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ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA RECARGA EN EL ACUÍFERO VENTÓS-CASTELLAR (SE ESPAÑA). EFECTOS DEL
CAMBIO CLIMATICO
Issam Touhami
TESIS DOCTORAL
ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA
RECARGA EN EL ACUÍFERO VENTÓS-CASTELLAR (SE
ESPAÑA). EFECTOS DEL CAMBIO CLIMÁTICO
JULIO 2014
Issam Touhami
TESIS DOCTORAL
Para optar al grado de
DOCTOR DE LA UNIVERSIDAD DE ALICANTE
EN CIENCIAS BIOLÓGICAS
ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA RECARGA EN EL ACUÍFERO
VENTÓS-CASTELLAR (SE, ESPAÑA). EFECTOS DEL CAMBIO CLIMÁTICO
Tesis Presentada Por:
TOUHAMI ISSAM
Los directores de la Tesis: DR. JOSÉ MIGUEL ANDREU RODES Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente Universidad de Alicante DR. ESTEBAN CHIRINO MIRANDA Centro de Estudios Ambientales del Mediterráneo (CEAM) Universidad de Alicante DR. JUAN RAFAEL SÁNCHEZ MONTAHUD Departamento de Ecología, Universidad de Alicante
ALICANTE, JULIO 2014
THÈSE DOCTORALE
Pour l’obtention du titre de
DOCTEUR DE L´UNIVERSITÉ D´ALICANTE
Discipline : SCIENCES BIOLOGIQUES
ESTIMATION DU BILAN HIDRIQUE ET DE LA RECHARGE DE L´AQUIFÈRE
VENTÓS-CASTELLAR (SE, ESPAGNE). EFFETS DU CHANGEMENT
CLIMATIQUE
Présentée par
TOUHAMI ISSAM
Los directeurs de la Thèse : DR. JOSÉ MIGUEL ANDREU RODES Département de Science dela Terre et de l´Environnement Université d´Alicante DR. ESTEBAN CHIRINO MIRANDA Centre d´Etude de l´Environnement du Méditerranée Université d´Alicante DR. JUAN RAFAEL SÁNCHEZ MONTAHUD Département d´Ecologie, Université d´Alicante
ALICANTE, JULIO 2014
Dr. José Miguel Andreu Rodes profesor titular del Departamento de Ciencias de la
Tierra y del Medio Ambiente de la Universidad de Alicante, Dr. Juan Rafael Sánchez
Montahud profesor titular del Departamento de Ecología de la Universidad de
Alicante y Dr. Esteban Chirino Miranda investigador de la Fundación CEAM España
HACEN CONSTAR: Que el trabajo descrito en la presente memoria, titulado: “Estimación del balance
hídrico y de la recarga en el acuífero Ventós-Castellar (SE, España). Efectos del
cambio climático” ha sido realizado bajo su dirección por Issam Touhami en el
Departamento de Ecología de la Universidad de Alicante, y reúne todos los
requisitos necesarios para su aprobación como Tesis Doctoral.
Alicante, 23 de Julio de 2014
DR. JOSÉ MIGUEL ANDREU DR. ESTEBAN CHIRINO DR. JUAN RAFAEL SÁNCHEZ RODES MIRANDA MONTAHUD
El doctorando
ISSAM TOUHAMI
.
Indeed, in the creation of the heavens and the earth and the alternation of the night and the day are signs for those of understanding.
En la creación de los cielos y de la tierra y en la sucesión de la noche y el día hay, ciertamente, signos para los dotados de intelecto. Coran Ale Imran Surah (3), verses (190)
Pour mon cher papa Mohsen et ma mère Ribah
Pour mon frère Sami, mes soeurs Essia et Amira
Pour toute la famille et Pour ma chère kaouther
Dedico esta Tesis a mi padre MOHSEN,
que tanto espera este momento
“Allah yarhmou w ehsen eleeeh”
AGRADECIMIENTOS
Existe un dicho que dice “cuando calcules el tiempo que invertirás en realizar una tarea
multiplica esa cifra por dos y aumenta una unidad de tiempo, así obtendrás el tiempo real
que necesitarás para acabar”. Pues sí, efectivamente, esta máxima se puede aplicar en la
realización de esta tesis. Afortunadamente, al final se ha conseguido llevar a cabo. Estos años
en el Departamento de Ecología me han dado la oportunidad de iniciarme en el mundo de la
investigación, pero sobre todo me han permitido conocer a mucha gente a la que, no sólo a
nivel profesional, sino a un nivel personal, estaré siempre agradecido.
Gracias muy especiales a mis directores de tesis, José Miguel Andreu Rodes, Esteban Chirino
Miranda y Juan Rafael Sánchez. Han sido más que simples directores. Lo más importante es
que me han formado en eso de ser crítico y paciente, cuestión vital si quieres dedicarte a los
menesteres de la ciencia. No puedo no más que agradecer incondicionalmente el tiempo que
me han dedicado y del cual me he enriquecido de forma extraordinaria. Ha sido una gran
suerte haber compartido estos años de tesis bajo su dirección y su amistad.
Mi gratitud también va dirigida a Juan Francisco Bellot Abad, me dio la oportunidad de entrar
a formar parte de su grupo de investigación. Siempre le estaré agradecido por la paciencia que
ha mostrado conmigo, el tiempo que ha dedicado y que siempre estuviera dispuesto a discutir,
corregir y aportar ideas y por haber contribuido a mi formación científica e investigadora.
A mis profesores de la Universidad de Alicante, Andreu Bonet, Jordi Cortina, JR. Sánchez,
María José; Susana Bautista, Jaime Baeza y Juan Bellot.
Mi más sincero agradecimiento a todas las personas que hicieron de mi estancia en el
Departamento de Ecología en la Facultad de Ciencias (Universidad de Alicante) un periodo
inolvidable.
A todos mis amigos y compañeros de la Universidad de Alicante.
A mis compañeros que forman parte del grupo JÓVENES SOLIDARIOS, este bonito
programa dirigido a fomentar la convivencia y participación vecinal en el barrio Juan XXIII,
Alicante. Muchas gracias por haber compartido con vosotros durante estos últimos años una
maravillosa experiencia, sobre todo con mis alumnos de clases de árabe.
Esta tesis se ha realizado gracias a una beca del Agencia Española de Cooperación
Internacional para el desarrollo (MAEC-AECID), Ministerio de Asuntos Exteriores y de
Cooperación. Todos los muestreos de campo y toma de datos hidrológicos e hidrogeológicos
se han realizado como parte de los siguientes proyectos de investigación dentro del
Departamento de Ecología y del Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio
Ambiente de la Universidad de Alicante: Balance hídrico y recarga de acuíferos en un
gradiente Seco-Semiárido: la influencia del cambio climático y la Ecohidrología del bosque
(CGL2011-30531-C02-01); Balances hídricos y recarga de acuíferos en sistemas
mediterráneos: Comparación de escenarios de cambio de usos del suelo y un contexto de
cambio climático (CGL2008-03649).
Esta tesis también la dedico a mis abuelos Mhemed y Helgia, a mis padres Mohsen y Ribah,
que siempre miraron más allá, a mis hermanos Essia, Sami y Amira, a mis sobrinos, a Ridha y
Jalel, a Am Mohamed y Khalti Hlima, a toda la familia Touhami y a mi querida Kaouther.
A todos Gracias.
Alicante, el 23 de Julio de 2014
i
ÍNDICE
Listado de Tablas iii
Listado de Figuras
vi
CAPÍTULO 1. Introducción General 1
1. La importancia del agua subterránea en el ámbito mediterráneo 3
2. La recarga de acuíferos 4
2.1. Definición 4
2.2. Principales métodos de estimación de la recarga 5
3. Importancia de la vegetación en los procesos de recarga 11
4. Efectos del cambio climático en los recursos hídricos 14
5. Antecedentes de la presente investigación 16
6. Objetivos de la tesis 17
7. Estructura general de la tesis 17
8. Bibliografía
21
CAPÍTULO 2. Área de Estudio 31
1. Localización geográfica 33
2. Características climáticas 34
3. Suelos 38
4. Vegetación y usos del Suelo 40
5. Acuífero Ventós-Castellar 41
5.1. Antecedentes 41
5.2. Características del acuífero Ventós-Castellar 42
5.3. Modelo conceptual de funcionamiento hidrogeológico 46
5.4. El comportamiento de la piezometría frente a la recarga 49
6. Bibliografía
50
CAPÍTULO 3. Comparación entre varios métodos de balance de agua en el suelo
para la estimación de la recarga de un acuífero en una región semiárida [Comparative
performance of soil water balance models in computing semiarid aquifer recharge]
55
CAPÍTULO 4. Estimación de la recarga de un acuífero en una región mediterránea
semiárida mediante la aplicación de un modelo hidrológico [Recharge estimation of a
small karstic aquifer in a semiarid Mediterranean region (southeastern Spain) using a
hydrological model]
81
ii
CAPÍTULO 5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y
la recarga de un acuífero en una región semiárida del sureste de España [Assessment
of climate change impacts on soil water balance and aquifer recharge in semiarid
región of southeastern Spain]
109
CAPÍTULO 6. Resumen y discusión de los resultados
145
CAPÍTULO 7. Conclusiones y recomendaciones finales
169
APÉNDICES
1. Contribución de algunos eventos de recuperación al conocimiento de la recarga en
el acuífero del Ventós
175
2. El papel del suelo y la vegetación en la estimación de la recarga del acuífero del
Ventós (Alicante)
187
3. Primeras investigaciones del efecto del cambio climático en la recarga del acuífero
Ventós (Alicante)
201
iii
LISTADO DE FIGURAS
Capítulo: 1
Figura 1. Esquema sintético de la distribución de la precipitación en sus diferentes
componentes.
Figura 2. Marco esquemático representativo de los causantes antropogénicos y los impactos
del cambio climático. Adaptada a partir de los trabajos del Panel Intergubernamental (IPCC,
2007).
Figura 3. Diagrama de síntesis metodológica de la tesis doctoral.
Capítulo: 2
Figura 1. Localización geográfica del acuífero Ventós-Castellar.
Figura 2. Diferentes vistas del paisaje de la sierra del Ventós.
Figura 3. Precipitación anual (años hidrológicos) en la estación meteorológica de Agost-
Escuela para el periodo 1976-2012. La línea discontinua representa el valor medio de la
precipitación anual para dicho periodo (281 mm).
Figura 4. Diagrama ombrotérmico de la estación meteorológica de Agost-Escuela para el
periodo 1976-2012.
Figura 5. Curva de la sumatoria de las desviaciones de precipitación de la estación
meteorológica de Agost-Escuela para el periodo 1976-2012. PM: Periodo medio, PH: Periodo
húmedo, PS: Periodo seco.
