución o formando parte de la composición de minerales.
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3. EL CICLO HIDROLÓGICO. 3.1. Generalidades.
El agua no permanece estacionaria sobre la Tierra sino que se establece una circulación del agua entre los océanos, la atmósfera y la litosfera-biosfera de forma permanente. Es lo que se conoce como ciclo hidrológico. El ciclo hidrológico se podría definir como el “proceso que describe la ubicación y el movimiento del agua en nuestro planeta”. El concepto de ciclo hidrológico actual tiene sus orígenes en la Antigüedad Clásica. Los grandes sabios de aquella época ya observaron que el agua en nuestro planeta, no sólo era la fuente de toda vida, sino que se movía y además sufría cambios de estado: •
Platón: Concebía la existencia de un ciclo del agua, pero su visión era justo al revés de como ahora explicamos el ciclo hidrológico. Su idea era que el agua surgía en los manantiales y fuentes de donde el agua pasaba a los ríos y de ahí al océano (más concretamente al océano por ellos conocido, el mar Tártaro). Explicaba el comienzo del ciclo en las fuentes y manantiales. Esta visión se debía a un simple hecho de observación, ya que veía como el agua surgía del interior de la Tierra a través de las fuentes y de ahí pasaba a los ríos los cuales a su vez desembocaban en el mar. Esta misma visión del ciclo hidrológico era concebida por pensadores como Leonardo da Vinci o Descartes.
•
Aristóteles: Introdujo el concepto de “condensación”. Para él el origen del agua de las fuentes estaba en la humedad del aire. Esta humedad sufría un proceso de condensación que daba origen a las fuentes. El agua de las fuentes pasaba a los ríos y de estos al mar. En el primer siglo de la Era Cristiana, Séneca explicó de forma similar sus ideas sobre la procedencia del agua en nuestro planeta.
•
Vitruvio, arquitecto romano del siglo I a.C. introdujo el concepto de “infiltración” basándose en una serie de observaciones realizadas en el Vesubio. Observó que las fuentes que surgían en las faldas del Vesubio tenían más agua cuando llovía o nevaba. Pensó que el agua de las fuentes procedía de la infiltración del agua de lluvia o de la nieve.
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 (líquido, gaseoso y sólido). Este flujo de agua se produce por dos causas principales: • •
la energía solar la gravedad 16
El Sol causa la evaporación del agua y ésta en forma de vapor se eleva hacia las capas altas de la atmósfera. La fuerza de la gravedad hace que el agua condensada en las nubes precipite y una vez en la superficie terrestre circule desde las zonas más elevadas a las más bajas. El ciclo hidrológico es un proceso continuo en el que una partícula de agua evaporada del océano vuelve al océano después de pasar por las etapas de precipitación, escorrentía superficial y/o escorrentía subterránea.
Fig. 5 El ciclo hidrológico
El ciclo se inicia sobre todo en las grandes superficies líquidas (lagos, mares y océanos) donde la radiación solar favorece que continuamente se forme vapor de agua. El vapor de agua, menos denso que el aire, asciende a capas más altas de la atmósfera, donde se enfría y se condensa formando nubes. Cuando por condensación las partículas de agua que forman las nubes alcanzan un tamaño 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). Pero no todo el agua que precipita llega a alcanzar la superficie del terreno. Una parte del agua de precipitación vuelve a 17
evaporarse en su caída y otra parte es retenida (“agua de intercepción”) por la vegetación, edificios, carreteras, etc., y luego se evapora. Del agua que alcanza la superficie del terreno, una parte queda retenida en charcas, lagos y embalses (“almacenamiento superficial”) volviendo una gran parte de nuevo a la atmósfera en forma de vapor. Otra parte circula sobre la superficie y se concentra en pequeños cursos de agua, que luego se reúnen en arroyos y más tarde desembocan en los ríos (“escorrentía superficial”). Este agua que circula superficialmente irá a parar a lagos o al mar, donde una parte se evaporará y otra se infiltrará en el terreno. Pero también una parte de la precipitación llega a penetrar la superficie del terreno (“infiltración”) a través de los poros y fisuras del suelo o las rocas, rellenando de agua el medio poroso. En casi todas las formaciones geológicas existe una parte superficial cuyos poros no están saturados en agua, que se denomina “zona no saturada”, y una parte inferior saturada en agua, y denominada “zona saturada”. Una buena parte del agua infiltrada nunca llega a la zona saturada sino que es interceptada en la zona no saturada. En la zona no saturada una parte de este agua se evapora y vuelve a la atmósfera en forma de vapor, y otra parte, mucho más importante cuantitativamente, se consume en la “transpiración” de las plantas. Los fenómenos de evaporación y transpiración en la zona no saturada son difíciles de