modflow tema 1

7/28/2019 Modflow Tema 1

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Gobierno del principado de Asturias

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INDICE de TEMA

1. INTRODUCCION ............................................................................. 21.1. Definicin de Hidrologa ....................................................... 2

2. DISTRIBUCIN DE LOS RECURSOS HDRICOS ............................................ 3

3. EL CICLO HIDROLGICO ................................................................... 43.1. Generalidades ................................................................... 43.2. Elementos que condicionan el ciclo hidrolgico............................ 7

4. EL BALANCE HDRICO ..................................................................... 104.1. Caractersticas generales ..................................................... 104.2. Elementos del balance hdrico ............................................... 114.3. Establecimiento del balance hdrico ........................................ 12

5. DEMANDA Y USOS DEL AGUA............................................................. 14

6. FSICA DE FLUIDOS ........................................................................ 156.1. Propiedades fsicas de los fluidos............................................ 156.2. Esttica de fluidos ............................................................. 176.3. Cinemtica de fluidos ......................................................... 186.4. Dinmica de fluidos ........................................................... 186.5. Energa .......................................................................... 19


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Tema 1Introduccin a la hidrologa superficial

1. INTRODUCCIN.

1.1. Definicin de hidrologa.

Se pueden diferenciar varias definiciones:

Ciencia que estudia las formas de aparicin del agua sobre la Tierra y lasleyes que rigen su movimiento. Las formas se entienden como los estadosfsicos en los que el agua se presenta en la naturaleza (gaseoso, lquido yslido).

Ciencia que estudia el ciclo del agua en la naturaleza y su evolucin. En estesentido comprendera parte de la meteorologa ( al estudiar la dinmica de laatmsfera) y de la oceanografa ( al hacer referencia a las masas de aguasalada que rodean a los continentes). Definicin dada por la AsociacinInternacional de Hidrologa Cientfica creada en 1924.

La hidrologa tambin comprendera parte de otras disciplinas como:

limnologa (al estudiar las aguas estancadas) potamologa (al estudiar los cursos de aguas superficiales) hidrogeologa (al estudiar las aguas subterrneas) glaciologa (al estudiar el agua en estado slido)

Esto nos permitir hablar de una hidrologa lagunar, de una hidrologa fluvial osuperficial, de una hidrologa subterrnea y de una hidrologa glaciar,respectivamente.

En Europa se tiende a dar una definicin ms restringida debido a la importanciaque por si sola tienen disciplinas como la oceanografa, la meteorologa y lahidrogeologa.

Generalmente se tiende a hablar de hidrologa como sinnimo de HidrologaSuperficial definindose como la ciencia que se ocupa del estudio de las corrientesde agua que discurren sobre la superficie terrestre en estado lquido. La hidrologaestudia el origen, distribucin, movimiento y composicin qumica del agua.


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2. DISTRIBUCIN DE LOS RECURSOS HDRICOS.

La Tierra, desde el espacio, se asemeja a una gran esfera de colorpredominantemente azul debido a las grandes extensiones de agua que la cubren. El71% de la superficie del planeta est cubierto por agua. Pero la distribucin de estacantidad de agua es desigual y adems slo una pequea parte puede ser explotaday puede ser utilizada para consumo humano.

Los recursos totales de agua en la Tierra son de 1.384 millones de km3 quedandodistribuidos de la siguiente manera (tabla I):

97,6% en los ocanos (1.350 millones de km3 de agua salada) 2,4% en los continentes (33.9 millones de km3 ) que a su vez se distribuye:

1,9% en hielos polares y casquetes glaciares (26 millones de km3 ) 0,5 % en aguas subterrneas de menos de 4.000 m de profundidad (7

millones de km3) 0,0009% en lagos de agua dulce 0,0008% en lagos de agua salada 0,0001% en ros

Aproximadamente el 75% del agua contenida en zonas terrestres est almacenadaen forma de hielo o es salina y slo un pequeo porcentaje (el 0,5% del total de losrecursos hdricos) es utilizable como agua potable. Adems el 98% (unos 13.000 km3)del agua potable es agua subterrnea. En la Atmsfera slo se encuentra el 0,001%del total de los recursos hdricos, en forma de vapor de agua y en la Biosfera seencuentra el 0,0005% .

Por ltimo mencionar que tambin hay agua en el interior de la Tierra. Este aguase encuentra en disolucin o formando parte de la composicin de minerales.


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3. EL CICLO HIDROLGICO.

