Balance hdrico

El planteamiento de un balance hdrico es un procedimiento indirecto para estimar las

extracciones de agua subterrnea especialmente indicados para acuferos de gran extensin y

abundante explotacin ya que es menos costoso y ms fcil de aplicar que los mtodos

directos.

El balance hdrico se basa en el axioma de conservacin de masas de Lavoisier, que en

dinmica de fluidos se conoce como "ecuacin de la continuidad". Este axioma se basa en que

la diferencia que se produce entre las entradas y las salidas de agua en un acufero entre dos

fechas se traduce en la variacin que se produce en el almacenamiento.

entradas - salidas = variacin en el almacenamiento

El balance hdrico se debe aplicar en aquellas zonas donde el volumen y las condiciones de

contorno sean ms o menos conocidas.

El establecimiento de un balance hdrico supone medir flujos de agua (caudales) y

almacenamientos (niveles). Pero el problema se complica cuando existen flujos o

transferencias de volumen de agua a travs de las divisorias o de los lmites del acufero.

Los trminos de la ecuacin general del balance hdrico estn sujetos a errores de medicin,

interpretacin, estimacin y evaluacin, por lo que es lgico obtener un "error de cierre". El

valor que cierra el balance resulta difcil de obtener por otros mtodos y representa "el

fundamento del mtodo tradicional de obtencin de la recarga a partir del balance de agua en

un acufero entre dos fechas determinadas en las cuales se conocen los restantes flujos de

entrada y salida" (Samper, 1997).

Adems hay existen errores en la evaluacin del resto de los componentes que tienen que ser

tenidos en cuenta a la hora de calcular la recarga.

No obstante si se quiere mejorar la precisin de los resultados, stos se deben contrastar con

otros mtodos indirectos, tales como estudios de calidad hidroqumica de las aguas y su

evolucin, posibles afecciones a otros acufero y puntos de descarga naturales.

Ecuacin general del balance hdrico

En el balance hdrico global de una zona determinada, en general la diferencia entre las

entradas y salidas de agua no es exactamente igual a la variacin en el almacenamiento debido

a la existencia de un error de cierre del balance.

P + Qse + Qpe - ETR - Qss - Qps DV =

aportacin pluviomtrica

Qse = caudal superficial entrante

Qpe = caudal subterrneo entrante

ETR = evapotranspiracin real

Qss = caudal superficial saliente

Qps = caudal subterrneo saliente

DV = variacin en el almacenamiento (diferencia entre el volumen inicial y el final considerando

la reserva en el acufero, suelo, zona saturada, cauces, etc.).

La fiabilidad de la estimacin de las extracciones depende de la fiabilidad de todos y cada uno

de los componentes de la ecuacin del balance.

Las posibles entradas y salidas de un acufero en rgimen de explotacin pueden deberse a

numerosas causas:

entradas de agua salidas de agua

a travs de la superficie

fretica (recarga de lluvia o

retornos de riegos) para

acuferos libres

por extracciones

por goteo desde los acuferos

hacia los semiconfinados y

cautivos

por manantiales

por cauces por rezumes

por prdidas de lagos o

embalses por descargas a ros

a travs del contacto con

otras formaciones geolgicas

por transferencias hacia

otros acuferos

procedentes de la infiltracin

de la escorrenta de zonas

ms altas de la cuenca

La evaluacin de los componentes de un balance presenta siempre ciertas dificultades, muy

especialmente en el caso de la recarga. La recarga comporta considerables incertidumbres que

solo se pueden minimizar si se dispone de una adecuada caracterizacin hidrogeolgica de la

zona y de una buena base de datos histricos sobre la evolucin hidrodinmica e hidroqumica

del sistema.

Clculo de la evapotranspiracin potencial (ETo) mediante el mtodo de

Thornthwaite

Thornthwaite relaciona la temperatura media mensual y la evapotranspiracin potencial para

un mes de 30 das y 12 horas de luz mediante la expresin:

E = c * ta

siendo:

- E = evapotranspiracin potencial mensual

- t = temperatura media mensual

- c y a = coeficientes que varan de un lugar a otro.