separar, y es por ello por lo que se utiliza el término “evapotranspiración” para englobar ambos términos. El agua que desciende, por gravedad-percolación y alcanza la zona saturada constituye la “recarga de agua subterránea. El agua subterránea puede volver a la atmósfera por evapotranspiración cuando el nivel saturado queda próximo a la superficie del terreno. Otras veces, se produce la descarga de las aguas subterráneas, la cual pasará a engrosar el caudal de los ríos, rezumando directamente en el cauce o a través de manantiales, o descarga directamente en el mar, u otras grandes superficies de agua, cerrándose así el ciclo hidrológico. El ciclo hidrológico es un proceso continuo que es irregular en el espacio y en el tiempo. Una gota de lluvia puede recorrer todo el ciclo o una parte de él. Cualquier acción del hombre en una parte del ciclo, alterará el ciclo entero para una determinada región. El hombre actúa introduciendo cambios importantes en el ciclo hidrológico de algunas regiones de manera progresiva al desecar zonas pantanosas, modificar el régimen de los ríos, construir embalses, etc. El ciclo hidrológico no sólo transfiere vapor de agua desde la superficie de la Tierra a la atmósfera sino que colabora a mantener la superficie de la Tierra más fría y la atmósfera más caliente. Además juega un papel de vital importancia: permite dulcificar las temperaturas y precipitaciones de diferentes zonas del planeta, intercambiando calor y humedad entre puntos en ocasiones muy alejados. Las tasas de renovación del agua, o tiempo de residencia medio, en cada una de las fases del ciclo hidrológico no son iguales. Por ejemplo, el agua de los océanos se renueva lentamente, una vez cada 3.000 años, en cambio el vapor atmosférico lo hace rápidamente, cada 10 días aproximadamente. 18
3.2. Elementos que condicionan el ciclo hidrológico.
El agua en la hidrosfera está en continuo movimiento, se mueve o transfiere de un sitio a otro y de un estado a otro. Existen una serie de elementos “climáticos” que van a condicionar de forma directa el funcionamiento del ciclo hidrológico. Estos elementos son: A. Radiación: La cantidad de radiación que recibe cualquier objeto situado en el Sistema Solar es función de la energía que libera el Sol, de la distancia a éste y de la cantidad de superficie que intercepta las radiaciones solares. La energía media recibida en la Tierra se denomina constante solar y es del orden de 2 cal/cm 2 x min, pero no toda llega a la superficie de la hidrosfera y litosfera, ni llega igual energía a todos los puntos de la Tierra. Del total del calor recibido en la Tierra una parte es reflejado y dispersado por las partículas existentes en la atmósfera superior, otra parte es reflejado por las nubes o por la misma hidrosfera y litosfera. La cantidad de energía reflejada (“albedo”) es del orden del 32-35%. El resto es absorbido por la atmósfera, hidrosfera y litosfera. Una parte de esta energía absorbida es empleada para calentar el agua, el aire y la superficie terrestre, transformándose en energía mecánica o siendo utilizada para los cambios de estado. B. Temperatura: Es la medida de la energía calórica. La mayor parte de esta energía calórica procede del Sol, pero también existe un calor “interno” procedente de la desintegración de elementos radiactivos “primigenios” (flujo geotérmico). El flujo geotérmico es mucho más pequeño que el calor proveniente del Sol, por lo cual no tiene una importancia muy relevante. La temperatura refleja el estado potencial calórico de una sustancia, permitiendo expresar numéricamente el efecto que en los cuerpos produce el calor (resultado del balance entre la radiación recibida y la emitida). Para el ciclo hidrológico interesa de manera especial la temperatura del aire en las inmediaciones de la superficie terrestre. El aire se enfría o se calienta, por diversos mecanismos de transmisión y por los cambios de estado físico del agua atmosférica, a partir del suelo. 19
La temperaturas del aire depende de: ⇒ ⇒
la radiación solar la circulación atmosférica
La temperatura no depende sólo de la energía calórica solar, sino también está condicionada por el denominado calor latente (calor que se produce con los cambios de estado del agua). El agua tiene una gran facilidad para absorber calor, p.e. para elevar la temperatura de 1 gramo de agua se necesita 1 caloría; para evaporar 1 cm 3 de agua se requieren 400 calorías. C. Presión atmosférica: Se define como el peso de una columna de aire que gravita sobre un determinado elemento unitario de superficie. Cada componente del aire tiene su propia presión. Debido a que el aire es una mezcla de gases, la suma de todos ellos nos dará la presión total. El valor de la presión atmosférica disminuye con la altura, pero esta disminución no es uniforme, por no serlo la columna de aire. Además la presión atmosférica sufre variaciones con las perturbaciones atmosféricas. D.