3.1. Generalidades.

El agua no permanece estacionaria sobre la Tierra sino que se establece unacirculacin del agua entre los ocanos, la atmsfera y la litosfera-biosfera de formapermanente. Es lo que se conoce como ciclo hidrolgico.

El ciclo hidrolgico se podra definir como el proceso que describe la ubicacin yel movimiento del agua en nuestro planeta.

El concepto de ciclo hidrolgico actual tiene sus orgenes en la AntigedadClsica. Los grandes sabios de aquella poca ya observaron que el agua en nuestro

planeta, no slo era la fuente de toda vida, sino que se mova y adems sufracambios de estado:

Platn: Conceba la existencia de un ciclo del agua, pero su visin era justo alrevs de como ahora explicamos el ciclo hidrolgico. Su idea era que el aguasurga en los manantiales y fuentes de donde el agua pasaba a los ros y de ah alocano (ms concretamente al ocano por ellos conocido, el mar Trtaro).Explicaba el comienzo del ciclo en las fuentes y manantiales. Esta visin se debaun simple hecho de observacin, ya que vea como el agua surga del interior dela Tierra a travs de las fuentes y de ah pasaba a los ros los cuales a su vezdesembocaban en el mar.

Esta misma visin del ciclo hidrolgico era concebida por pensadores comoLeonardo da Vinci o Descartes.

Aristteles: Introdujo el concepto de condensacin. Para l el origen del aguade las fuentes estaba en la humedad del aire. Esta humedad sufra un proceso decondensacin que daba origen a las fuentes. El agua de las fuentes pasaba a losros y de estos al mar.

En el primer siglo de la Era Cristiana, Sneca explic de forma similar sus ideassobre la procedencia del agua en nuestro planeta.

Vitruvio, arquitecto romano del siglo I a.C. introdujo el concepto de infiltracinbasndose en una serie de observaciones realizadas en el Vesubio. Observ quelas fuentes que surgan en las faldas del Vesubio tenan ms agua cuando llova onevaba. Pens que el agua de las fuentes proceda de la infiltracin del agua delluvia o de la nieve.

El concepto de ciclo se basa en el permanente movimiento o transferencia de lasmasas de agua, tanto de un punto del planeta a otro, como entre sus diferentesestados (lquido, gaseoso y slido). Este flujo de agua se produce por dos causasprincipales:

la energa solar

la gravedad


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El Sol causa la evaporacin del agua y sta en forma de vapor se eleva hacia lascapas altas de la atmsfera. La fuerza de la gravedad hace que el agua condensadaen las nubes precipite y una vez en la superficie terrestre circule desde las zonas ms

elevadas a las ms bajas.

El ciclo hidrolgico es un proceso continuo en el que una partcula de aguaevaporada del ocano vuelve al ocano despus de pasar por las etapas deprecipitacin, escorrenta superficial y/o escorrenta subterrnea.

El ciclo se inicia sobre todo en las grandes superficies lquidas (lagos, mares yocanos) donde la radiacin solar favorece que continuamente se formevapor de agua. El vapor de agua, menos denso que el aire, asciende a capasms altas de la atmsfera, donde se enfra y se condensa formando nubes.Cuando por condensacin las partculas de agua que forman las nubesalcanzan un tamao superior a 0,1 mm comienza a formarse gotas, gotas quecaen por gravedad dando lugar a las precipitaciones (en forma de lluvia,granizo o nieve). Pero no todo el agua que precipita llega a alcanzar lasuperficie del terreno. Una parte del agua de precipitacin vuelve aevaporarse en su cada y otra parte es retenida (agua de intercepcin) porla vegetacin, edificios, carreteras, etc., y luego se evapora.


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Del agua que alcanza la superficie del terreno, una parte queda retenida encharcas, lagos y embalses (almacenamiento superficial) volviendo una granparte de nuevo a la atmsfera en forma de vapor. Otra parte circula sobre la

superficie y se concentra en pequeos cursos de agua, que luego se renen enarroyos y ms tarde desembocan en los ros (escorrenta superficial). Esteagua que circula superficialmente ir a parar a lagos o al mar, donde unaparte se evaporar y otra se infiltrar en el terreno.