Figura 6. Perfil de un suelo en la sierra del Ventós. Leptosol lítico sobre calizas cretácicas
(Fuente: datos tomados de la tesis de Mayor, 2008).
Figura 7. Mapa de vegetación y usos del suelo en la zona de recarga del acuífero Ventós-
Castellar.
Figura 8. Mapa y corte geológico del acuífero Ventós-Castellar. Leyenda: 1. Arcillas y yesos
(Triásico Keuper), 2. Margocalizas, margas y calcarenitas (Cretácico Inferior), 3. Calizas
micríticas (Cretácico Superior), 4. Calizas blancas con globotruncanas (Cretácico Superior),
5. Margas y areniscas (Paleógeno), 6. Margas (Mioceno) y 7. Depósitos recientes.
Figura 9. Mapa y corte hidrogeológico del acuífero Ventós-Castellar. Leyenda: 1. Antiguo
manantial; 2. Sondeos, 3. Estaciones meteorológicas; 4. Dirección del flujo subterráneo.
Figura 10. Evolución anual de los bombeos en el acuífero durante el periodo (2001-2012).
Figura 11. Bombeos medios mensuales en el acuífero durante el periodo (2001-2012).
Figura 12. Evolución piezométrica del acuífero Ventós-Catellar durante el periodo 1979-
2013.
Capítulo: 3
Figure 1. (a) Geological setting (b) Vegetation cover units of the aquifer recharge area.
Figure 2. Observed and long-term averages of monthly rainfall (October 2002-September
2004). Average monthly rainfall was obtained from the Agost weather station (1975-2010).
Figure 3. Overview of the modelling process. Aquifer recharge is calculated using three
SWBMs (Hydrobal (HB), Visual Balan (VB) and Thornthwaite (TW)). In turn, the lumped
iv
model is used to convert recharge inputs into water table fluctuations. These are validated
against piezometric records.
Figure 4. Daily recharge estimated by SWBMs (2002-2004 period).
Figure 5. Water table fluctuations obtained by means of the lumped model. Each model run
corresponds to the recharge estimate obtained by means of one of the SWBMs.
Figure 6. Correlation between observed and calculated water table levels based on recharge
estimates from each of the SWBMs ((A): Hydrobal, (B): Visual Balan, and (C):
Thornthwaite).
Figure 7. Estimated soil moisture from each SWBMs (depth 0-30 cm) against daily rainfall
data (2002-2004 period). “Soil moisture” in HB and VB, and “Available water content”
(AWC) in TH.
Capítulo: 4
Figure 1. Geographical setting of the Ventós-Castellar aquifer and land cover units on the
aquifer recharge area.
Figure 2. Annual precipitation by hydrological year. Data from Agost Meteorological Station
(1975/1976-2007/2008 period).
Figure 3. Hydrogeological setting of Ventós-Castellar aquifer. Legend: 1. Clay and gypsum
(Triassic); 2. Marls (Lower Cretaceous); 3. Limestones (Cretaceous); 4. Marls and limestones
(Upper Cretaceous); 5. Marls (Tertiary); 6. Spring; 7. Pumping wells, and 8. Weather station.
Figure 4. Frequency distribution of daily rainfall (a), full modelling period (2002-2008), (b, c
and d) hydrological year type.
Figure 5. (a) Time series of daily rainfall and water-table level, (b) daily aquifer recharge
(output data of HYDROBAL model) and daily piezometric level.
Figure 6. Relationship between the estimated annual aquifer recharge (output data of
HYDROBAL model) and annual rainfall.
Figure 7. Annual aquifer recharge by vegetation cover types. Abreviations: B, degraded open
land or bare soil; St, open Stipa tenacissima steppes with low cover of dwarf shrubland; AG,
afforested dry grasslands; G, dry grassland formations; AS, afforested thorn shrublands, and
S, scattered thorn and sclerophyllous shrublands.
Figure 8. Influence of soil moisture in water recharge values, (a) daily rainfall and soil
moisture content, (b) daily recharge and piezometric level for the 01/02/2003 to 22/12/2003
interval.
Figure 9. Comparison between water-table variations calculated by means of the model using
the deep drainage data estimated by HYDROBAL model and the observed additional water-
table variations in the Ventós-Castellar aquifer.
Figure 10. Calibration results: Observed and calculated water-table elevation in dry, average
and wet hydrological year.
Capítulo: 5
Figure 1. Geographical location and geological setting of the Ventos-Castellar aquifer.
Figure 2. Annual precipitation during baseline period (1961-1990) and future period (2011-
2099). Data from output of HadCM3 model for A2-high (gray bar) and B2-low (black bar)
scenarios.
v
Figure 3. Means annual temperature (maximum and minimum) during baseline period (1961-
1990) and future period (2011-2099). Data from output of HadCM3 model for A2-high (gray
line) and B2-low (black line) scenarios.
Figure 4. Frequency distribution of annual precipitation for the baseline period (1961-1990)
and the future period (2011-2040, 2041-2070 and 2071-2099) respect to the both scenario A2-
high and B2-low from the HadCM3 model. The climatic classification based in the works of
Rivas-Martínez (1983), determine three bioclimatic belts for this region ranges from dry (350-
600mm), semiarid (200-350mm) and arid climate (<200mm).
Figure 5. Tendency of the temporal evolution of output variables of HYDROBAL model for
future period in both scenarios emission: A2-high (white circle and polynomial regression as
dashed line), and B2-low (black circle and polynomial regression as solid line). Data of output
variables of HYDROBAL model in each selected year. Quadratic Polynomial Equation (y
=a+b*x+c*x2) and determination coefficient (significant level* p<0.05; ** p<0.01; ***
p<0.001).
Figure 6. Temporal variation of daily precipitation, soil moisture and aquifer recharge by
means of HYDROBAL model by analysed years 2058, 2066 for A2-high and 2033, 2098 for
B2-low scenarios (P: precipitation, black bar, R: recharge, dash-dot line and θ: soil moisture,
grey solid line).
vi
LISTADO DE TABLAS
Capítulo: 2
Tabla 1. Principales características edáficas del suelo en las sierras del Ventós y Castellar
(datos tomados de Chirino, 2003; Ramírez, 2006).
Capítulo: 3
Table 1. Inputs and calibration paramaters by SWBM models: Thornthwaite (TH), Visual
Balan (VB) and Hydrobal (HB) during the study period 2002/03-2003/04. Abreviations: Pt,
Total porosity; WP, Wilting point; FC, Field capacity; Rsi, Initial soil moisture; CKRD
(0<CKRD<1) and FRD (0<FRD<1), coefficients of infiltration (a See Samper et al.1999,
2004); kmin and kmax empirical parameter that integrates the structural and ecophysiological
characteristics of vegetation cover. B, degraded open land or bare soil; St, open Stipa
tenacissima steppes with low cover of dwarf shrubland; AG, afforested dry grasslands; G, dry
grasslands formations; AS, afforested thorn shrublands; S, sclerophyllous shrublands (b see
Bellot et al. 1999, 2001; Chirino, 2003).
Table 2. Estimated groundwater recharge for Ventós-Castellar aquifer from 2002/2003
through 2003/2004. P: rainfall and R: recharge in mm and percentage.
Capítulo: 4
Table 1. HYDROBAL inputs as per vegetation cover type. Values in % soil volume.
Abbreviations: Open Stipa tenacissima steppes with degraded open land or bare soil (B),
dwarf shrubland in low proportion (St), afforested dry grasslands (AG), dry grasslands
formations (G), afforested thorn shrublands (AS), and sclerophyllous shrublands (S).
Table 2. Summary of annual water balances (2002-2008) calculated by HYDROBAL.
Comparison between annual rainfall and annual aquifer recharge.
Capítulo: 5
Table 1. Comparison between the data observed for the Agost-Escuela meteorological station
and the databases for the same years between the baseline period for the GCMs (HadCM3,
ECHAM4 and CGCM2). The precipitation (P) database between the years 1976-1990 (N=15)
and minimum (min Tª) and maximum (max Tª) air temperature between 1980-1990 (N=11).
Results of the non-parametric test, multiple pair-wise comparisons of the Kruskal-Wallis test
and the post hoc Wilcoxon pairs comparison. Mean±standard error. For each climatic
variable, the values followed by the same letter are not significantly different at p < 0.05.
vii
Table 2. Precipitation (P) and maximum (max Tª) and minimum (min Tª) air temperature for
the study period (2011-2099; N=90) and for the two scenarios (A2-high and B2-low): a
comparison of the GCMs (HadCM3, ECHAM4 and CGCM2). Statistical analyses were
performed using the Kruskal-Wallis test (XLSTAT©
, 2014). Mean±standard error. For each
climatic variable, the values followed by the same letter are not significantly different at p <
0.05.
Table 3. Precipitation (P) and maximum (max Tª) and minimum (min Tª) air temperature for
the study period and the two scenarios (A2-high and B2-low). The General Linear Model
univariate results using two factors: periods (1961-1990, 2011-2040, 2041-2070 and 2071-
2099) and emission scenarios (A2-high and B2-low). Mean ± standard error; N period = 30, N
scenario = 30; Tukey’s HSD post hoc test; the values followed by the same letter are not
significantly different at p < 0.05; *** p < 0.001; ** p < 0.01; ns not significant.
Table 4. Water balance results for climate change under A2-high and B2-low scenarios from
HadCM3 between the baseline period and the future years. P, precipitation; Roff, runoff; Eta,
actual evapotranspiration; R, groundwater recharge; and θ, Soil moisture.
Table 5. Water balance results; P, precipitation; Roff, runoff; Eta, actual evapotranspiration; R,
groundwater recharge; θ, Soil moisture for the study period and the two scenarios (A2-high
and B2-low). The General Linear Model univariate results using two factors: (1) period:
considering one average year per decade (3 years/period/scenario) in each period (1961-1990,
2011-2040, 2041-2070 and 2071-2099) and (2) scenarios (A2-high and B2-low). Mean ±
standard error; N=3; Tukey’s HSD post hoc test; the values followed by the same letters (a-b)
within rows do not differ significantly at p = 0.05.
CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN
1. Introducción general
3
1. La importancia del agua subterránea en el ámbito mediterráneo
El agua subterránea es un recurso natural renovable aprovechado por el hombre. Su utilización
contribuye a satisfacer sus demandas y a mejorar su bienestar social, económico, cultural etc. Con
el transcurso de los años las exigencias del hombre han sido mayores. Así, la sociedad actual no
sólo exige agua en cantidad suficiente, sino que ésta debe tener una calidad acorde con el uso al que
se vaya a destinar. Esta condición hace que el agua subterránea, por su excelente calidad y
protección frente a su posible contaminación, juegue un papel relevante.