Humedad: Es la presencia de vapor de agua en el aire. Se expresa en %. Diferenciamos: •
Humedad absoluta: son los gramos de agua que hay en un m 3 de aire.
•
Humedad relativa: relación entre el vapor de agua que hay y el máximo que puede haber, es decir, es la relación entre la humedad absoluta y la humedad hasta la saturación.
•
Tensión de vapor: es la presión parcial del vapor de agua en la atmósfera. Depende de la temperatura: a mayor calor, mayor tensión de vapor. Se expresa en bares.
•
Punto de rocío: es el punto de saturación a partir del cual la humedad se condensa sobre una superficie, es decir, es la temperatura a la cual el vapor de agua se satura.
•
Humedad específica: cociente entre la masa de vapor de agua y la masa total del aire húmedo para una masa determinada de aire.
20
E. Viento: Las masas de aire son impulsadas por efecto de los gradientes báricos, resultado de las diferencias de presión existentes entre dos puntos en la atmósfera. F. Precipitación: El vapor de agua contenido en las masas de aire, como consecuencia de los cambios de presión y temperatura y del movimiento de las masas de aire, ayudado a veces por minúsculos núcleos de condensación y material sólido en suspensión, se reúne en gotas de agua o en cristales de hielo y caen hasta alcanzar la superficie terrestre. Las medidas de las precipitaciones se obtiene a partir de la recogida de lluvia en pluvímetros y sus unidades son mm o l/ m 2. 3.3. Relaciones aguas superficiales – aguas subterráneas
Las relaciones entre un curso fluvial y un acuífero pueden ser de tres tipos: A. Río ganador o efluente: el río recibe agua del acuífero B. Río perdedor o influente: el río dona agua al acuífero C. Ausencia de relaciones: el río discurre sobre un acuífero confinado por una capa impermeable en superficie. La conexión hidráulica río-acuífero varía frecuentemente a lo largo del curso fluvial. Un río puede ser ganador en parte de su recorrido y perdedor en otro tramo. También pueden producirse cambios temporales por variaciones estacionales o por influencia antrópica (el máximo de extracciones de aguas subterráneas durante el verano puede provocar la aparición de ríos perdedores). Un fenómeno frecuente es el almacenamiento en las riberas: un río ganador pasa a perdedor al producirse una rápida crecida del nivel del agua, introduciéndose parte del agua superficial en las márgenes del cauce. El tipo de conexión hidráulica puede determinarse por dos procedimientos: •
aforos escalonados: consisten en la medida consecutiva del caudal de un río entre dos puntos separados por un tramo en el que el curso fluvial no recibe aportaciones de afluentes. Si el aforo aguas abajo es de mayor valor el río es ganador, en caso contrario, es perdedor
•
mapas de isolíneas del nivel freático si las líneas de flujo de las aguas subterráneas (perpendiculares a las isolíneas) convergen hacia el cauce, el río es ganador; si divergen el río es perdedor.
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4. EL BALANCE HÍDRICO. 4.1. Características generales.
El balance hídrico tiene por objeto cuantificar los recursos y volúmenes de agua del ciclo hidrológico de acuerdo con el axioma de Lavoisier: “nada se crea ni se destruye, sólo se transforma”. Este axioma en dinámica de fluidos se conoce como la ecuación de la continuidad. También permite establecer relaciones entre las distintas variables hidrológicas. La ecuación de la continuidad se basa en que la diferencia que se produce entre las entradas y las salidas de agua se traduce en el agua que queda almacenada. entradas - salidas = variación en el almacenamiento Generalmente se considera que, para tiempos suficientemente largos, se llegan a establecer condiciones de equilibrio entre las entradas y salidas y en consecuencia la variación en el almacenamiento es nula. Según esta hipótesis la ecuación quedaría: P = E + ETR E = ES + ED siendo: P E ETR ES ED
→ precipitación → escorrentía total → evapotranspiración real (evaporación + consumo vegetal) → escorrentía subterránea o descarga de los acuíferos a ríos,
mar (equivalente a la infiltración) → escorrentía directa o superficial (inmediatamente posterior a las precipitaciones)
lagos o
El balance hídrico anual para la Península arroja unos valores de precipitación (P) de 334 km3 y la evapotranspiración (ETR) es aproximadamente de 221 km 3; asimismo se estima una escorrentía subterránea (ES) de 21 km 3, una aportación subterránea (AS) de 16 km3, una descarga subterránea al mar (DSM) de 5 km 3 y una aportación de los ríos al mar (AR) de 118 km 3 que queda repartida de la siguiente manera: • •
Vertiente atlántica Vertiente mediterránea
91 km3 27 km 3
La distribución de las precipitaciones en la Península Ibérica viene caracterizada por su irregularidad espacial y temporal. Esto hace que sea más apropiado definir el balance hídrico a partir de un análisis estadístico extendido a varios años y no establecerlo para un año determinado.
