BALANCE HIDROLOGICO

 

El agua, aunque se encuentra en un movimiento cíclico contínuo, es cuantificable y debido a los requerimientos actuales del hombre, es necesario conocer con exactitud ese movimiento y definirlo, para aprovechar de forma racional los recursos hídricos y que no se modifiquen de forma irreversible, los componentes que intervienen en el ciclo del agua.

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 Continuidad. También permite establecer relaciones entre las distintas variables hidrológicas.

El establecimiento del balance hídrico en una cuenca o en una región determinada permite obtener información sobre:

El establecimiento de un balance supone la medición de flujos de agua (caudales) y almacenamientos de la misma (niveles). Se pueden establecer balances de forma general, incluyendo aguas superficiales y subterráneas y parciales de sólo aguas superficiales, de un acuífero, del agua del suelo, etc. En cualquier caso, a la hora de establecer el balance se examinarán las entradas y las salidas al sistema analizado.

La propia idea de balance supone la medida independiente de los términos que intervienen en la ecuación de balance. Como toda medida física, está sujeta a error, que, en algunos casos es grande debido a diversas circunstancias. Por ello ha de actuarse con gran prudencia a la hora de obtener datos del balance.

Por medio de las precipitaciones atmosféricas (P), llega agua a la superficie de la Tierra. Parte de estas precipitaciones se evapora en contacto con el aire o es absorbida por las plantas y después transpirada por las mismas, fenómenos que denominaremos de forma general como evapotranspiración (E). El agua entonces sigue dos caminos: una parte fluye por la superficie de la corteza terrestre y otra parte se infiltra en el terreno. El agua de infiltración aún puede ser captada por el suelo y las plantas, sufriendo entonces fenómenos de evapotranspiración o puede circular hipodérmicamente junto con las aguas que circulan en superficie, denominándose el conjunto aguas de escurrimiento (R). La parte de agua infiltrada que alcanza una zona más profunda constituye la verdadera agua de infiltración (I) que se junta con las aguas subterráneas alimentando el acuífero.

La Ecuación de 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 del Almacenamiento

 

Aplicando estos conceptos, se expresa la precipitación como:

P = E + R + I + e

 

Siendo e el error cometido en las estimaciones o error de cierre, E la evapotranpiración, R el escurrimiento e I la infiltración.

Para poder aplicar esta ecuación hay que tener en cuenta dos condiciones importantes:

Ø      Unidad hidrogeológica: es decir, que todas las aguas que se miden y comparan pertenezcan al mismo acuífero.

Ø      Período de tiempo: el período de medición deberá de ser de al menos un año.

De modo más concreto podríamos reescribir la ecuación de forma que abarque todas las fuentes y sumideros de la zona en estudio de la siguiente forma:

 

e = P + Qse + Qte - E - Qss - Qts - ΔS

Donde:

e = error de cierre

P = aportación pluviométrica

Qse = caudal superficial entrante

Qte = caudal subterráneo entrante

E = evapotranspiración real

Qss = caudal de superficie saliente

Qts = caudal subterráneo saliente

ΔS = variación del almacenamiento (final - inicial). En condiciones ideales de medida debe ser igual al error de cierre.

 

La E se calcula mediante el balance hídrico o mediante fórmulas empíricas (de Coutagne, de Turc, o de Makkink) o directamente mediante evapotranspirómetros. En cada caso, según el mecanismo de recarga y descarga del acuífero en estudio y del intervalo de tiempo seleccionado para plantear el balance, cada uno de los términos de la ecuación podrá o no aparecer. Por ejemplo, si se trata de un acuífero limitado totalmente por fronteras impermeables, los términos Qte y Qts no aparecerán, ya que no existe entrada ni salida por flujo subterráneo.

Si se trata de un solo acuífero que no tiene descarga por evapotranspiración ni por afloramientos, los términos Qss y E serán suprimidos de la ecuación. Por otra parte, la ecuación de balance para un mismo acuífero podrá variar de un intervalo de tiempo a otro. En todos los casos, es necesario tener una idea más o menos clara del comportamiento del acuífero para plantear su ecuación de balance.

El área utilizada para efectuar el balance de agua subterránea depende de varios factores: por una parte, lo ideal sería efectuar el balance para todo el acuífero (valle, planicie) a fin de conocer su potencialidad total; sin embargo, esto no siempre es posible, debido a que la aplicación del balance requiere del conocimiento del comportamiento del acuífero observado en pozos los cuales no siempre se encuentran distribuidos en toda el área, sino sólo en una porción de la misma. Por consiguiente, en muchas ocasiones el área de balance tiene que limitarse al área con datos disponibles.

El área de balance puede estar limitada por fronteras reales, geométricas e hidrológicas, tales como afloramientos o masas de agua (mar, lagos, etc), y por fronteras virtuales, imaginarias.

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 (Figura 1):

Ø      Precipitación (P): Se mide por la altura que alcanzaría sobre una superficie plana y horizontal, antes de sufrir pérdidas. Para determinarla se usan los pluviómetros y la unidad de precipitación es el milímetro de altura (1 mm).

Ø      Evapotranspiración (ET): Se determina mediante cálculos basados en la temperatura y humedad de la atmósfera y del suelo.

Ø      Escurrimiento superficial o directo (ED): Se determina por aforos de cursos fluviales.

Ø      Escurrimiento subterráneo o base (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.

                                                     

                                               Figura 1. Términos del balance hídrico

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. 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.

 

EJEMPLO DE CASO: BALANCE HIDROLOGICO INTEGRAL DEL VALLE DE GUAYMAS

Se determinó la ecuación de balance siguiente para el Valle de Guaymas, Sonora (Figura 2):

Area considerada = 1,530.55 km2

Pp media = 306.77 mm/a                                Vol. pp = 469.53 Mm3/a

 

 

                                                  Figura 2. Localización del Valle de Guaymas, Sonora, México

 

 

Bibliografía consultada

Canales Elorduy, Armando. 1989. Hidrología Subterránea. Ed. Insto. Tecnológico de Sonora. 224 p.

http://www1.ceit.es/asignaturas/Cursos/ii/cuarto/ciemedamTEMA1ciclohidrol.htm

http://www.isf.uva.es/cursotsd/tsd4/ Agua_Saneamiento_e_Infraestructuras_I.pdf

http://personales.com/colombia/manizales/BALANCEHIDRICO/