Pero tambin una parte de la precipitacin llega a penetrar la superficie delterreno (infiltracin) a travs de los poros y fisuras del suelo o las rocas,rellenando de agua el medio poroso. En casi todas las formaciones geolgicasexiste una parte superficial cuyos poros no estn saturados en agua, que sedenomina zona no saturada, y una parte inferior saturada en agua, ydenominada zona saturada. Una buena parte del agua infiltrada nunca llegaa la zona saturada sino que es interceptada en la zona no saturada. En la zonano saturada una parte de este agua se evapora y vuelve a la atmsfera enforma de vapor, y otra parte, mucho ms importante cuantitativamente, seconsume en la transpiracin de las plantas. Los fenmenos de evaporacin ytranspiracin en la zona no saturada son difciles de separar, y es por ello porlo que se utiliza el trmino evapotranspiracin para englobar ambostrminos. El agua que desciende, por gravedad-percolacin y alcanza la zonasaturada constituye la recarga de agua subterrnea.

El agua subterrnea puede volver a la atmsfera por evapotranspiracincuando el nivel saturado queda prximo a la superficie del terreno. Otrasveces, se produce la descarga de las aguas subterrneas, la cual pasar a

engrosar el caudal de los ros, rezumando directamente en el cauce o a travsde manantiales, o descarga directamente en el mar, u otras grandessuperficies de agua, cerrndose as el ciclo hidrolgico.

El ciclo hidrolgico es un proceso continuo que es irregular en el espacio y en eltiempo. Una gota de lluvia puede recorrer todo el ciclo o una parte de l. Cualquieraccin del hombre en una parte del ciclo, alterar el ciclo entero para unadeterminada regin. El hombre acta introduciendo cambios importantes en el ciclohidrolgico de algunas regiones de manera progresiva al desecar zonas pantanosas,modificar el rgimen de los ros, construir embalses, etc.

El ciclo hidrolgico no slo transfiere vapor de agua desde la superficie de laTierra a la atmsfera sino que colabora a mantener la superficie de la Tierra ms fray la atmsfera ms caliente. Adems juega un papel de vital importancia: permitedulcificar las temperaturas y precipitaciones de diferentes zonas del planeta,intercambiando calor y humedad entre puntos en ocasiones muy alejados.

Las tasas de renovacin del agua, o tiempo de residencia medio, en cada una delas fases del ciclo hidrolgico no son iguales. Por ejemplo, el agua de los ocanos serenueva lentamente, una vez cada 3.000 aos, en cambio el vapor atmosfrico lohace rpidamente, cada 10 das aproximadamente.


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3.2. Elementos que condicionan el ciclo hidrolgico.

El agua en la hidrosfera est en continuo movimiento, se mueve o transfiere de un

sitio a otro y de un estado a otro.

Existen una serie de elementos climticos que van a condicionar de formadirecta el funcionamiento del ciclo hidrolgico.

Estos elementos son:

A. Radiacin:

La cantidad de radiacin que recibe cualquier objeto situado en el SistemaSolar es funcin de la energa que libera el Sol, de la distancia a ste y de lacantidad de superficie que intercepta las radiaciones solares.

La energa media recibida en la Tierra se denomina constante solar y es delorden de 2 cal/cm2 x min, pero no toda llega a la superficie de la hidrosfera ylitosfera, ni llega igual energa a todos los puntos de la Tierra.

Del total del calor recibido en la Tierra una parte es reflejado y dispersadopor las partculas existentes en la atmsfera superior, otra parte es reflejadopor las nubes o por la misma hidrosfera y litosfera. La cantidad de energareflejada (albedo) es del orden del 32-35%. El resto es absorbido por laatmsfera, hidrosfera y litosfera.

Una parte de esta energa absorbida es empleada para calentar el agua, elaire y la superficie terrestre, transformndose en energa mecnica o siendoutilizada para los cambios de estado.

B. Temperatura:

Es la medida de la energa calrica.

La mayor parte de esta energa calrica procede del Sol, pero tambin existeun calor interno procedente de la desintegracin de elementos radiactivosprimigenios (flujo geotrmico). El flujo geotrmico es mucho ms pequeoque el calor proveniente del Sol, por lo cual no tiene una importancia muy

relevante.

La temperatura refleja el estado potencial calrico de una sustancia,permitiendo expresar numricamente el efecto que en los cuerpos produce elcalor (resultado del balance entre la radiacin recibida y la emitida).

Para el ciclo hidrolgico interesa de manera especial la temperatura del aireen las inmediaciones de la superficie terrestre. El aire se enfra o se calienta,por diversos mecanismos de transmisin y por los cambios de estado fsico delagua atmosfrica, a partir del suelo.

La temperaturas del aire depende de:


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la radiacin solar la circulacin atmosfrica

La temperatura no depende slo de la energa calrica solar, sino tambinest condicionada por el denominado calor latente (calor que se produce conlos cambios de estado del agua). El agua tiene una gran facilidad paraabsorber calor, p.e. para elevar la temperatura de 1 gramo de agua senecesita 1 calora; para evaporar 1 cm3 de agua se requieren 400 caloras.