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Además, el establecimiento de un balance hídrico a escala peninsular es complicado a pesar de ser bien conocida la distribución de la precipitación (excepto en zonas de alta montaña) porque: ⇒
Las aportaciones de los ríos no están tratadas con el necesario detalle. Se hace necesario la existencia de más y mejores estaciones de aforo.
⇒
El análisis de la componente fluvial de origen subterráneo es totalmente insuficiente y es sólo orientativa.
⇒
No se conocen datos de infiltración media. La infiltración se estima a partir de coeficientes. Este aspecto es de suma importancia en la elaboración de modelos de simulación, pues en el caso de acuíferos representa una fracción significativa del total de recursos que se incorporan al sistema. Se suele utilizar esta magnitud como variable de calibración, es decir, se supone un valor inicial en el modelo y después se infiere su valor más probable mediante un proceso de prueba y error conocido como calibración, que será convenientemente descrito en el capítulo que trata la metodología de modelización.
⇒
No existe un control sobre las explotaciones de aguas subterráneas y parece difícil que lo haya en el futuro. Las cifras de uso de agua subterránea proceden de estimaciones a partir del inventario de puntos acuíferos y de encuestas sobre superficies regadas, cultivos y dotaciones. Las cantidades derivadas para riego a partir de cursos fluviales se conocen algo mejor.
⇒
En 1972 el IGME empezó a controlar las descargas y el régimen de los acuíferos pero los estudios adolecen, en su mayoría, de la brevedad de las series.
⇒
La descarga subterránea al mar se estima a partir de las fórmulas de hidráulica subterránea.
4.2. Elementos del balance hídrico.
Para realizar un balance hídrico lo principal es la adquisición de datos, por lo cual se requiere que ésta se haga de la forma más precisa posible. Se deben recoger datos de: •
PRECIPITACIÓN P: Se mide en las estaciones meteorológicas mediante pluviómetros.
•
EVAPOTRANSPORACIÓN ET: Se determina mediante cálculos basados en la temperatura y humedad de la atmósfera y del suelo.
•
ESCORRENTÍA SUPERFICIAL o DIRECTA ED: Se determina por aforos de cursos fluviales. 23
•
ESCORRENTÍA SUBTERRÁNEA o DE INFILTRACIÓN ES: Se calcula por diferencia, una vez conocidos los demás términos del balance hídrico, o por cálculos y experiencias basados en la porosidad y permeabilidad de diferentes rocas.
Existen tres vías para cuantificar los valores de la escorrentía superficial y subterránea: A. Modelos matemáticos: se basan en la ley de Darcy. Requieren un detallado conocimiento de las características del acuífero: geometría, posición de los niveles piezométricos, parámetros hidrogeológicos, etc. B. Métodos hidroquímicos: conociendo la composición química de las aguas del acuífero y del río y suponiendo que no hay interacción entre las sustancias disueltas de ambos orígenes, se podría calcular el porcentaje de agua subterránea que recibe un curso superficial. Este método no es fácilmente aplicable. C. Estudios de hidrogramas: es importante asegurarse de que en la cuenca de análisis no existe escorrentía superficial diferida: caudales de desembalse, de deshielo, de drenaje de lagos o zonas pantanosas, y además que la cuenca receptora sea inferior a unos pocos de miles de km2, pues en caso contrario pueden existir caudales diferidos procedentes de un irregular reparto de las lluvias o provocado por el gran tamaño de la cuenca. 4.3. Establecimiento del balance hídrico.
El establecimiento del balance hídrico en una cuenca o en una región determinada permite obtener información sobre: • • • •
El volumen anual de escorrentía o excedentes. El periodo en el que se produce el excedente y por tanto la infiltración o recarga del acuífero. Periodo en el que se produce un déficit de agua o sequía y el cálculo de la demanda de agua para riego en ese periodo. Cálculo de la ETR.