A lo largo del pasado siglo, tres hechos clave motivaron un fuerte crecimiento en el consumo de
agua a escala mundial: (1) el crecimiento de la población, que ha pasado de unos 1.600 millones de
personas a principios del siglo XX a más de 7.000 millones en la actualidad, (2) el desarrollo
industrial, y (3) la expansión de la agricultura de regadío, que pasó de 50 millones de hectáreas a
principios del pasado siglo a más de 250 millones en la actualidad. La conjunción de estos factores
ha hecho que el uso de agua dulce en el mundo se haya multiplicado por siete en este tiempo
(Gleick, 2006; Miller, 2005). Este aumento de consumo de agua también se ha visto reflejado en un
aumento de la utilización de las aguas subterráneas.
Muchas veces las aguas subterráneas constituyen el único recurso disponible en regiones con clima
árido o semiárido, por lo que adquieren el valor de recurso estratégico. A pesar de la carencia de
agua superficial, estas regiones suelen presentar unas condiciones climáticas con un fuerte potencial
para desarrollar una agricultura intensiva con cultivos de primor de alta rentabilidad, por lo que se
requieren elevados consumos de agua, que generalmente deben ser obtenidos del subsuelo
La zona mediterránea peninsular, y especialmente la provincia de Alicante en el SE de España, es
una región con esas particularidades. En ella se puede establecer que existe un frágil equilibrio
entre las características climáticas y a las alteraciones derivadas de la actividad humana. En esta
región, como en otras semejantes, los cambios demográficos, tecnológicos y socioeconómicos que
experimentaron durante el siglo XX han conducido a una presión excesiva sobre los recursos
naturales y en concreto sobre el agua subterránea. Esto ha originado numerosos impactos como una
intensa degradación del suelo, de su cubierta vegetal, de los recursos ecológicos e hidrológicos, y de
sobreexplotación (Bellot et al., 2007; Martín-Rosales et al., 2007).
1. Introducción general
4
La provincia de Alicante es una de las regiones de España en que las aguas subterráneas siguen
jugando un papel importante en su economía. La mayor parte de los recursos hídricos empleados en
la actualidad son de tipo subterráneo (40% de la agricultura se riega con este tipo de aguas). Los
acuíferos son el soporte de la mayor parte de las transformaciones agrarias, junto al desarrollo
industrial y urbano de la zona (DPA, 2007). El impulso de estas actividades ha supuesto la
explotación intensiva y, por consiguiente, la sobreexplotación de numerosos acuíferos. Si
comparamos las entradas (440 hm3/año) y las salidas (492 hm
3/año) del conjunto de los embalses
subterráneos de la provincia, destacamos un déficit hídrico de 52 hm3/año (DPA, 2007).
Las características físicas, climáticas, hidrogeológicas, así como la elevada actividad agrícola y
turística residencial que todavía está sustentada por las aguas subterráneas hace que sus estos
recursos hídricos sean muy vulnerables. Por ello, se hace necesario aumentar el grado de
conocimiento del funcionamiento de estos sistemas con el objeto de cuantificar mejor sus recursos.
El conocimiento de estos medios pasa por evaluar y acotar el grado de incertidumbre de la
alimentación o recarga de los acuíferos.
La mayor parte del agua subterránea utilizada en la provincia proviene de acuíferos de naturaleza
carbonatada o kársticos. El acuífero del Ventós-Castellar es un pequeño acuífero de este tipo
emplazado bajo un régimen climático mediterráneo semiárido, cuyas aguas se utilizan para el
abastecimiento de la localidad de Agost. Se trata de un acuífero que ofrece unas condiciones
excepcionales en cuanto a tamaño, control y posibilidades de trabajo sobre él, que lo hacen idóneo
para estudiar aspectos hidrogeológicos como la recarga. Además, puede considerarse como
representativo del tipo de acuíferos de esta región de forma que los resultados obtenidos sobre el
mismo podrían servir de base para otros sistemas del entorno.
2. La recarga de acuíferos
2.1. Definición
La recarga puede definirse como el proceso por el que entra agua a un acuífero procedente del
exterior del mismo, alcanza el nivel de agua y forma parte del almacenamiento subterráneo
(Custodio, 1998). La recarga se expresa habitualmente en términos de volumen por unidad de
1. Introducción general
5
tiempo (L3T
-1). La procedencia de esa recarga puede ser múltiple y variada. La más frecuente es la
infiltración de la lluvia, la cual suele ser también la más importante a nivel regional. Además de
ésta, la recarga puede proceder de las aguas superficiales, de la transferencia desde otro acuífero o
de las labores y acciones antrópicas como por ejemplo del agua de riego.
La recarga natural de los acuíferos es un termino básico del balance hídrico. Su conocimiento y
evaluación constituye un problema extremadamente complejo que requiere identificar los
mecanismos a través de los cuales tiene lugar dicho proceso, así como el tipo y distribución espacial
de las diferentes fuentes de agua que intervienen en cada evento de recarga (Custodio, 1997).
A grandes rasgos se han establecido dos tipologías de recarga (Gee y Hillel, 1988; López
Rodríguez, 1977; Lerner et al., 1990, Scanlon et al., 2002). Una de ellas define un proceso de tipo
difuso que se produce a lo largo de grandes áreas en respuesta a la precipitación que se infiltra
desde la superficie y percola por la zona no saturada hasta llegar al nivel freático. Este tipo de
recarga se ha denominado recarga local (Allison, 1988) o directa (Simmers, 1997), y es
característica de medios porosos o detríticos. La otra tipología de recarga es la denominada recarga
preferencial o concentrada, la cual es un proceso prácticamente instantáneo y localizado donde el
flujo se concentra en vías preferenciales a partir de la existencia de grietas, conductos verticales y
fisuras que permiten que el agua que cae sobre superficie del terreno penetre a través de las mismas.
También se ha denominado recarga localizada o indirecta (Lerner et al., 1990). Este segundo tipo es
característicos de medios carbonatados kársticos en los que son abundantes los lugares de
infiltración privilegiada y rápida (Pulido-Bosch, 2001).
2.2. Principales métodos de estimación de la recarga
La estimación de la recarga en un acuífero es uno de los aspectos necesarios para poder cuantificar
los recursos de aguas subterráneas disponibles. Ello es especialmente importante en aquellos
lugares de características climáticas áridas o semiáridas, con escasos recursos superficiales, y cuya
economía se basa, en gran medida, en las aportaciones subterráneas, tal y como ocurre en el área de
estudio.
1. Introducción general
6
Cada uno de los tipos o formas en que se produce la recarga requiere de una metodología de estudio
diferente. Esto mismo sucede con la procedencia del agua que interviene en dicho proceso. Existen
diversas clasificaciones y agrupaciones de los métodos utilizados para la estimación de la recarga
(Lerner et al., 1990; Flint y Flint, 2002; Scanlon et al., 2002, 2006). A continuación, se realiza una
breve descripción de los principales métodos de estimación basadas en clasificaciones previas
(Samper, 1998; Andreo et al., 2004).
2.2.1. Método de medición directa
La estimación de la recarga mediante medidas in situ es costosa al requerir la construcción de un
dispositivo especial (lisímetro) o del empleo de infiltrómetros que midan a suficiente profundidad el
agua que se dirige hacia el nivel freático. Estos métodos dan información puntual que después se ha
de interpolar, aunque tienen una gran fiabilidad al cuantificar directamente componentes del
balance de agua. Estas técnicas son más apropiadas para zonas húmedas con desarrollo de suelos y
en acuíferos detríticos (Allen et al., 1991).
2.2.2. Métodos hidrodinámicos
Estos métodos se basan en la utilización de las ecuaciones de flujo bajo condiciones de saturación
parcial y total. Existen dos enfoques distintos; los métodos de medición en campo y los métodos
numéricos. Los métodos de campo suelen suponer un régimen estacionario, funcionan mejor para
flujo saturado y se han aplicado ampliamente en estimaciones de la recarga a diversos acuíferos
españoles (Jiménez et al., 2001; Trick y Custodio, 2004). Los métodos numéricos permiten analizar
situaciones de flujo complejas (Sanford, 2002): régimen transitorio, heterogeneidad espacial, etc.
Por el contrario, suelen requerir muchos más datos y mayor tiempo de cálculo (Samper, 1997).
2.2.3. Métodos hidroquímicos, isotópicos y de aplicación de técnicas de trazadores
Son métodos basados en el transporte de masa a través del medio no saturado y pueden ser de
ámbito regional o puntual. Los más ampliamente utilizados son aquellos que contemplan el aporte
de sales como trazadores. Otras veces se utilizan trazadores naturales como el ión cloruro o los
isótopos del oxígeno e hidrogeno, así como otros isótopos radiactivos (Custodio, 1997).
1. Introducción general
7
2.2.4. Métodos de balance hídrico
Un balance hídrico consiste en la aplicación del principio de conservación de la masa, durante un
determinado periodo de tiempo, a una cierta región del espacio de volumen conocido y definida por
unas determinadas condiciones de contorno. La realización de un balance en un determinado
sistema hídrico requiere conocer o medir los flujos de entrada de agua al mismo, así como la
variación de su almacenamiento (Samper, 1998; Healy y Scanlon, 2010).
El campo de aplicación de un balance hídrico se puede extender sobre toda la cuenca o bien sobre
cualquiera de las porciones en que se puede subdividir la misma. También se puede realizar sobre
una o todas las componentes del ciclo hídrico que actúan sobre ella. Para la estimación de la recarga
a los acuíferos se suelen realizar balances de agua en el suelo edáfico, en la zona no saturada, en el
propio acuífero, o en cualquier otro elemento de un sistema hídrico.
Los balances hídricos se suelen realizar de forma periódica (diaria, mensual) en la zona más
superficial del terreno donde tienen lugar los procesos de evapotranspiración (suelo edáfico
generalmente), aunque también se han aplicado en la zona no saturada y en el propio acuífero,
variando en este caso la escala temporal y espacial de la estimación de la recarga. Los balances
mensuales suelen dar estimaciones menos precisas que los balances diarios, lo que es más evidente
en zonas áridas y semiáridas donde la recarga suele concentrarse durante unos pocos eventos
individuales extremos de corta duración. Los métodos de balance, tanto en el suelo como en el
acuífero, son de los más utilizados debido a ventajas tales como (MIMAN, 2000; Scanlon et al.
2002):
La buena disponibilidad de datos iniciales (pluviometría, niveles piezométricos, caudales, etc.).
La facilidad, rapidez de aplicación y reducido coste de ejecución.
El hecho de considerar todas las fuentes o sumideros de agua conduce a que sea menor la
interpretación de los mecanismos que controlan cada uno de los términos del balance.
Su aplicabilidad a todo tipo de tipos de recarga y procedencia del agua.
Pueden aplicarse a múltiples escalas espacio-temporales.