El valor de a se calcula mediante la expresin: a = 0,000000675*I2 + 0,01792I + 0,49239 siendo

I = suma de los valores de i (ndice mensual de calor) para los doce meses del ao. i = (t/5)1,514 siendo t = temperatura

El coeficiente c vara inversamente con I.

El valor de la evapotranspiracin potencial mensual se corrige en funcin del nmero de das

del mes y del nmero de horas de insolacin terica.

El nmero de factores meteorolgicos que se tienen en cuenta con este mtodo es muy

reducido por lo cual el empirismo que se genera es grande. No obstante cuenta con la ventaja

de que se puede aplicar cuando no se tienen nada ms que datos de temperatura y se carece

de datos de insolacin, viento y humedad relativa impidiendo la aplicacin de otros mtodos

como el de Blaney-Criddle, Radiacin o Penman modificado.

Clculo de la precipitacin efectiva (Po)

La precipitacin efectiva es la precipitacin total minorada en la parte que corresponde con la

evapotranspiracin. No tiene en cuenta las variaciones en las tasas de infiltracin del suelo y

de la intensidad de lluvia.

Partiendo de los datos de precipitacin total (mm), evapotranspiracin (mm) y capacidad de

almacenamiento del suelo (ds en mm) se calcula el factor de correccin de la capacidad de

almacenamiento del suelo (K) y la lluvia efectiva (Pe en mm/mes).

Clculo del factor de correccin de la capacidad de almacenamiento de agua en el

suelo (K)

K = 0,531747 + 0,011621 * ds - 8,9 * 10-5 * ds2 + 2,3 * 10-7 * ds3

Clculo de la lluvia efectiva (Pe)

Pe = K * (1,25247 * P0,82416 - 2,93522) * 10(0,00095 *ET)

Resolucin de la ecuacin general del balance hdrico

Para la zona del acufero de El Carracillo TRAGSA (2001) calcul el balance hdrico aplicando

dos mtodos:

el mtodo Directo

el mtodo de Agotamiento Exponencial

En ambos casos el clculo del balance hdrico requiere los siguientes datos de entrada:

- precipitacin mensual (mm/mes)

- reserva mxima (R0 en mm)

- la evapotranspiracin potencial mensual (ETo en mm/mes).

El valor de la precipitacin puede ser el ao medio, la precipitacin efectiva, un decil o un

cuartil. El valor de la ETo segn los mtodos de Blaney-Criddle, Radiacin, Thornthwaite o

Penman modificado puede ser el ao medio, un decil o un cuartil.

Se considera como periodo seco los meses en los que la Precipitacin es menor que la ETP,

mientras que se considera como periodo hmedo los meses en los que la Precipitacin es

mayor o igual a la ETP.

Se considera el ao hidrolgico, comenzando por tanto en el mes de octubre.

Mtodo Directo

Pasos a seguir:

- Clculo de P-ETP

- Clculo de la reserva: se empieza a calcular el ltimo mes de estacin seca para el cual R=0 y

para el resto de los meses R1 = (P-ETP)i + Ri+1 - Clculo de la variacin de la reserva: se empieza a calcular en el ltimo mes de la estacin

seca.

- Clculo de la evapotranspiracin real (ETA):

* ETA = ETP si P-ETP 0

* ETA = P + VR (incremento de la reserva) cuando la P-ETP < 0.

- Clculo del dficit de agua (F): F = ETP-ETA

- Clculo del exceso de agua (Ex): se empieza a calcular el primer mes en que R = R0 de modo

que Ex = (P- ETP) - VR si Ex < 0

Hiptesis de reserva (mm) 60 100

Precipitacin (P) 625,7 625,7

Evapotranspiracin de Thornthwaite (ETTh) 662,6 662,6

Precipitacin - Evapotranspiracin de Thornthwaite

(P-ETP) -36,9 -36,9

Reserva (R)

Incremento de la reserva (VR)

Evapotranspiracin Real (ETA) 418,0 458,0

Dficit (F) 244,6 204,6

Excedentes (Ex) 207,7 167,7

Desage (D)

Mtodo del Agotamiento Exponencial

Pasos a seguir:

- Clculo de P-ETP

- Clculo de la prdida potencial acumulada siendo Rh = s (P-ETP) para todos los meses en los

que P>ETP. Para ello es necesario:

* Calcular la PPA0: PPA para el ltimo mes de la estacin hmeda: PPA = 0 si Rh

Rh = s (P-ETP) para todos

los meses en que P>ETP; Rh = reserva en el ltimo mes del periodo hmedo y PPAs = PPA en el

ltimo mes del periodo seco.