El balance hídrico permite el siguiente planteamiento: P = ETR + EX + ΔR con la condición de que ETP >= ETR y siendo: P ETR EX ΔR
→ precipitación (en mm) → evapotranspiración real (en mm) → excedentes de agua (escorrentía + infiltración) (en mm) → variación de la reserva de agua utilizable por las plantas (en
mm) 24
ETP
→ evapotranspiración potencial (en mm)
La ETR se calcula mediante el balance hídrico o mediante fórmulas empíricas (de Coutagne, de Turc, o de Makkink) o directamente mediante evapotranspirómetros. El cálculo de la ETP se realiza mediante la aplicación de fórmulas empíricas (de Penman, de Thornthwaite, de Blaney-Criddle, de Turc, de Makkink, entre otros). Para establecer el balance hídrico se necesitan los datos de: ∗
Las precipitaciones medias anuales (con una serie de 5-10 años) del máximo de estaciones meteorológicas disponibles.
∗
La evapotranspiración potencial media anual (de la misma serie de años).
∗
La reserva de agua útil (RU) o el agua que puede almacenar el suelo y utilizar las plantas. Esta reserva depende de: el tipo de suelo la capacidad de campo (Cc): grado de humedad de una muestra que ha perdido toda su agua gravitacional. ⇒ el punto de marchitez (Pm): grado de humedad de una muestra tal que la fuerza o succión que ejercen las raíces sobre el agua ya no les permite sacar más agua. Esto quiere decir que la fuerza de succión de las raíces no supera a la fuerza con la que dicho suelo retiene el agua. ⇒ la profundidad de las raíces ⇒ la densidad aparente del suelo ⇒ ⇒
Estos datos se pueden obtener experimentalmente o mediante tablas conociendo el tipo de suelo. El cálculo del balance hídrico comienza en octubre, cuando comienza el año hidrológico en España. El primer mes se puede considerar que el suelo está a capacidad de campo (reserva completa) o que está seco. Mes a mes se va obteniendo la ETR que será igual a la ETP cuando ésta sea menor que las precipitaciones o cuando exista agua en la reserva de agua para llegar a la ETP. Cuando la ETP es mayor que las precipitaciones, la ETR sólo puede llegar a ser igual a la ETP si existe agua suficiente en la reserva del suelo para ello, o como máximo llegará al valor de la precipitación. La diferencia entre P y ETP supone una variación en la reserva del suelo que si es positiva se sumará a la reserva del mes anterior hasta que esta esté completa y si es negativa se restará a la reserva del mes anterior. Si la reserva de agua se completa, lo que sobra formará parte de los excedentes. Si falta agua en la reserva para alcanzar la ETP lo que falta constituye el déficit.
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Una vez acabado el cálculo mensual se realiza la suma total anual de la P, ETP, ETR, excedentes y déficits y se debe cumplir: P = ETR + EXCEDENTES ETP = ETR + DÉFICITS El valor de la ETR anual se compara con el obtenido mediante algunas de las fórmulas empíricas antes citas y se decide que valor de la reserva de agua útil es el más correcto. Una vez realizado el balance se representa gráficamente para establecer el periodo de recarga o de infiltración hacía los acuíferos, el periodo de sequía o de déficit y el periodo de utilización de la reserva de agua del suelo.
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5. ANÁLISIS DE HIDROGRAMAS. 5.1 Componentes del hidrograma.
Un hidrograma es la expresión gráfica de la variación temporal del caudal en una estación de aforos dada. La figura representa un hidrograma o curva de caudales en función del tiempo obtenida tras un aguacero, y es por ello que presenta una forma en campana disimétrica. En un hidrograma se pueden distinguir 4 partes: 1. Curva de concentración: parte correspondiente al ascenso de la crecida. Su forma depende de la hetereogeneidad espacial y temporal del chubasco. El intervalo de tiempo que separa el comienzo de la crecida del máximo alcanzado en el hidrograma (pico) se le denomina tiempo de subida. 2. Pico: zona que rodea el máximo valor del caudal. Se produce en un cierto intervalo de tiempo tras el máximo del aguacero que recibe del nombre de lag o tiempo de retardo, o tiempo de repuesta. 3. Curva de descenso: parte correspondiente a la disminución progresiva del caudal. Está compuesta por las curvas respectivas de las tres escorrentías (superficial, hipodérmica y subterránea) en que se reparte el volumen del aguacero. Cada una tiene sus características propias. 4. Curva de agotamiento: representa el decrecimiento del caudal al cabo de un tiempo suficientemente largo como para que toda la escorrentía superficial haya cesado y el río sea alimentado únicamente por la escorrentía subterránea.
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5.2. Objetivos del análisis de hidrogramas.