1. Introducción general
8
Los inconvenientes y limitaciones principales se deben a la dificultad de estimar ciertos
componentes del balance como la escorrentía superficial y sub-superficial, la evapotranspiración
potencial (ETP) o la evapotranspiración real (ETR). En relación con los otros métodos de
estimación de la recarga es preciso destacar que los métodos de balance hídrico son los más
aplicados en España (Samper, 1998; MIMAN, 2000).
El área que integra el valor de recarga varía según la técnica usada. La mayoría de técnicas
aplicadas en la zona no saturada dan estimaciones puntuales o representan áreas pequeñas, mientras
que algunas técnicas que miden el agua superficial y la mayoría de técnicas aplicadas en la zona
saturada permiten representar áreas muchos mayores (Lerner et al., 1990). La escala temporal que
puede medirse de una tasa de recarga también varía según la técnica. Muchas de las técnicas
basadas en la medida del agua superficial proporcionan estimaciones eventuales de la recarga,
debiendo obtener la estimación para periodos más largos como la suma de eventos individuales. Las
técnicas aplicadas en la zona no saturada también proporcionan estimaciones eventuales de la
recarga (durante el tiempo de monitorización) (Scanlon et al., 2002; Beekman y Xu, 2003).
2.2.4.1. Formulación básica
La ecuación del balance en el suelo planteada entre dos tiempos ti y tf (Δt = tf – ti) en un territorio
incluye los siguientes términos básicos:
S
Suelo
ET
P
R
Roff
P = Roff + ET +R+ΔS
1. Introducción general
9
Donde los componentes del balance se expresan en volumen acumulado de agua en un intervalo de
tiempo Δt, y P: precipitación, Roff: escorrentía superficial, ET: evapotranspiración, R: recarga en
tránsito, y ΔS= variación del contenido de humedad. Los balances se suelen realizar por unidad de
superficie, expresándose las variables de la ecuación como volumen por unidad de superficie en
altura equivalente de agua (generalmente en mm).
2.2.4.2. Proceso de cálculo
El balance hidro-meteorológico cuantifica cada componente del balance hídrico en cada período
partiendo de unas condiciones iniciales de humedad conocidas. El resto de componentes del balance
se calculan tomando como entrada la precipitación y otros posibles aportes. La mayoría de
componentes del balance (R, Roff, ET, etc.) dependen de forma no lineal del contenido de humedad
del suelo. En la práctica se utilizan incrementos de tiempo Δt suficientemente pequeños y se
imponen restricciones para evitar que el contenido de humedad no supere los límites mínimos
(punto de marchitez) y máximo (saturación total). En estas condiciones la ecuación del balance se
resuelve evaluando de forma secuencial y por separado cada uno de los términos del balance.
Existen diversos procedimientos matemáticos, más o menos automáticos, para realizar este
procedimiento. A modo de ejemplo se cita el programa BALAN (Samper y García-Vera, 1992) que
ha sido aplicado en diversas zonas del territorio español (Samper y García-Vera, 1997; Manzano et
al., 1997), el sistema integrado de modelización precipitación-aportación SIMPA (Estrela y
Quintás, 1996), o algunas otras aplicaciones para el cálculo de términos parciales del balance como
EVADIA (Padilla y Pulido-Bosch, 1986) para el cálculo diario de la lluvia útil.
Durante este trabajo de tesis, se han elegido varios métodos de balance de agua en el suelo. Se ha
realizado un análisis comparativo entre los siguientes métodos: (1) THORNTHWAITE
(Thornthwaite y Mather, 1955), VISUAL BALAN (Samper y García-Vera, 1992) e HYDROBAL
(Bellot et al., 1999; Bellot y Chirino, 2013).
2.2.5. Métodos basados en modelos numéricos
Los modelos numéricos permiten evaluar en detalle los efectos de las propiedades hidráulicas en la
zona vadosa y en la recarga subterránea (Hendrickx y Walker, 1997). A partir de un modelo
1. Introducción general
10
numérico razonablemente válido es posible deducir la magnitud de la recarga en función de la
calibración del modelo de flujo, considerando la recarga como uno de los parámetros de la
calibración (Samper, 1997). La estimación de la evolución temporal de la recarga y de su variación
especial, sin embargo, presenta mayores dificultades. Dicha variabilidad se puede obtener a partir
de balances de agua en el suelo. Este enfoque conjunto (método de balance + modelo numérico) ha
permitido obtener una buena estimación de la recarga en varios casos reales (Scanlon et al., 2002).
Hendrickx y Walker, (1997) clasifica estos modelos en 2 grupos:
Modelos numéricos en la zona vadosa. Se desarrollaron para simular el flujo de agua y el
transporte de solutos a través de la zona vadosa hasta el acuífero. Están basados en la partición del
perfil del suelo en un número de capas homogéneas, cada una con características y propiedades
hidráulicas propias; así, la ecuación de flujo se resuelve numéricamente para cada capa tomando en
cuenta el régimen de flujo de las capas que están por encima y por debajo y las condiciones de
frontera en el fondo y en la parte superior del perfil del suelo.
Modelos de flujo de agua subterránea. Consiste en valores de recarga en un modelo de agua
subterránea hasta que este predice correctamente los cambios de nivel observados debido a la
descarga natural y al bombeo de pozos (Stephens, 1996; Hendrickx y Walker, 1997). La recarga
estimada con este tipo de modelo presenta errores debido a que siempre hay incertidumbre asociada
con la conductividad hidráulica, el espesor y el área de extensión del acuífero. En general, las
principales limitaciones que posee un modelo numérico no son las debidas a los dispositivos de
cálculo, sino a la formulación de los modelos conceptuales del proceso, a la obtención de valores
representativos de las magnitudes que intervienen en el modelo, y a la definición de las condiciones
iniciales y de contorno (Scanlon et al. 2002).
2.2.6. Otros métodos
Se incluyen aquí fundamentalmente los métodos empíricos, en los que se correlaciona la recarga
con otras variables hidrológicas (precipitación, altitud, litología, etc.). Tienen una validez limitada
ya que las expresiones obtenidas para un determinado lugar sólo son extrapolables a lugares
similares. A título de ejemplo se pueden destacar el método de Kessler, utilizado en diversos
acuíferos españoles (Andreo, 1997; Liñán, 2003), y el método APLIS desarrollado para determinar
1. Introducción general
11
la tasa de recarga en acuíferos carbonatados (Andreo et al. 2004; Durán et al., 2004). Mediante un
GIS, esta metodología establece un algoritmo que depende de varios parámetros como la altitud, la
pendiente, la litología, áreas de infiltración preferencial y tipo de suelo, para obtener valores de
recarga.
3. Importancia de la vegetación en los procesos de recarga
La importancia de la cobertura vegetal en los procesos de recarga radica en las repercusiones que
tiene sobre las componentes del Ciclo Hidrológico (Figura 1). Su influencia se puede manifestar en
términos cuantitativos tanto, a escala temporal como a escala espacial. A grandes rasgos la
cobertura vegetal (superficie, estructura, composición de especies, etc.) determina la magnitud de la
evapotranspiración, lo que, en definitiva, se traduce en variaciones del drenaje profundo y que
podrían reflejarse sobre la hidrología subterránea. Por tanto, el grado de influencia de la vegetación
sobre el balance hídrico y la recarga es una cuestión a tener en cuenta a la hora de estudiar la
recarga natural de los sistemas acuíferos.
En regiones áridas y semiáridas la mayor parte de las pérdidas de agua procedente de la
precipitación se deben a la evapotranspiración, con valores superiores al 95% (Wilcox et al., 2003),
hasta el punto que la escorrentía subterránea y superficial puede llegar a ser prácticamente
inexistente (Gee et al., 1994; Wang et al., 2004; Scanlon et al., 2005).
El papel de la cubierta vegetal es fundamental como redistribuidores de las precipitaciones (Figura
1) concentrándolas en tres flujos principales: trascolación (flujo disperso), escorrentía cortical (flujo
concentrado) e interceptación (flujo de evaporación). Los dos primeros constituyen la precipitación
neta, es decir, aquella parte de la lluvia que alcanza el suelo bajo la cubierta vegetal. La
precipitación se dispersa por toda la superficie cubierta, alcanzando superficies muy diversas, según
se trate. Puede ser a través de superficies cubiertas por individuos aislados, pequeños bosquetes o
extensos bosques y matorrales. Pero la dispersión del flujo de trascolación no se produce de forma
homogénea, sino al contrario, experimenta variaciones muy importantes dentro de una misma área
cubierta. Estas variaciones, que fundamentalmente están determinadas por la propia estructura de la
cubierta, se ven también afectadas por los cambios fenológicos que se producen en la vegetación a
1. Introducción general
12
lo largo del año y las modificaciones de la cantidad de biomasa por efecto de sequías (Belmonte et
al., 1999).
Algunos autores señalan que la cubierta vegetal disminuye la cantidad de agua que llega al suelo
por el efecto de la intercepción. Lo cual está relacionado con la estructura de la formación vegetal,
así como por la densidad de plantas, y el drenaje del dosel (Parker, 1983; Navar y Bryan, 1990;
Domingo et al., 1998; Navar et al., 1999). Simultáneamente, la escorrentía cortical y la trascolación
influyen en la distribución del agua de lluvia hacia el suelo y, por consiguiente, podrían tener cienta
influencia en la recarga hacia el acuífero (Bellot y Escarré, 1989; Bellot, 1989; Derouiche et al.,
1996, Domingo et al., 1998; Huber e Iroumé, 2001).
Los estudios realizados en la Cuenca del Ventós en la que se encuentra la zona de estudio (Bellot et
al., 1999, 2007; Chirino, 2003, Chirino et al., 2006; Bautista et al., 2007; Mayor et al., 2008; Bellot
y Chirino, 2013), indican que la cubierta vegetal juega un papel importante en la regulación de los
flujos de agua de estos ecosistemas semiáridos. Así, los suelos cubiertos por una vegetación densa
de pino y matorral producen menor escorrentía superficial que en aquellas cubiertas de sólo pastizal
seco o suelo desnudo. En cambio, en estas últimas se ha constatado una mejor conservación del
agua en el suelo y un mayor aporte a la recarga del acuífero, lo cual podría explicarse por un menor
consumo a agua. De igual modo, en cuencas forestadas (Piñol et al., 1988; Bellot et al., 1992,
2005), se ha constatado que una mayor cobertura reduce la escorrentía aumentando la
evapotranspiración real. Otros estudios realizados en ámbitos diferentes, como los de las llanuras
del oeste y sudeste australiano (George et al., 1997), en planicies del Sahel (Leduc et al., 2001,
Leblanc et al., 2007) y en el suroeste de las grandes planicies de Norteamérica (Scanlon et al., 2005,
2006) han obtenidos resultados semejantes.
1. Introducción general
13
Figura 1. Esquema sintético de la distribución de la precipitación en sus diferentes componentes.