C. Presin atmosfrica:

Se define como el peso de una columna de aire que gravita sobre undeterminado elemento unitario de superficie.

Cada componente del aire tiene su propia presin. Debido a que el aire es unamezcla de gases, la suma de todos ellos nos dar la presin total.

El valor de la presin atmosfrica disminuye con la altura, pero estadisminucin no es uniforme, por no serlo la columna de aire. Adems lapresin atmosfrica sufre variaciones con las perturbaciones atmosfricas.

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 m3 de aire.

Humedad relativa: relacin entre el vapor de agua que hay y el mximoque puede haber, es decir, es la relacin entre la humedad absoluta y lahumedad hasta la saturacin.

Tensin de vapor: es la presin parcial del vapor de agua en la atmsfera.Depende de la temperatura: a mayor calor, mayor tensin de vapor. Seexpresa en bares.

Punto de roco: es el punto de saturacin a partir del cual la humedad secondensa sobre una superficie, es decir, es la temperatura a la cual elvapor de agua se satura.

Humedad especfica: cociente entre la masa de vapor de agua y la masatotal del aire hmedo para una masa determinada de aire.


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E. Viento:

Las masas de aire son impulsadas por efecto de los gradientes bricos,resultado de las diferencias de presin existentes entre dos puntos en laatmsfera.

F. Precipitacin:

El vapor de agua contenido en las masas de aire, como consecuencia de loscambios de presin y temperatura y del movimiento de las masas de aire,ayudado a veces por minsculos ncleos de condensacin y material slido ensuspensin, se rene en gotas de agua o en cristales de hielo y caen hastaalcanzar la superficie terrestre. Las medidas de las precipitaciones se obtienea partir de la recogida de lluvia en pluvmetros y sus unidades son mm o l/ m 2.


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4. EL BALANCE HDRICO.

4.1. Caractersticas generales.

El balance hdrico tiene por objeto cuantificar los recursos y volmenes de aguadel ciclo hidrolgico de acuerdo con el axioma de Lavoisier: nada se crea ni sedestruye, slo se transforma. Este axioma en dinmica de fluidos se conoce como laecuacin de la continuidad. Tambin permite establecer relaciones entre lasdistintas variables hidrolgicas.

La ecuacin de la continuidad se basa en que la diferencia que se produce entrelas entradas y las salidas de agua se traduce en el agua que queda almacenada.

entradas - salidas = variacin en el almacenamiento

Generalmente se considera que, para tiempos suficientemente largos, se llegan aestablecer condiciones de equilibrio entre las entradas y salidas y en consecuencia lavariacin en el almacenamiento es nula. Segn esta hiptesis la ecuacin quedara:

P = E + ETRE = ES + ED

siendo:

P precipitacin

E escorrenta totalETR evapotranspiracin real (evaporacin + consumo vegetal)ES escorrenta subterrnea o descarga de los acuferos a ros, lagos o

mar(equivalente a la infiltracin)

ED escorrenta directa o superficial(inmediatamente posterior a las precipitaciones)

La tabla II recoge valores del balance hdrico a escala global, en comparacin conlos obtenidos para Europa y Espaa. Se puede observar que el orden de magnitud essimilar salvo en la escorrenta subterrnea que es inferior para el caso de Espaa.

El balance hdrico anual para la Pennsula arroja unos valores de precipitacin (P)de 334 km3 y la evapotranspiracin (ETR) es aproximadamente de 221 km 3; asimismose estima una escorrenta subterrnea (ES) de 21 km3, una aportacin subterrnea(AS) de 16 km3, una descarga subterrnea al mar (DSM) de 5 km3 y una aportacin delos ros al mar (AR) de 108 km3 que queda repartida de la siguiente manera:

Vertiente atlntica 91 km3

Vertiente mediterrnea 27 km3

La distribucin de las precipitaciones en la Pennsula Ibrica viene caracterizada

por su irregularidad espacial y temporal. Esto hace que sea ms apropiado definir el


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balance hdrico a partir de un anlisis estadstico extendido a varios aos y noestablecerlo para un ao determinado.

Adems, el establecimiento de un balance hdrico a escala peninsular es complicadoa pesar de ser bien conocida la distribucin de la precipitacin (excepto en zonas dealta montaa) porque:

Las aportaciones de los ros no estn tratadas con el necesario detalle.Se hace necesario la existencia de ms y mejores estaciones de aforo.