El objetivo del estudio de los hidrogramas es separar los valores de las distintas escorrentías. En la práctica se limita a dividir la escorrentía total medida en la estación de aforos en escorrentía superficial y subterránea. El primer paso de un análisis consiste en conocer de modo cualitativo las relaciones río-acuífero. Esto sólo se suele aplicar a los ríos ganadores o efluentes. Existen numerosos métodos de separación de las escorrentías pero todos ellos tienen una fuerte componente subjetiva por lo que se pueden alcanzar resultados muy dispares. Además el análisis de hidrogramas también permite calcular el coeficiente de agotamiento, a través del cual, y en ciertos casos, se pueden estimar parámetros hidrológicos de los acuífero.
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6. DEMANDA Y USOS DEL AGUA. Se pueden diferenciar dos categorías dentro de la utilización de los recursos hídricos: •
Usos consuntivos: utilizan el agua para obtener productos industriales y agrícolas y para abastecimiento de poblaciones.
•
Usos no consuntivos: se aprovecha la energía del agua en movimiento (hidroenergía) o se utiliza como medio (transporte acuático, piscicultura) o como elemento del paisaje (para fines deportivos, recreativos) sin alterar su cantidad ni, a veces, su calidad.
Los recursos más utilizados son las aguas superficiales relegando las aguas subterráneas a un segundo plano, a pesar de su importancia. Debido al creciente aumento de la utilización de los recursos hídricos cada vez va adquiriendo mayor importancia la creación de embalses para regulación. A escala mundial la superficie total de agua embalsada es de unos 300.000 km 2 (UNESCO) con una capacidad de explotación de 5.000 km 3 (10.000 embalses), lo que equivale a un 13% de la aportación anual de la superficie terrestre. Entre los grandes lagos reguladores se encuentran el Victoria (Africa), Baikal (Rusia), Ontario (América del Norte). Los acuíferos también se utilizan para regulación, ya que pueden ser recargados, aunque hay que tener en cuenta su capacidad de infiltración. En los últimos años cada vez son mayores los trabajos que se vienen desarrollando para promover la utilización conjunta de aguas superficiales y subterráneas. El aprovechamiento de las aguas excedentarias debe contemplar la prevención del agotamiento de los acuíferos, su defensa ante la contaminación y la intrusión marina. En el caso concreto de España el volumen de agua que se utiliza es superior a 27.000 hm3/año (Llamas, 1988) lo que supone un 25% de la aportación por escorrentía. El regadío constituye el principal uso consuntivo (85-90%), unos 25.000 hm3, con una superficie regable de 3 x 10 6 ha, de las que sólo 1/3 (900.000 ha) se riegan con aguas subterráneas. El resto es de uso urbano e industrial y sólo un 30% es de origen subterráneo (porcentaje más bajo de toda Europa, a excepción de Noruega). La importancia actual de los recursos subterráneos en España aún no está bien valorado, aunque cabe destacar por ejemplo que en las islas es prácticamente el único recurso hídrico disponible y que el área mediterránea cubre aproximadamente la mitad de los usos consuntivos. Los recursos superficiales están regulados mediante 900 embalses con un volumen total de agua embalsada de 52.000 hm 3. Estos recursos cubren, en general, las demandas de aguas establecidas en la Síntesis del Plan Hidrológico Nacional (PHN, 1990), aunque existen cuencas deficitarias. El PHN prevé una dotación media para uso urbano de 300 l/hab/día y para uso agrícola de 7.600 m 3/hab/año. La utilización y explotación de las aguas, tanto superficiales como subterráneas actualmente es gestionada por las Confederaciones Hidrográficas y las Comisarias de Aguas. 29
7. FÍSICA DE FLUIDOS. 7.1. Propiedades físicas de los fluidos.
A. Peso y masa Masa es una característica de la cantidad de materia que contiene un fluido, esto es, de la inercia que ofrece al movimiento o al reposo. Peso de un cuerpo es la acción que sobre el mismo ejerce la gravedad. Dado que la gravedad es prácticamente constante, según la Ley de Newton tendremos: p=mxg En estudios de hidrología nos interesa conocer: Peso específico (γ) es el peso / unidad de volumen. Masa específica (ρ) es la masa / unidad de volumen Densidad relativa ( δ) viene dada por la comparación de la masa o el peso de algo con la del agua. El agua en condiciones normales tiene una masa específica específico γ = 1000 kg/m3 y una densidad relativa δ= 1
ρ =1
gr/cm3; un peso
La relación entre el peso específico y la masa específica viene dada por la gravedad: γ = ρ x B.