A pesar del escaso recubrimiento de vegetación, característico de las zonas áridas y semiáridas, la
cubierta vegetal juega un papel muy importante a la hora de cuantificar la cantidad de agua que
llega al subsuelo (Chirino, 2003). Se ha podido constatar que, en general, la vegetación actúa como
regulador hídrico entre el suelo y la planta. Por tanto, el conocimiento de su distribución espacial y
temporal y sus características estructurales son cuestiones de gran relevancia desde el punto de vista
eco-hidrológico. Muchos de los modelos de estimación de la recarga dan menos peso a este factor,
algunos incluso no lo consideran; sin embargo, todo apunta a que esto influye en la estimación del
balance hídrico de un área determinada, y en definitiva, en la cuantificación de la recarga.
1. Introducción general
14
4. Efectos del cambio climático en los recursos hídricos
La Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático (CMNUCC, 1992) define
“cambio climático” como: “un cambio de clima atribuido directa o indirectamente a la actividad
humana que altera la composición de la atmósfera mundial y que se suma a la variabilidad natural
del clima observada durante períodos de tiempo comparables”. En la figura 2 se representan
esquemáticamente los causantes antropogénicos y los impactos del cambio climático.
Figura 2. Marco esquemático representativo de los causantes antropogénicos y los impactos del
cambio climático. Adaptada a partir de los trabajos del Panel Intergubernamental (IPCC, 2007).
Los cambios del clima y, particularmente la afección de la precipitación y aumento de la
temperatura causarán una disminución de las aportaciones hídricas que podrían verse agravadas por
factores de presión tales como el aumento de la demanda urbana, agrícola e hidroeléctrica, la
intensificación de ciertos procesos de deterioro de la calidad de agua y el incremento de la
intervención humana. Desde hace algunos años se vienen realizado múltiples simulaciones,
empleando distintas tipologías de modelos hidrológicos acoplados con varios escenarios climáticos,
para estimar el impacto del cambio climático en los recursos hídricos (IPCC, 2007, 2013).
1. Introducción general
15
Los estudios de cambio climático para el caso concreto de España han establecido que, durante el
siglo XX, y particularmente desde la década de los 70 las temperaturas han aumentado de forma
general, con una magnitud de aproximadamente 1,5ºC, lo que supone algo más que la media global
del Planeta (IPCC, 2013). También son esperables cambios significativos en las precipitaciones,
con una tendencia a la baja y, por tanto, una disminución en la recarga de los acuíferos. (Scanlon et
al., 2006; Herrera-Pantoja y Hiscock, 2008; AEMet, 2009; Green et al., 2011; Thampi y Raneesh,
2012; CEDEX, 2012). Sin embargo, no en todo el territorio peninsular se esperan cambios
semejantes. La mayoría de los escenarios de cambio climático predicen para la región mediterránea
un aumento de las temperaturas entre 2-4ºC durante los próximos 100 años, y una disminución de la
precipitación de 1-5% por década especialmente en el sur de Europa (IPCC, 2007, 2013). En
España, valores similares obtenidos por Manzano et al. (1998); Younger et al. (2002); Aguilera y
Murillo, (2009); Guardiola-Albert et al. (2011); Hiscock et al. (2012); Raposo et al. (2013); Pulido-
Velazquez et al. (2014). Los diversos pronósticos parecen coincidir en que las áreas mediterráneas
van a ser las más afectadas de Europa por el cambio del régimen de precipitaciones (IPCC, 2001,
2007). Estas previsiones tendrán consecuencias directas sobre el régimen hídrico o la cubierta
vegetal, entre otros, y su efecto será mayor donde las lluvias son escasas. Además, en estas áreas la
precipitación es a menudo el principal motor ecológico, cuyo volumen y distribución temporal
controlan la selección natural de especies y la composición florística, densidad y estructura de la
vegetación (Turner y Randall, 1989; Lázaro, 2004). Estas características climáticas son
determinantes en la evolución de factores edáficos y ecológicos que controlan los procesos
hidrológicos; de ahí la importancia de los estudios sobre el cambio climático y los tipos de cubierta
vegetal, sus consecuencias en el balance hídrico o la recarga de acuíferos.
En definitiva, estas proyecciones generales y regionales obtenidas de la modelación deben de ser
corroboradas con estudios específicos sobre casos concretos para poder llegar a precisar el potencial
efecto sobre casos más concretos, como una cuenca hidrológica o un acuífero. En el presente caso,
la utilización de los resultados de las previsiones simuladas para un escenario climático
conjuntamente con herramientas capaces de cuantificar la recarga de un acuífero permitirán calibrar
en qué medida la variable recarga se verá afectada en un ambiente mediterráneo de características
semiáridas. Este ha sido el proceso utilizado en la presente investigación y cuyos resultados se
recogen en la presente memoria.
1. Introducción general
16
5. Antecedentes de la presente investigación
La presente investigación se enmarca dentro de la línea de trabajo que desde la década de los años
ochenta viene desarrollando el Grupo de Investigación Gestión de Ecosistemas y de la
Biodiversidad perteneciente al Departamento de Ecología de la Universidad de Alicante, en
colaboración con otros investigadores de la UA y de otros centros, en el espacio geográfico de la
Cuenca Hidrológica del Ventós. A continuación, se sintetiza por orden cronológico, los
antecedentes de mayor interés en relación a la zona a objeto de la presente tesis doctoral.
Los primeros trabajos realizados en la cuenca del Ventós tenían dos enfoques principales: el
primero consiste en estudiar los procesos hidrológicos, biogeoquímicos y eco-fisiológicos que
controlan el funcionamiento del ecosistema de la cuenca, y el segundo orientado a estudiar el
sistema suelo-planta en un ecosistema forestal. A partir de 1985 el grupo de investigación también
centró sus esfuerzos sobre el estudio de los procesos erosivos en parcelas experimentales (Sánchez
et al., 1994; 1995) en los que se comprobó que la producción de escorrentía dependía de diversos
factores entre ellos, el tipo de cubierta vegetal (Derouiche, 1996; Hernández, 1998).
En los últimos años, los estudios han estado orientados de forma más específica en aspectos como
el efecto de las precipitaciones y de la cubierta vegetal en la reserva de agua en el suelo (Chirino,
2003), el papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica a varias escalas (Mayor,
2008) y el funcionamiento hidrogeológico del acuífero Ventós-Castellar (Andreu et al., 2002, 2003;
Touhami, 2007). El desarrollo de estas líneas específicas han utilizando la modelización hidrológica
a escala de cuenca, micro-cuencas y acuífero. La experiencia obtenida durante estos años dio como
fruto la generación de un primer modelo de balance hídrico en el suelo (VENTÓS), que
posteriormente ha sido actualizado y ampliado hasta lograr una nueva versión denominada
HYDROBAL (Bellot et al., 1999; Bellot y Chirino, 2013). Se trata de un modelo de balance de
agua en el suelo que permite integrar numerosos parámetros ambientales, edáficos, de vegetación,
etc.
La presente investigación se enmarca de forma específica en la línea de funcionamiento del acuífero
Ventós-Castellar, acuífero que se encuentra dentro de la cuenca del Ventós. En este contexto, este
proyecto de tesis se centra en el estudio de la recarga, el papel que juega la vegetación y la humedad
1. Introducción general
17
del suelo en dicho proceso, así como en la evaluación de los efectos del cambio climático bajo
diversos escenarios climáticos sobre el balance hídrico y la recarga del acuífero.
6. Objetivos de la tesis
Los objetivos generales que ha perseguido esta tesis son:
1. Realizar un análisis comparativo entre métodos de balance hídrico en el suelo con diferente grado
de complejidad con el fin de determinar el grado de precisión con el que estiman la recarga en el
acuífero Ventós-Castellar.
2. Establecer y cuantificar la tasa de recarga y avanzar en el grado de conocimiento del modelo
conceptual de funcionamiento del acuífero Ventós-Castellar, utilizando el modelo HYDROBAL.
3. Evaluar, bajo dos escenarios diferentes de desarrollo socioeconómico y medioambiental, el
impacto de las previsiones de cambio climático (periodo 2011-2099) en el balance hídrico del suelo
y la recarga de agua subterránea natural en el acuífero Ventós-Castellar.
Conforme a estos objetivos, se ha estructurado la memoria de tesis en siete capítulos.
7. Estructura general de la tesis
La memoria está organizada en 7 capítulos (Figura 3). A continuación, se describe muy brevemente
el contenido de cada capítulo:
En el Capítulo 1, Introducción, se enmarca la presente investigación y se presentan los
antecedentes y el estado actual de los conocimientos científico-técnicos del tema de trabajo en la
zona de estudio. Este capítulo incluye también los objetivos planteados en esta tesis.
En el Capítulo 2, Área de estudio, se presenta una breve descripción de la zona de estudio, en la
cual se incluyen los siguientes epígrafes: localización geográfica, el régimen climático, geología,
relieve, suelos, la vegetación y las características hidrogeológicas del acuífero.
1. Introducción general
18
En el Capítulo 3, Comparación entre varios métodos de balance de agua en el suelo para la
estimación de la recarga del acuífero Ventós-Castellar; en este apartado se comparan varios
métodos de balance de agua en el suelo para la mejor estimación de la recarga del acuífero Ventós-
Castellar. El contenido de este capítulo corresponde íntegramente al artículo:
Touhami I, Andreu JM, Chirino E, Sánchez JR, Moutahir H, Pulido.Bosch A, Martínez-Santos
P, Bellot J. 2014. Comparative performance of soil water balance models in computing semiarid
aquifer recharge. Hydrological Sciences Journal. 59 (1), 1-11.
En el Capítulo 4, Aplicación del modelo hidrológico HYDROBAL en la estimación de la recarga
del acuífero Ventós-Castellar (clima semiárido): efecto de la humedad del suelo y de la cubierta
vegetal en la recarga; se ha realizado un balance hídrico para años húmedos, medios y secos,
durante período 2002-2008, profundizando en el proceso de recarga y evaluando la contribución de
los distintos tipos de cubierta vegetal y las condiciones del suelo sobre el balance hídrico y la
recarga del acuífero Ventós-Castellar. El contenido de este capítulo corresponde íntegramente al
artículo:
Touhami I, Andreu JM, Chirino E, Sánchez JR, Moutahir H, Pulido.Bosch A, Martínez- Santos
P, Bellot J. 2013. Recharge estimation of a small karstic aquifer in a semiarid Mediterranean region
(Southeastern Spain) using a hydrological model. Hydrological Processes. 27, 165-174.
En el Capítulo 5, Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga
natural del acuífero Ventós-Castellar; en este caso se ha realizado una evaluación del efecto del
cambio climático sobre el balance hídrico y la recarga del acuífero Ventós-Castellar para distintos
escenarios futuros. El contenido de este capítulo corresponde íntegramente al artículo:
Touhami I, Chirino E, Andreu JM, Sánchez JR, Moutahir H, Bellot J. 2014. Assessment of
climate change impacts on soil water balance and aquifer recharge in a semiarid region of South-
Eastern Spain. Hydrology and Earth System Sciences (en fase de aceptación con revisiones
menores).