* Calcular la RH0; RH0 = Rh/1-

la

*

- Clculo de la reserva:

* si PPA

- Clculo de la variacin de la reserva: se empieza a calcular en el ltimo mes de la estacin

seca.

* VR = Ri -

- Clculo de la evapotranspiracin real (ETA):

* ETA = ETP si P-ETP 0

* ETA = P + VR (incremento de la reserva) cuando la P-ETP < 0.

- Clculo del dficit de agua (F): F = ETP-ETA

- Clculo del exceso de agua (Ex): se empieza a calcular el primer mes en que R = R0 de modo

que:

* Ex = (P- ETP) - VR si Ex < 0

Hiptesis de reserva (mm) 60 100

Precipitacin (P) 625,7 625,7

Evapotranspiracin de Thornthwaite (ETTh) 662,6 662,6

Precipitacin - Evapotranspiracin de Thornthwaite

(P-ETP) -36,9 -36,9

Reserva (R)

Incremento de la reserva (VR)

Evapotranspiracin Real (ETA) 418,0 458,0

Dficit (F) 244,6 204,6

Excedentes (Ex) 207,7 167,7

Desage (D)

Balance hdrico de una cuenca hidrogrfica[editar]

El estado inicial (en el instante t) de la cuenca o parte de esta, para efecto del balance

hidrico, puede definirse como, la disponibilidad actual de agua en las varias posiciones

que esta puede asumir, como por ejemplo: volumen de agua circulando en los ros,

arroyos y canales; volumen de agua almacenado en lagos, naturales y artificiales; en

pantanos; humedad del suelo; agua contenida en los tejidos de los seres vivos; todo lo

cual puede definirse tambin como la disponibilidad hdrica de la cuenca.

Las entradas de agua a la cuenca hidrogrfica puede darse de las siguientes formas:

Precipitaciones: lluvia; nieve; granizo; condensaciones;

Aporte de aguas subterrneas desde cuencas hidrogrficas colindantes, en efecto,

los lmites de los acuferos subterrneos no siempre coinciden con los lmites de

los partidores de aguas que separan las cuencas hidrogrficas;

Transvase de agua desde otras cuencas, estas pueden estar asociadas a:

o Descargas de centrales hidroelctricas cuya captacin se sita en otra

cuenca, esta situacin es frecuente en zonas con varios valles paralelos,

donde se construyen presas en varios de ellos, y se interconectan por

medio de canales o tneles, para utilizar el agua en una nica central

hidroelctrica;

o Descarga de aguas servidas de ciudades situadas en la cuenca y cuya

captacin de agua para uso humano e industrial se encuentra fuera de la

cuenca, esta situacin es cada vez ms frecuente, al crecer las ciudades,

el agua limpia debe irse a buscar cada vez ms lejos, con mucha

frecuencia en otras cuencas. Un ejemplo muy significativo de esta

situacin es la conurbacin de San Pablo, en el Brasil;

Las salidas de agua pueden darse de las siguientes formas:

Evapotranspiracin: de bosques y reas cultivadas con o sin riego;

Evaporacin desde superficies lquidas, como lagos, estanques, pantanos, etc.;

Infiltraciones profundas que van a alimentar aquferos;

Derivaciones hacia otras cuencas hidrogrficas;

Derivaciones para consumo humano y en la industria;

Salida de la cuenca, hacia un receptor o hacia el mar.

El establecimiento del balance hdrico completo de una cuenca hidrogrfica es un

problema muy complejo, que involucra muchas mediciones de campo. Con frecuencia,

para fines prcticos, se suelen separar el balance de las aguas superficiales y el de las

aguas subterrneas.