g
Compresibilidad
Se llama así a la medida del cambio de volumen de un fluido sometido a fuerzas externas, cuando una vez que desaparecen esas fuerzas el fluido recupera su volumen primitivo. Se expresa por el módulo de elasticidad medido en Kg. m 2. E = ρ x dp/dρ El valor de E para el agua es de E=2,08 x10 8 kg/m2. Esto significa que si queremos aumentar su densidad en un 1%, o lo que es lo mismo, disminuir el volumen tendremos que aumentar la presión en más de 200 atmósferas (1 atm ≅ 1 kg /cm2). La diferencia entre un líquido y un gas es que teóricamente un gas es compresible y el agua no. Pero el agua también es compresible, aunque muy poco. De todas formas la compresibilidad del agua es despreciable, y salvo en algunos estudios específicos como los de transmisión de ondas elásticas, p.e., se suele considerar al agua como incompresible. 30
C.
Viscosidad
Es la propiedad por la cual el fluido resiste el movimiento relativo interno al rozar con las paredes del conducto originando unas tensiones tangenciales. Estas tensiones, en el caso de los líquidos, son el resultado de la cohesión existente entre las moléculas. La viscosidad es por tanto, la resistencia al desplazamiento relativo. Según Newton la tensión cortante “t” en un punto, es proporcional al gradiente de la velocidad en ese punto. De acuerdo con esto, si consideramos dos láminas de agua de un líquido que se mueven a una velocidad (v) y (v + Δv) respectivamente y su separación Δy es muy pequeña, la fuerza necesaria para vencer su cohesión será F = μ x S x Δv/Δy Siendo Δy es la distancia entre los centros de dos partículas y μ lo que se conoce como viscosidad dinámica o viscosidad absoluta y se expresa en poises (dina.sg.cm -2). Dividiendo la viscosidad dinámica por la masa específica se obtiene viscosidad cinemática que se expresa en stokes (cm 2 s-1): ν = μ / ρ
El agua es un líquido poco viscoso y su viscosidad es función de la temperatura. Por regla general, en los modelos de simulación se considera una temperatura media y se supone que tanto la densidad como la viscosidad del agua son constantes. Cuando se realizan modelos de flujo subterráneo, estas hipótesis pueden no ser ciertas, por ejemplo en aquellos casos en los que se dan condiciones de contaminación antrópica o natural importantes. Ejemplo típico son los modelos que se realizan junto a bordes costeros, en los que la contaminación por cloruros puede modificar sensiblemente la densidad y/o viscosidad del agua o en aquellos casos en los que por las características de los contaminantes (p.e., hidrocarburos) la densidad y la viscosidad puedan verse fuertemente alteradas. En estos casos o bien se establecen hipótesis simplificadoras para considerar constantes estas magnitudes o bien se recurre a modelos más complejos que tienen en cuenta esta variabilidad. D.
Capilaridad (tensión superficial)
La acción de cohesión y adhesión entre las moléculas de un líquido produce una tensión superficial. Cuando una molécula líquida se halla completamente sumergida y sin contacto con las paredes del recipiente, las acciones de las otras moléculas sobre ella, producidas durante un periodo de tiempo infinitesimal, se equilibran. Pero cuando esta molécula está en superficie o en contacto con el recipiente, existe una componente normal a la superficie de contacto.
31
Este fenómeno causa la forma esférica de las gotas de agua. Por efecto del mismo fenómeno se produce la subida de un líquido por un tubo capilar: 2σ x cosθ hc = --------------rγ siendo: hc r θ σ γ
→ sobreelevación o descenso → radio del tubo → ángulo de contacto entre el líquido → factor de tensión superficial → peso específico
y la pared del tubo
Las unidades de la tensión superficial son dinas/cm. En la tabla adjunta se ofrecen los valores de la tensión superficial de algunos fluidos:
Fluido
-3
(10 N/m)
Aceite de oliva
33.06
Agua
72.80
Alcohol etílico
22.80
Benceno
29.00
Glicerina
59.40
Petróleo
26.00
Tensión superficial de los líquidos a 20ºC Fuente: Manual de Física, Koshkin N. I. , Shirkévich M. G.. Editorial Mir (1975)
La tensión superficial es importante en la zona no saturada. El ascenso del agua depende de manera importante del tipo de terreno, p.e. si el terreno es arcilloso, el radio de las arcillas es muy pequeño por lo que el ascenso por capilaridad es grande; pero si el terreno es de gravas, las cuales poseen radios grandes, el ascenso por capilaridad suele ser pequeño. La razón del ascenso se debe a que el agua que asciende por capilaridad está a menor presión que la atmosférica. La cantidad de agua que asciende es proporcional al tamaño del poro. Este fenómeno puede tener especial significancia en modelos de calidad de aguas. En acuíferos subterráneos se desarrolla en las proximidades del nivel freático una barrera de presiones negativas (succiones) que impide parcialmente el tránsito de contaminantes. La extensión y significancia de esta 32
barrera es dependiente de las características granulométricas del medio y en algunos casos puede actuar a modo de protección frente a la contaminación de acuíferos. 7.2. Estática de fluidos.