1. Introducción general
19
En el Capítulo 6, Resumen y discusión de los resultados; en este apartado se presenta una discusión
general de los principales resultados obtenidos en esta tesis.
En el Capítulo 7, Conclusiones y recomendaciones finales, se sintetizan los principales resultados
obtenidos en este trabajo de investigación.
En los Apéndices 1, 2 y 3 quedan recogidos otros trabajos científicos que se han realizado dentro
del contexto de esta tesis, y que aportan información complementaria sobre la evaluación de la
recarga y los efectos del cambio climático en el acuífero Ventós-Castellar. Los contenidos de este
apartado corresponden con los siguientes artículos:
1. Touhami I., Andreu J.M., Bellot J., García-Sánchez E. y Pulido-Bosch, A. 2008. Contribución
de algunos eventos de recuperación al conocimiento de la recarga en el acuífero del Ventós.
Geo-Temas 10, ISSN: 1567-5172.
2. Andreu, J.M., Touhami, I., Bellot, J., Sánchez, J.R., Pulido-Bosch, A., Martínez-Santos, P.,
García-Sánchez, E., y Chirino, E., 2012. El papel del suelo y la vegetación en la estimación de
la recarga del acuífero del Ventós (Alicante). Geogaceta, 51: 87-90.
3. Touhami I., Chirino E, Andreu J.M., Sánchez J.R., Pulido-Bosch A., Ernesto García-Sánchez y
Bellot J. 2014. Primeras investigaciones del efecto del cambio climático en la recarga del
acuífero del Ventós (Alicante). Geogaceta (en prensa).
1. Introducción general
20
Figura 3. Diagrama de síntesis metodológica de la tesis doctoral.
FASE III
Discusión de los
resultados
FASE IV
Conclusiones
generales Apéndices
7. Conclusiones y recomendaciones
6. Discusión de los resultados
FASE II
Análisis de la
información
5. E
val
uac
ión d
e lo
s ef
ecto
s del
Cam
bio
cli
mát
ico
Escenarios
Climáticos A2 y B2
Reudcción de
escala (SDSM Downscaling)
Datos acouplados HadCM3 vs
HYDROBAL
Evolución climática
del balance hídrico
en los próximos 100 años
4. A
pli
caci
ón d
el m
odel
o h
idro
lógic
o H
YD
RO
BA
L
Datos de Partida
Periodo de trabajo; años húmedos
medios y secos
Estimación de la
recarga con
HYDROBAL
Balance diario por
cada tipo de cubierta
vegetal
Selección del
modelo general
3. C
om
par
ativ
a en
tre
var
ios
model
os
de
bal
ance
de
agua
en e
l su
elo
Datos climáticos Datos de suelo
Datos de vegetación
SWBMs
HYDROBAL
BALAN v2.0
THORNTHWAITE
Estimación de la
recarga
Modelo Lumped NPobservado vs
calculado
Elección de los modelos de
balance de agua en el suelo
(SWBMs)
Seleccionar el tipo de cubierta vegetal
y el periodo de estudio (años húmedos,
secos y normales)
Elección de los
modelos GCMs y
de los escenarios
climáticos
FASE I
Estudio
preliminar
1. Introducción general
Objetivos generales
Antecedentes y
estado actual del
tema
Planteamiento del
problema a estudiar
2. Área y periodo de estudio
Revisión bibliográfica
Recopilación de información
1. Introducción general
21
8. Bibliografía
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CAPÍTULO 2
ÁREA DE ESTUDIO
2. Área de Estudio
33
1. Localización geográfica
El acuífero del Ventós-Castellar se encuentra ubicado aproximadamente a 20 km al Noroeste de
la ciudad de Alicante, en el término municipal de Agost (provincia de Alicante, Comunidad
Valenciana), entre las coordenadas 38º 28’ N, 0º 37’ W (Figura 1). Este pequeño acuífero se
integra en la cuenca hidrológica de Agost. Limita al Norte con la sierra del Maigmó, al Este con
el Pla de Chirau, al Oeste con las lomas de la Beata, y al Sur con el pueblo de Agost. El acuífero
se sitúa en la parte central de la cuenca y coincide en su gran mayoría con los relieves de la sierra
del Ventós y la sierra del Castellar (Figura 2) con una altitud entre 300 y 840 m. La extensión del
área de recarga del acuífero es aproximadamente de 5 km2.
Figura 1. Localización geográfica del acuífero Ventós-Castellar.
Zona de recarga del acuífero
Agost
Zona de recarga
del acuífero
ESPAÑA
2. Área de Estudio
34
Figura 2. Diferentes vistas del paisaje de la sierra del Ventós.
2. Características climáticas
El atlas climático de la Comunidad Valenciana clasifica el área de estudio como árido,
mesotérmico y con carencia de excesos de agua (Pérez Cueva, 1994); por otro lado, esta zona se
encuentra bajo la clasificación de “clima mediterráneo” y “semiárido” según las categorizaciones
de Köppen y Thornthwaite respectivamente (Guijarro, 1981). Rivas-Martínez, 1983 sitúa la
región de Alicante dentro del piso bioclimático semiárido con valores medios de precipitación
entre (200 < P < 350 mm). El clima está caracterizado por una alta variabilidad y escasas
2. Área de Estudio
35
precipitaciones, con temperaturas relativamente altas y un fuerte déficit hídrico principalmente
en los meses de verano (julio y agosto). La precipitación media anual es de 281 mm (Figura 3),
lo que significa que este acuífero se ubica en una de las zonas más secas de la Península Ibérica.
Los meses de máxima pluviosidad son septiembre y octubre siendo la media mensual de 37,5 y
34,3 mm respectivamente, mientras que los meses más secos son julio y agosto, con un valor
medio de 7,8 y 9,3 mm respectivamente (estación Agost-Escuela: 38º 30’ N, 0º 38 W; promedio
años 1976-2012). La temperatura media anual es de 17,4ºC, alcanzando 25,7ºC en el mes de
agosto y de 10,7ºC en el mes de enero (estación Agost-Escuela: 38º 30’ N, 0º 38 W; promedio
años 1981-2012). La evapotranspiración potencial anual varía entre 870 y 1122 m, en función de
la metodología empleada para su estimación (Andreu et al., 2001). Nuestra área de estudio se
considera como una de las zonas españolas con mayor insolación, alcanzando valores próximos a
2800-3000 horas anuales.
El régimen pluviométrico de la zona se caracteriza por: (1) Una elevada variabilidad interanual.
En la figura 3 podemos observar que la precipitación anual durante todo el periodo de estudio
(1976-2012) es inferior a la media en el 60% de los años; (2) una elevada concentración
estacional de la precipitación anual, principalmente en otoño, los meses de septiembre-
noviembre representan el 37% de la precipitación anual, y primavera, en que abril-mayo
representa el 28% (Figura 4); y (3) una marcada sequía estival con un déficit hídrico de 10 meses
al año, de diciembre a septiembre (Según el diagrama ombrotérmico, Figura 4). Según Millán et
al. (2005) las perturbaciones meteorológicas más frecuente en la Comunidad Valenciana son los
temporales de Levante. Son las precipitaciones más importantes y representan más del 65% del
total de la precipitación acumulada anualmente. Este tipo de perturbaciones puede llevar
asociados fenómenos de “gota fría” episodios de lluvias torrenciales que constituyen uno de los
riesgos naturales más importantes de la región levantina (Pérez Cueva, 1994), los cuales
ocasionan con frecuencia daños catastróficos (Olcina y Rico, 2000).
2. Área de Estudio
36
Figura 3. Precipitación anual (años hidrológicos) en la estación meteorológica de Agost-Escuela
para el periodo 1976-2012. La línea discontinua representa el valor medio de la precipitación
anual para dicho periodo (281 mm).
Figura 4. Diagrama ombrotérmico de la estación meteorológica de Agost-Escuela para el
periodo 1976-2012.
0
5
10
15
20
25
30
Ene
ro
Feb
rero
Mar
zo
Abr
il
May
o
Juni
o
Julio
Ago
sto
Sep
tiem
bre
Oct
ubre
Nov
iem
bre
Dic
iem
bre
Tem
per
atu
ra (
ºC)
0
10
20
30
40
50
60
Pre
cip
itac
ión
(m
m)
Temperatura (ºC)
Precipitación (mm)
Precipitación
media 281 mm
Años hidrológicos
2. Área de Estudio
37
En regiones áridas y semiáridas es frecuente la alternancia de secuencias/periodo de años secos
seguidos de otras de años húmedos, ambas de amplitud variable. La figura 5 representa la curva
resultante de la sumatoria de las desviaciones acumuladas con respecto a la precipitación media
anual, la cual es muy útil para visualizar periodos húmedos y secos. Durante el periodo de
estudio 1976-2012 se ve claramente un gran periodo seco que se abarca desde 1990-2006. Este
largo periodos seco afectó a las entradas de agua en el acuífero Ventós-Castellar.
Figura 5. Curva de la sumatoria de las desviaciones de precipitación de la estación
meteorológica de Agost-Escuela para el periodo 1976-2012. PM: Periodo medio, PH: Periodo
húmedo, PS: Periodo seco.
PM PH PS PH
2. Área de Estudio
38
3. Suelos
Según la clasificación (FAO/ISRIC/ISSS, 1988), los suelos dominantes son del tipo Leptosol
lítico. Estos suelos se caracterizan por presentar poco espesor, un horizonte subsuperficial
cálcico. La profundidad máxima del suelo es aproximadamente 30 cm. Los suelos tan sólo
presentan horizontes orgánicos relativamente desarrollados bajo las manchas de vegetación de
mayor entidad, como las formadas por coscoja (Quercus coccifera L.) o por pinos adultos (Pinus
halepensis Miller). Los procesos erosivos implicados en la degradación del suelo conducen a
unas condiciones poco favorables para el desarrollo de la vegetación. La tabla 1 presenta las
principales características del suelo que se desarrolla sobre las sierras del Ventós y Castellar. La
descripción morfológica del perfil abierto de suelos (Leptosol lítico) se muestra a continuación
en la figura 6. Los datos sobre el suelo (Tabla 1 y Figura 6) fueron tomados de trabajos previos
(Chirino, 2003; Ramírez, 2006 y Mayor, 2008) realizados en este mismo área de estudio.
Tabla 1. Principales características edáficas del suelo en las sierras del Ventós y Castellar (datos
tomados de Chirino, 2003; Ramírez, 2006).