El anlisis de la componente fluvial de origen subterrneo estotalmente insuficiente y es slo orientativa.

No se conocen datos de infiltracin media. La infiltracin se estima a

partir de coeficientes. Este aspecto es de suma importancia en laelaboracin de modelos de simulacin, pues en el caso de acuferosrepresenta una fraccin significativa del total de recursos que seincorporan al sistema. Se suele utilizar esta magnitud como variable decalibracin, es decir, se supone un valor inicial en el modelo y despusse infiere su valor ms probable mediante un proceso de prueba y errorconocido como calibracin, que ser convenientemente descrito en elcaptulo que trata la metodologa de modelizacin.

No existe un control sobre las explotaciones de aguas subterrneas yparece difcil que lo haya en el futuro. Las cifras de uso de aguasubterrnea proceden de estimaciones a partir del inventario de

puntos acuferos y de encuestas sobre superficies regadas, cultivos ydotaciones. Las cantidades derivadas para riego a partir de cursosfluviales se conocen algo mejor.

En 1972 el IGME empez a controlar las descargas y el rgimen de losacuferos pero los estudios adolecen, en su mayora, de la brevedad delas series.

La descarga subterrnea al mar se estima a partir de las frmulas dehidrulica subterrnea.

4.2. Elementos del balance hdrico.

Para realizar un balance hdrico lo principal es la adquisicin de datos, por lo cualse requiere que sta se haga de la forma ms precisa posible.

Se deben recoger datos de:

PRECIPITACIN P: Se mide en las estaciones meteorolgicas mediantepluvimetros.

EVAPOTRANSPORACIN ET: Se determina mediante clculos basados en latemperatura y humedad de la atmsfera y del suelo.


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ESCORRENTA SUPERFICIAL o DIRECTA ED: Se determina por aforos decursos fluviales.

ESCORRENTA SUBTERRNEA o DE INFILTRACIN ES: Se calcula pordiferencia, una vez conocidos los dems trminos del balance hdrico, o porclculos y experiencias basados en la porosidad y permeabilidad dediferentes rocas.

4.3. Establecimiento del balance hdrico.

El establecimiento del balance hdrico en una cuenca o en una regin determinada

permite obtener informacin sobre: El volumen anual de escorrenta o excedentes. El periodo en el que se produce el excedente y por tanto la infiltracin o

recarga del acufero. Periodo en el que se produce un dficit de agua o sequa y el clculo de la

demanda de agua para riego en ese periodo. Clculo de la ETR.

El balance hdrico permite el siguiente planteamiento:

P = ETR + EX + R

con la condicin de que ETP >= ETR y siendo:

P precipitacin (en mm)ETR evapotranspiracin real (en mm)EX excedentes de agua (escorrenta + infiltracin) (en mm)R variacin de la reserva de agua utilizable por las plantas (en mm)ETP evapotranspiracin potencial (en mm)

La ETR se calcula mediante el balance hdrico o mediante frmulas empricas (deCoutagne, de Turc, o de Makkink) o directamente mediante evapotranspirmetros. El

clculo de la ETP se realiza mediante la aplicacin de frmulas empricas (dePenman, de Thornthwaite, de Blaney-Criddle, de Turc, de Makkink, entre otros).

Para establecer el balance hdrico se necesitan los datos de:

Las precipitaciones medias anuales (con una serie de 5-10 aos) del mximode estaciones meteorolgicas disponibles.

La evapotranspiracin potencial media anual (de la misma serie de aos).

La reserva de agua til (RU) o el agua que puede almacenar el suelo y utilizarlas plantas.


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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 succin que ejercen las races sobre el aguaya no les permite sacar ms agua. Esto quiere decir que lafuerza de succin de las races no supera a la fuerza con la quedicho suelo retiene el agua.

la profundidad de las races la densidad aparente del suelo

Estos datos se pueden obtener experimentalmente o mediante tablas conociendo

el tipo de suelo.El clculo del balance hdrico comienza en octubre, cuando comienza el ao

hidrolgico en Espaa. El primer mes se puede considerar que el suelo est acapacidad de campo (reserva completa) o que est seco. Mes a mes se va obteniendola ETR que ser igual a la ETP cuando sta sea menor que las precipitaciones ocuando exista agua en la reserva de agua para llegar a la ETP. Cuando la ETP esmayor que las precipitaciones, la ETR slo puede llegar a ser igual a la ETP si existeagua suficiente en la reserva del suelo para ello, o como mximo llegar al valor dela precipitacin.