La ciencia que estudia los fluidos no sometidos a movimiento se denomina hidrostática. Si un cuerpo no se mueve es porque las fuerzas que actúan sobre dicho cuerpo se anulan. Al estar en reposo no existen fuerzas tangenciales a la cara del elemento producidas por la viscosidad en el líquido en movimiento. Por ello se puede decir que las fuerzas internas son perpendiculares a las caras del elemento líquido, y también los elementos líquidos al estar en contacto con el recipiente que lo contiene, dará lugar a fuerzas perpendiculares a las caras del mismo. Dichas fuerzas por unidad de superficie se denominan Presiones. La unidad más utilizada para expresar la presión es el pascal (N /m 2), aunque existen otras unidades como p.e. la atmósfera (kg / cm 2). Si trabajamos con presiones relativas (P), o sea, tomando como cero la presión atmosférica (Pa), la superficie libre del agua corresponde a una presión relativa nula (p0 / γ) y tomándola como plano de referencia z 0 = 0 tendremos: P / γ = -z La presión relativa en el seno de un líquido varía linealmente con la profundidad (z) y es igual a ésta multiplicada por el peso específico ( γ), es decir, es equivalente al peso de la columna de agua que tiene por encima: P = -γ x z + pa Estas dos expresiones nos sintetizan el principio básico de la hidrostática, el cual viene a decir que “ a medida que se desciende, aumenta la presión linealmente”, p.e. en una piscina la presión es mayor en la parte más baja. Existen numerosos elementos para medir la presión, siendo el más utilizado el denominado “tubo piezométrico”. Este elemento consiste en un tubo conectado por un extremo al punto en el que se quiere medir la presión, mientras que por el otro extremo se mantiene abierto y sometido a presión atmosférica. 7.3. Cinemática de fluidos.
Denominamos Trayectoria al camino que recorre una partícula líquida en movimiento. Las líneas de corriente son las envolventes de la velocidad de las partículas líquidas en un instante determinado. Cuando la velocidad del fluido varía a lo largo del tiempo hablamos de movimiento transitorio. Si la velocidad del fluido se mantiene constante a lo largo del tiempo hablamos de movimiento permanente o estacionario. El movimiento permanente es independiente del tiempo y en él las líneas de corriente coinciden con las trayectorias de las partículas elementales. Si a lo largo de una sección la velocidad se mantiene constante hablamos de movimiento 33
uniforme. El movimiento laminar es aquel movimiento en el que cada partícula describe una trayectoria con una velocidad paralela a la corriente. Movimiento turbulento es aquel movimiento en el que las partículas están animadas por una componente de la velocidad en el sentido de la corriente y otra componente transversal. Como el agua es incolora para ver si el movimiento es laminar o turbulento se inyecta un trazador colorante. Si la velocidad es pequeña el trazador se ve como una lámina. Si aumenta la velocidad debido al rozamiento, a la viscosidad, el flujo se hace turbulento. En los ríos los caudales suelen ser turbulentos, mientras que en las aguas subterráneas el movimiento casi siempre es laminar pues la velocidad es muy pequeña. 7.4. Dinámica de fluidos
En un río el agua no lleva la misma velocidad en toda la sección: la velocidad es mayor en el centro de la corriente y en la parte superficial de la lámina de agua, ya que el fondo y las márgenes están sometidas al rozamiento. Se suele diferenciar entre una: Velocidad instantánea: velocidad que existe en un punto de la sección en un instante de tiempo determinado. Velocidad media: valor medio de las velocidades instantáneas. Las isotacas son las líneas que unen los puntos con la misma velocidad instantánea. Caudal es el volumen de líquido que pasa a través de una sección por unidad de tiempo. 7.5. Energía.
La energía o el trabajo se define como el producto de una fuerza por una determinada longitud. En un punto de una determinada sección se distinguen 3 tipos de energía: •
energía cinética: debida a la velocidad del movimiento. Ec = v 2 / 2g
•
energía de presión: también se conoce como “altura piezométrica” y es la debida a la presión. Ep = p / γ
•
energía de posición: también llamada de “altura geométrica”, se debe a la altura sobre un plano de referencia.
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