CARACTERÍSTICAS
VALORES
% arenas 23
% limos 37
% arcillas 17
Densidad aparente: 1275,5 ± 75,7 kg m-3
Densidad real: 2409,9 ± 34,6 kg m-3
Porosidad total (%): 46
Capacidad de campo (θ %) : 24,25
Velocidad de infiltración media: 192,12 ± 12,59 L m-2
h-1
2. Área de Estudio
39
Horiz. Prof. Descripción (cm)
A 0-9
B 9-22
C >22
Figura 6. Perfil de un suelo en la sierra del Ventós. Leptosol lítico sobre calizas cretácicas
(Fuente: datos tomados de la tesis de Mayor, 2008).
No hay presencia de hojarasca. Presencia de costra en la superficie
cuando no hay piedras ni gravas. No hay presencia de materia
orgánica. Horizonte de profundidad variable. Color gris parduzco
(10YR6/2). Estructura masiva, poco visible. Poco cementado, no
plástico. Presencia media de raíces finas (∅=1-2 mm). Reacción
notable al HCl (10%). Presencia de piedras en el perfil (30-35 %),
gravas fundamentalmente. Macroporosidad débil y microporosidad
media. Muy pocos signos de actividad biológica. Transición difusa con
el horizonte inferior.
Horizonte de espesor variable. Color grisáceo oscuro (10YR4/2).
Estructura granular angulosa, visible, generalizada. Consistencia
media, poco frágil. Pocas raíces, algunas de tamaño medio. Reacción
notable al HCl. Presencia de algunas gravas en el perfil (15 %).
Macroporosidad débil y microporosidad media. Muy pocos signos de
actividad biológica. Transición notable con el horizonte inferior.
Caliza compactada de color pardo claro (10YR8/2). Presencia de
grietas y fisuras con penetración de raíces finas. Reacción fuerte al
HCL.
A
B
C
2. Área de Estudio
40
4. Vegetación y usos del suelo
La figura 7 muestra la distribución de los diferentes usos del suelo en el área de recarga del
acuífero Ventós-Castellar. Está principalmente dominada por el espartal de (Stipa tenacissima
L.) y los matorrales abiertos, pertenecientes a las asociaciones Lapiedro Martinezii-Stipetum
tenacissimae y Stipo tenacissimae-Sideritum leucanthae, respectivamente (Rivas Martínez et al.,
1984; de Bolós et al., 1990). De los matorrales abiertos o tomillares destacamos principalmente
la coscoja (Quercus coccifera). En la zona de estudio, el esparto aparece acompañado por
distintas especies leñosas y herbáceas, entre las que se encuentran Globularia alypum L.,
Brachypodium retusum (Pers.) P.Beauv., y diversas especies de caméfitos.
Figura 7. Mapa de vegetación y usos del suelo en la zona de recarga del acuífero Ventós-
Castellar.
La vegetación está dominada por el espartal intercalado con tomillar, acompañada por algunos
individuos aislados de pino carrasco (Pinus halepensis Miller) y otros arbustos entre los que se
encuentran Quercus coccifera, Pistacia lentiscus, Rhamnus lycioides y Erica multiflora (Chirino,
Zona de recarga del
acuífero
2. Área de Estudio
41
2003). Se seleccionaron los usos del suelo y comunidades vegetales de mayor importancia y más
representativos de un gradiente de estratificación de la cubierta vegetal en el área de recarga del
acuífero. Los tipos de cubierta vegetal identificados fueron: Pastizal seco (6%), Espartal (52%),
Matorral y las formaciones resultantes de las antiguas actuaciones de reforestación (18%), Pino-
pastizal seco (13.5%), Pino-matorral (10%) y suelo sin vegetación (0.5%).
5. Acuífero Ventós-Castellar
5.1. Antecedentes
El acuífero del Ventós-Castellar fue definido como tal en la década de los años setenta y
catalogado e inventariado dentro del Plan Nacional de Inventario de Aguas Subterráneas (DPA,
1982). Desde el punto de vista administrativo quedó integrado dentro del Subsistema 50.3
Acuíferos Aislados de la provincia de Alicante, y más concretamente dentro de la Unidad
Hidrogeológica 08-49 Agost-Monegre, la cual estuvo conformada por otros tres pequeños
acuíferos carbonatados: Tosal del Reo, Monnegre y Albabor (IGME, 2007). En los últimos años,
y como consecuencia de la delimitación de las masas de agua subterráneas realizadas para la
aplicación del artículo 5 de la DMA del año 2004, el acuífero Ventós-Castellar se encuentra
dentro de la masa de agua subterránea 080.074 Agost-Monnegre.
Desde la primera delimitación del acuífero, y a pesar de que se trata de un acuífero pequeño
cuyos recursos son muy limitados, son bastantes los trabajos realizados sobre este acuífero. Una
gran parte de estos estudios se realizaron por la Diputación de Alicante y el Instituto Geológico
Minero con el objeto de aprovechar sus aguas, cuyos resultados quedaron plasmados en
numerosos informes internos (IGME, 1986; IGME-DPA, 1988; DPA, 1997). Otros fueron
realizándose como consecuencia de otros aspectos hidrogeológicos más específicos por diversos
especialistas (EVREN, 2000; Rodríguez-Estrella, 2003). A finales de la década de los noventa,
se inició el estudio del acuífero del Ventós-Castellar por parte de la Universidad de Alicante, lo
que supuso el inicio de una línea de investigación sobre el funcionamiento y la recarga de este
sistema (Abdelli, 1999; Andreu et al., 2001, 2002; Martínez-Santos y Andreu, 2010, Touhami,
2007).
2. Área de Estudio
42
Todo ello ha supuesto un importante aumento del grado de conocimiento que actualmente se
tiene de este acuífero, especialmente en sus aspectos geométricos y de funcionamiento. Así, la
delimitación espacial de este acuífero ha variado con respecto a la inicial debido a que lo largo
de estos años la información geológica, geofísica e hidrogeológica ha ido aumentando, por lo
que se ha podido precisar su extensión y geometría. Por otro lado, el seguimiento exhaustivo de
su piezometría conjuntamente con los parámetros climáticos ha permitido disponer de modelo
conceptual de funcionamiento bastante desarrollado. La presente investigación se ha beneficiado
de este elevado grado de conocimiento de sus geometría y su dinámica, y se ha centrado
específicamente en la estimación de la recarga.
5.2. Características del acuífero Ventós-Castellar
5.2.1. Características geológicas
Desde el punto de vista geológico (Figura 8) el área de estudio pertenece al dominio Prebético
Meridional o de Alicante (Azema, 1977; Rodríguez Estrella, 1977) de las Zonas Externas de la
Cordillera Bética, dominio caracterizado principalmente por potentes series cretácicas en la que
se alternan rocas carbonatadas y margas. Los materiales más antiguos que afloran en el entorno
del área de estudio, corresponden a los terrenos triásicos del Keuper, los cuales, no se encuentran
en el propio relieve del Ventós, pero sí al N, concretamente en el barranco Blanco formando una
pequeña banda de dirección SW-NE. El afloramiento de mayor extensión se ubica al NE del
relieve del Ventós. Los materiales que predominan son arcillas rojas y margas versicolores,
aunque también existen niveles areniscosos y carbonatados (Figura 8).
La serie estratigráfica que se puede encontrar en las sierras del Ventós y Castellar se inicia con
un tramo de margas, margocalizas y calizas margosas verdes cuya edad está comprendida entre
el Albiense superior y el Cenomaniense y cuya potencia se estima en más de 300 m (Leclerc,
1971; Leclerc y Azema, 1976; Leret et al, 1976; Rodríguez Estrella, 2003). Le sigue de forma
continua un tramo litológico de aproximadamente 100 m de calizas micríticas de colores beis o
grises con abundantes Pithonellas pertenecientes al Cenomano-Turoniense. Esta litología más
resistente frente a la erosión es la que da origen a las cumbres más altas del relieve del Ventós.
Hacia techo, estos materiales presentan numerosos nódulos de sílex, que a veces suelen
2. Área de Estudio
43
concentrarse formando capas centimétricas. Sobre esta litología y también de forma continua le
sigue un tramo litológico perteneciente al Cretácico Superior en el que predominan las calizas
blancas con abundantes Globotruncanas en su tramo basal y que hacia techo va adquiriendo un
carácter cada vez más margoso. La potencia de estos materiales es de 200 m.
Al W del relieve del Ventós, y más concretamente en las lomas de la Beata, la serie continúa con
unas margas ocres, arcillas verdes y areniscas con abundantes microfósiles, correspondientes al
Paleoceno y cuya potencia se ha estimado en 100 m (DPA, 1982; Rodríguez Estrella, 2003). En
el N de la sierra del Ventós y a lo largo del barranco Blanco, afloran unas margas blancas
denominadas “Tap” asignadas al Mioceno superior. Por último, los terrenos recientes
cuaternarios se encuentran tapizando y cubriendo el pie de las vertientes del NW del relieve, así
como algunos sectores concretos del área de estudio.
Figura 8. Mapa y corte geológico del acuífero Ventós-Castellar. Leyenda: 1. Arcillas y yesos
(Triásico Keuper), 2. Margocalizas, margas y calcarenitas (Cretácico Inferior), 3. Calizas
micríticas (Cretácico Superior), 4. Calizas blancas con globotruncanas (Cretácico Superior), 5.
Margas y areniscas (Paleógeno), 6. Margas (Mioceno) y 7. Depósitos recientes.
2. Área de Estudio
44
Desde el punto de vista tectónico las sierras del Ventós y Castellar constituyen un sinforme de
dirección NE-SW, cuyo eje se hunde hacia el SW, de forma que esta estructura queda elevada en
su sector oriental y hundida en el occidental. En la parte septentrional del relieve del Ventós se
advierte un pliegue antiforme de menores dimensiones y que su charnela se sitúa
aproximadamente en la cumbre del relieve. La estructura que presenta este relieve queda
confinada por fallas en los sectores septentrional, occidental y meridional. Así, en la vertiente N
del Ventós discurre una falla de dirección WSW-ENE que pone en contacto los materiales
cretácicos con las margas terciarias del curso alto del barranco Blanco. En la parte occidental
existe otra falla importante que, con una dirección aproximada N-S, coincide prácticamente con
el trazado del barranco Blanco. Se trata ésta del accidente que rompe la continuidad del sinforme
del Ventós hacia el W. Por último, en la parte meridional existe otra falla que pone en contacto
en superficie los materiales albienses con respecto a las calizas cenomano-turonienses (Figura 8).
5.2.2. Definición del acuífero
Se puede considerar que el acuífero del Ventós-Castellar en s. str. se desarrolla sobre las calizas
micríticas pertenecientes al Cenomano-Turoniense. No obstante, no se puede descartar que
algunos paquetes carbonados del tramo terminal de los terrenos albienses, así como el tramo
basal de calizas blancas del Cretácico Superior formen parte del mismo al presentar también
comportamiento acuífero. Hacia techo la serie se hace progresivamente más margosa, por lo que
pierde sus características acuíferas y pasa a ser un impermeable. Por su parte, también la serie
del Cretácico Inferior de naturaleza mayoritariamente margosa y margo-calizas se considera
como el impermeable de muro.