La diferencia entre P y ETP supone una variacin en la reserva del suelo que si es

positiva se sumar a la reserva del mes anterior hasta que esta est completa y si esnegativa se restar a la reserva del mes anterior.

Si la reserva de agua se completa, lo que sobra formar parte de los excedentes.Si falta agua en la reserva para alcanzar la ETP lo que falta constituye el dficit.

Una vez acabado el clculo mensual se realiza la suma total anual de la P, ETP,ETR, excedentes y dficits y se debe cumplir:

P = ETR + EXCEDENTES

ETP = ETR + DFICITS

El valor de la ETR anual se compara con el obtenido mediante algunas de lasfrmulas empricas antes citas y se decide que valor de la reserva de agua til es elms correcto.

Una vez realizado el balance se representa grficamente para establecer elperiodo de recarga o de infiltracin haca los acuferos, el periodo de sequa o dedficit y el periodo de utilizacin de la reserva de agua del suelo.


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5. DEMANDA Y USOS DEL AGUA.

Se pueden diferenciar dos categoras dentro de la utilizacin de los recursos

hdricos:

Usos consuntivos: utilizan el agua para obtener productos industriales yagrcolas y para abastecimiento de poblaciones.

Usos no consuntivos: se aprovecha la energa del agua en movimiento(hidroenerga) o se utiliza como medio (transporte acutico, piscicultura) ocomo elemento del paisaje (para fines deportivos, recreativos) sin alterar sucantidad ni, a veces, su calidad.

Los recursos ms utilizados son las aguas superficiales relegando las aguas

subterrneas a un segundo plano, a pesar de su importancia. Debido al crecienteaumento de la utilizacin de los recursos hdricos cada vez va adquiriendo mayorimportancia la creacin de embalses para regulacin.

A escala mundial la superficie total de agua embalsada es de unos 300.000 km 2

(UNESCO) con una capacidad de explotacin de 5.000 km3 (10.000 embalses), lo queequivale a un 13% de la aportacin anual de la superficie terrestre. Entre los grandeslagos reguladores se encuentran el Victoria (Africa), Baikal (Rusia), Ontario (Amricadel Norte). Los acuferos tambin se utilizan para regulacin, ya que pueden serrecargados, aunque hay que tener en cuenta su capacidad de infiltracin.

En los ltimos aos cada vez son mayores los trabajos que se vienen desarrollando

para promover la utilizacin conjunta de aguas superficiales y subterrneas. Elaprovechamiento de las aguas excedentarias debe contemplar la prevencin delagotamiento de los acuferos, su defensa ante la contaminacin y la intrusin marina.

En el caso concreto de Espaa el volumen de agua que se utiliza es superior a27.000 hm3/ao (Llamas, 1988) lo que supone un 25% de la aportacin porescorrenta. El regado constituye el principal uso consuntivo (85-90%), unos 25.000hm3, con una superficie regable de 3 x 106 ha, de las que slo 1/3 (900.000 ha) seriegan con aguas subterrneas. El resto es de uso urbano e industrial y slo un 30% esde origen subterrneo (porcentaje ms bajo de toda Europa, a excepcin deNoruega).

La importancia actual de los recursos subterrneos en Espaa an no est bienvalorado, aunque cabe destacar por ejemplo que en las islas es prcticamente elnico recurso hdrico disponible y que el rea mediterrnea cubreaproximadamente la mitad de los usos consuntivos.

Los recursos superficiales estn regulados mediante 900 embalses con un volumentotal de agua embalsada de 52.000 hm3. Estos recursos cubren, en general, lasdemandas de aguas establecidas en la Sntesis del Plan Hidrolgico Nacional (PHN,1990), aunque existen cuencas deficitarias. El PHN prev una dotacin media parauso urbano de 300 l/hab/da y para uso agrcola de 7.600 m 3/hab/ao. La utilizaciny explotacin de las aguas, tanto superficiales como subterrneas actualmente es

gestionada por las Confederaciones Hidrogrficas y las Comisarias de Aguas.


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6. FSICA DE FLUIDOS.

6.1. Propiedades fsicas de los fluidos.

A. Peso y masa

Masa es una caracterstica de la cantidad de materia que contiene un fluido, estoes, de la inercia que ofrece al movimiento o al reposo.

Peso de un cuerpo es la accin que sobre el mismo ejerce la gravedad.

Dado que la gravedad es prcticamente constante, segn la Ley de Newtontendremos:

p = m x g

En estudios de hidrologa nos interesa conocer:

Peso especfico () es el peso / unidad de volumen.

Masa especfica () es la masa / unidad de volumen

Densidad relativa () viene dada por la comparacin de la masa o el peso dealgo con la del agua.

El agua en condiciones normales tiene una masa especfica =1 gr/cm3; un peso

especfico = 1000 kg/m3 y una densidad relativa = 1

La relacin entre el peso especfico y la masa especfica viene dada por lagravedad:

= x g

B. Compresibilidad

Se llama as a la medida del cambio de volumen de un fluido sometido a fuerzasexternas, cuando una vez que desaparecen esas fuerzas el fluido recupera su

volumen primitivo. Se expresa por el mdulo de elasticidad medido en Kg. m

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.E = x dp/d

El valor de E para el agua es de E=2,08x108 kg/m2. Esto significa que si queremosaumentar su densidad en un 1%, o lo que es lo mismo, disminuir el volumentendremos que aumentar la presin en ms de 200 atmsferas (1 atm 1 kg /cm2).

La diferencia entre un lquido y un gas es que tericamente un gas es compresibley el agua no. Pero el agua tambin es compresible, aunque muy poco. De todasformas la compresibilidad del agua es despreciable, y salvo en algunos estudiosespecficos como los de transmisin de ondas elsticas, p.e., se suele considerar al

agua como incompresible.


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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 lquidos, son el resultado de la cohesin existente entre lasmolculas.

La viscosidad es por tanto, la resistencia al desplazamiento relativo.

Segn Newton la tensin cortante t en un punto, es proporcional al gradiente dela velocidad en ese punto. De acuerdo con esto, si consideramos dos lminas de aguade un lquido que se mueven a una velocidad (v) y (v + v) respectivamente y suseparacin vale y es muy pequea, la fuerza necesaria para vencer su cohesin ser

F = x S v/ySiendo y es la distancia entre los centros de dos partculas y lo que se conoce

como viscosidad dinmica y se expresa en poises (dina.sg.cm-2).

Dividiendo la viscosidad dinmica por la masa especfica se obtiene viscosidadcinemtica:

= / stokes (cm-2/sg).

El agua es un lquido poco viscoso y su viscosidad es funcin de la temperatura.Por regla general, en los modelos de simulacin 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 subterrneo, estas hiptesis pueden no serciertas, por ejemplo en aquellos casos en los que se dan condiciones decontaminacin antrpica o natural importantes. Ejemplo tpico son los modelos quese realizan junto a bordes costeros, en los que la contaminacin por cloruros puedemodificar sensiblemente la densidad y/o viscosidad del agua. En estos casos o bien seestablecen hiptesis simplificadoras para considerar constantes estas magnitudes obien se recurre a modelos ms complejos que tienen en cuenta esta variabilidad.

D. Capilaridad (tensin superficial)

La accin de cohesin y adhesin entre las molculas de un lquido produce unatensin superficial.

Cuando una molcula lquida se halla completamente sumergida y sin contacto conlas paredes del recipiente, las acciones de las otras molculas sobre ella, producidasdurante un periodo de tiempo infinitesimal, se equilibran. Pero cuando esta molculaest en superficie o en contacto con el recipiente, existe una componente normal ala superficie de contacto.

Este fenmeno causa la forma esfrica de las gotas de agua. Por efecto del mismofenmeno se produce la subida de un lquido por un tubo capilar:

hc = 2 x cos


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rsiendo:

hc sobreelevacin o descensor radio del tubo ngulo de contacto entre el lquido y la pared del tubo factor de tensin superficial peso especfico

Las unidades de la tensin superficial son dinas/cm.

La tensin superficial es importante en la zona no saturada. El ascenso del aguadepende de manera importante del tipo de terreno, p.e. si el terreno es arcilloso, el

radio de las arcillas es muy pequeo por lo que el ascenso por capilaridad es grande;pero si el terreno es de gravas, las cuales poseen radios grandes, el ascenso porcapilaridad suele ser pequeo.

La razn del ascenso se debe a que el agua que asciende por capilaridad est amenor presin que la atmosfrica. La cantidad de agua que asciende es proporcionalal tamao del poro. Este fenmeno puede tener especial significancia en modelos decalidad de aguas. En acuferos subterrneos se desarrolla en las proximidades delnivel fretico una barrera de presiones negativas (succiones) que impideparcialmente el trnsito de contaminantes. La extensin y significancia de estabarrera es dependiente de las caractersticas granulomtricas del medio y en algunoscaso puede actuar a modo de proteccin frente a la contaminacin de acuferos.

6.2. Esttica de fluidos.

La ciencia que estudia los fluidos no sometidos a movimiento se denominahidrosttica. Si un cuerpo no se mueve es porque las fuerzas que actan sobre dichocuerpo se anulan. Al estar en reposo no existen fuerzas tangenciales a la cara delelemento producidas por la viscosidad en el lquido en movimiento. Por ello se puededecir que las fuerzas internas son perpendiculares a las caras del elemento lquido, ytambin los elementos lquidos al estar en contacto con el recipiente que locontiene, dar lugar a fuerzas perpendiculares a las caras del mismo.

Dichas fuerzas por unidad de superficie se denominan Presiones. La unidad msutilizada para expresar la presin es el pascal (N/m2), aunque existen otras unidadescomo p.e. la atmsfera (kg/ cm2).

Si trabajamos con presiones relativas (P) , o sea, partiendo como cero la presinatmosfrica (Pa), la superficie libre del agua corresponde a una presin relativa nula(p0 / ) y tomndola como plano de referencia z0 = 0 tendremos:

P / = -z


18/19


18

La presin relativa en el seno de un lquido vara linealmente con la profundidad(z) y es igual a sta multiplicada por el peso especfico ( ), es decir, es equivalente alpeso de la columna de agua que tiene por encima:

P = - x z + pa

Estas dos expresiones nos sintetizan el principio bsico de la hidrosttica, el cualviene a decir que a medida que se desciende linealmente, aumenta la presin,p.e. en una piscina la presin es mayor en la parte ms baja.

Existen numerosos elementos para medir la presin, siendo el ms utilizado eldenominado tubo piezomtrico. Este elemento consiste en un tubo conectado porun extremo al recipiente, mientras que por el otro extremo se mantiene abierto y

sometido a presin atmosfrica.

6.3. Cinemtica de fluidos.

Denominamos Trayectoria al camino que recorre una partcula lquida enmovimiento. Las lneas de corriente son las envolventes de la velocidad de laspartculas lquidas en un instante determinado. Si la velocidad del fluido se mantieneconstante a lo largo del tiempo hablamos de movimiento permanente o transitorio. Elmovimiento permanente es independiente del tiempo y en l las lneas de corrientecoinciden con las trayectorias de las partculas elementales. Si a lo largo de una

seccin la velocidad se mantiene constante hablamos de movimiento uniforme. Elmovimiento laminar es aquel movimiento en el que cada partcula describe unatrayectoria con una velocidad paralela a la corriente. Movimiento turbulento es aquelmovimiento en el que las partculas estn animadas por una componente de lavelocidad en el sentido de la corriente y otra componente transversal.

Como el agua es incolora para ver si el movimiento es laminar o turbulento seinyecta un trazador colorante. Si la velocidad es pequea el trazador se ve como unalmina. Si aumenta la velocidad debido al rozamiento, a la viscosidad, el flujo sehace turbulento.

En los ros los caudales suelen ser turbulentos, mientras que en las aguas

subterrneas el movimiento casi siempre es laminar pues la velocidad es muypequea.

6.4. Dinmica de fluidos

En un ro el agua no lleva la misma velocidad en toda la seccin: la velocidad esmayor en el centro y arriba de la lmina de agua.

Se suele diferenciar entre una:


19/19

19

Velocidad instantnea: velocidad que existe en un punto de la seccin en uninstante de tiempo determinado.

Velocidad media: valor medio de las velocidades instantneas.

Las isotacas son las lneas que unen los puntos con la misma velocidadinstantnea.

Caudal es el volumen de lquido que pasa a travs de una seccin por unidad detiempo

6.5. Energa.

La energa o el trabajo se define como el producto de una fuerza por unadeterminada longitud. En un punto de una determinada seccin se distinguen 3 tiposde energa:

energa cintica: debida a la velocidad del movimiento. Ec = v2 / 2g

energa de presin: tambin se conoce como altura piezomtrica y es ladebida a la presin. Ep = p /

energa de posicin: tambin llamada de altura geomtrica, se debe a laaltura sobre un plano de referencia.

Ecuacin de Bernouilli

La energa de un fluido en un campo gravitatorio tiene tres componentes:I. v = v2 / 2g

II. P = p /

III. z

La energa que tiene una partcula que se mueve por unidad de peso es la sumade estas tres componentes:

E = v2 / 2g + p / + z

Esta expresin se conoce como ecuacin de Bernouilli, pero hay que tener encuenta que esta ecuacin no siempre se cumple debido a que a media que el fluidose mueve se va perdiendo energa, energa que se transforma en calor debido alroce.

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