La estructuración geológica que presenta este relieve permite el afloramiento de calizas
cenomano-turonienses de naturaleza permeable en las partes más elevadas topográficamente de
las sierras del Ventós y Castellar. Estos materiales constituyen, por tanto, el área de recarga del
acuífero, cuya superficie se ha estimado en algo menos de 5 km2 (Andreu et al., 2002) La parte
SW de la estructura, con una elevación menor, corresponde al núcleo del informe y está ocupada
por las calizas margosas alternantes con margas del Cretácico Superior, cuyo comportamiento se
ha considerado como impermeable (DPA, 1982; Andreu et al., 2001).
2. Área de Estudio
45
Se puede establecer que la geometría del acuífero es prácticamente coincidente con el propio
relieve del Ventós-Castellar. El límite N se ha ubicado en la falla de la vertiente septentrional del
Ventós al ponerse en contacto los terrenos cretácicos acuíferos con las margas blancas miocenas
(DPA, 1982). Los límites oriental y meridional lo forman las margas del Cretácico Inferior, ya
que la propia estructura eleva el muro del acuífero por el W, mientras que es la falla meridional
de la sierra de Castellar la responsable del contacto entre el acuífero y las margas impermeables.
Por último, como antes se ha mencionado, es la falla del barranco Blanco la que rompe la
continuidad de la estructura y, por consiguiente, la del acuífero hacia el W. Esta falla fue
inicialmente interpretada como normal (Leret et al, 1976) y más tarde como inversa (Rodríguez-
Estrella, 2003). Independientemente del tipo de falla, la desconexión entre ambos bloques fue
puesta de manifiesto en varios estudios (EVREN, 2000; Andreu et al., 2002; Rodríguez-Estrella,
2003). La perforación de un sondeo de investigación al W de la falla del barranco Blanco
constató la desconexión entre el bloque E y W de la falla (Barba-Romero y Domínguez, 2004).
Todo ello indica que el acuífero presenta una superficie de 7 km2, extensión considerablemente
menor a los 18 km2 establecidos en los primeros trabajos (DPA, 1982).
5.2.3. Parámetros hidráulicos
Respecto a las características hidráulicas de este acuífero, todo parece indicar que las calizas del
Ventós-Castellar muestran unas buenas condiciones acuíferas. La interpretación de los ensayos
de bombeo efectuados durante la puesta en funcionamiento de las dos únicas captaciones que
hay dentro del perímetro del acuífero, obtuvieron transmisividades comprendidas entre 2.900 y
4.800 m2/día para el sondeo Tabarias (sondeo 1 en Figura 9) (IGME, 1979) y de 7600 m
2/día en
el sondeo Ventós (sondeo 2 en Figura 9) (IGME, 2007).
A pesar de la aparente simplicidad de este acuífero resulta más complejo establecer su capacidad
de almacenamiento. Los diversos informes y trabajos realizados sobre este acuífero han aportado
valores de porosidad eficaz o coeficiente de almacenamiento con un amplio rango. Su
estimación se ha basado fundamentalmente en la aplicación de dos metodologías: interpretación
de ensayos de bombeo y estimación a partir de la desaturación de un volumen de acuífero para
un periodo sin entradas en el mismo. Los valores obtenidos a partir de los ensayos de bombeo en
el momento de su aforo fueron de 2.10-3
y 4,8.10-4
. Estos valores tan bajos fueron interpretados
2. Área de Estudio
46
inicialmente como debidos a una situación del acuífero en régimen confinado (IGME, 1979;
IGME, 1995; Rodríguez-Estrella, 2003).
En cuanto a los valores de “S” calculados a partir de la desaturación del volumen de acuífero han
sido más variables. Así, las estimaciones realizadas por investigadores de la Universidad de
Alicante han oscilado entre 2,6.10-3
y 3,5.10-3
utilizando diferentes periodos sin entradas (Andreu
et al., 2001, 2002 y 2010). Sin embargo, utilizando la misma metodología Rodríguez-Estrella
(2003) obtuvo un valor de 1,15%. La razón de esta disparidad de valores se debe a que, mediante
esta metodología S depende de la superficie del acuífero, parámetro que ha variado con el
tiempo, a medida que se conocía mejor el acuífero.
5.3. Modelo conceptual de funcionamiento hidrogeológico
El modelo conceptual de funcionamiento del acuífero es relativamente sencillo (Figura 9). La
recarga se produce únicamente por infiltración de la precipitación sobre los afloramientos
permeables de la sierras del Ventós y Castellar, de forma que debido a la estructuración
geológica del mismo el flujo subterráneo tiende a ir hacia las partes más bajas del acuífero, las
cuales se sitúan en la parte SW del mismo.
En régimen natural, condiciones no influenciadas por bombeos, las cuales tuvieron lugar antes
de 1979, la descarga de este pequeño acuífero se producía por la Font del Arc. Este manantial
ubicado en las proximidades del barranco Blanco a una cota de 335 m s.n.m. tenía fluctuaciones
importantes de caudal pasando de valores medios de 3,5 L/s en verano a más de 100 L/s tras los
periodos de lluvias intensas y quedando excepcionalmente seco durante periodos de muy escasa
precipitación (veranos de 1971 y 1978).
Como consecuencia de la escasez y variabilidad en el caudal de dicho manantial, y con objeto de
mejorar el abastecimiento a la localidad del Agost, en 1979 se realizó el sondeo Tabarias (sondeo
1) situado en el mismo barranco que la surgencia a unos 300 m al N. La explotación de dicho
sondeo durante el periodo 1979-1993 provocó un descenso del nivel piezométrico secando el
manantial, a excepción de algún periodo puntual de mayor precipitación, como los ocurridos
durante los años 1980 y tras las importantes lluvias producidas en octubre de 1982. Esta fue la
última vez manó agua de este manantial. En el año 1993 se dejó de bombear, ya que aparecieron
2. Área de Estudio
47
algunos problemas de obstrucción y disminución de caudal, por lo que se perforó un segundo
sondeo (sondeo Ventós, sondeo 2) a aproximadamente 500 m al NW del anterior. Desde finales
de 1997 hasta la actualidad es este sondeo el único que extrae agua de este acuífero, por lo que
todas las salidas del acuífero se producen por él.
Figura 9. Mapa y corte hidrogeológico del acuífero Ventós-Castellar. Leyenda: 1. Antiguo
manantial; 2. Sondeos, 3. Estaciones meteorológicas; 4. Dirección del flujo subterráneo.
Las extracciones se destinan en su totalidad al abastecimiento urbano de la localidad de Agost,
que cuenta con una población de algo más de 5.000 habitantes. Los bombeos medios anuales
estimados durante el periodo 1979-1992 estaban en torno a 390.000 m3 (Aragón et al., 1992),
entre 1998-2000, el valor medio es de 250.000 m3, mientras que en los últimos años (2001-2012)
presentan como media 182.000 m3/año (Figura 10). La evolución mensual de los bombeos en el
acuífero durante el mismo periodo presenta una media de 15.195 m3/año, con valores más altos
durante los mes de Junio, julio y Agost (Figura 11).
2. Área de Estudio
48
Figura 10. Evolución anual de los bombeos en el acuífero durante el periodo (2001-2012).
Figura 11. Bombeos medios mensuales en el acuífero durante el periodo (2001-2012).
Media anual
182.000 m3/año
Media mensual
15.195 m3/mes
2. Área de Estudio
49
5.4. El comportamiento de la piezometría frente a la recarga
El seguimiento de la piezometría en este acuífero ha tenido dos etapas. La primera etapa fue
previa a 1997, en la que se dispone de una menor información ya que se tomaban datos de nivel
de forma manual y de forma discontinua. La segunda etapa se inicia con la puesta en
funcionamiento del sondeo Ventós, en la que a partir de sondas piezorresistivas se ha realizado
un control regular y automatizado.
Prácticamente, desde el inicio del seguimiento piezométrico se ha podido observar una respuesta
de la piezometría frente a las precipitaciones de cierta magnitud. Esto se pudo constatar más
claramente en los registros automatizados, de forma que los ascensos de nivel se inician a
escasas horas de producirse la precipitación eficaz (Andreu et al., 2006; Touhami, 2007;
Martínez-Santos y Andreu, 2010). Los ascensos piezométricos tan rápidos son característicos de
este tipo de acuíferos kársticos, si bien, la disposición y la geometría del acuífero unido a la
karstificación que presentan las calizas parecen tener bastante influencia en el comportamiento
hidrodinámico frente a los pulsos de entrada. Esta rápida respuesta del acuífero frente a las
precipitaciones fueron en gran media los motivos por lo que se inició el estudio de la recarga
sobre el mismo.
A grandes rasgos, el acuífero ha experimentado una desaturación que actualmente se puede
cuantificar en aproximadamente 66 m y con una tasa media de ~2 m/año (Figura 12). No
obstante, la dinámica del acuífero muestra una bajada más o menos continua de los niveles
debido a las extracciones y las escasas precipitaciones que durante los diversos periodos secos y
recuperaciones puntuales de más o menos magnitud asociadas a eventos de precipitación
importantes.
2. Área de Estudio
50
Figura 12. Evolución piezométrica del acuífero Ventós-Catellar durante el periodo 1979-2013.
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CAPÍTULO 3
COMPARACIÓN ENTRE VARIOS MÉTODOS DE BALANCE DE
AGUA EN EL SUELO PARA LA ESTIMACIÓN DE LA RECARGA
DE UN ACUÍFERO EN UNA REGIÓN SEMIARIDA
Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., Pulido-Bosch, A., Martínez-Santos, P., Moutahir,
H., and Bellot, J. 2014. Comparative performance of soil water balance models in computing semiarid
aquifer recharge, Hydrological Science Journal, 59 (1), 1-11.
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
57
Resumen
La estimación de recarga de los acuíferos es imprescindible para asegurar un uso sostenible de
los recursos de agua subterránea, especialmente en las regiones áridas y semiáridas. Los
balances de agua en el suelo se consideran como herramientas valiosas para la estimación de
la recarga. En este trabajo se compara el comportamiento/funcionamiento de unos tres
modelos de balance de agua en el suelo (HYDROBAL, VISUAL BALAN v2.0 y
THORNTHWAITE) para una mejor estimación de la recarga del acuífero Ventós-Castellar,
SE España. Los modelos fueron simulados para años húmedos y secos. Los valores estimados
de recarga se transformaron en fluctuaciones del nivel piezométrico mediante la aplicación de
un modelo agregado, y calibrados con los datos piezométricos reales. Cómo resultado final, el
modelo HYDROBAL muestra el mejor ajuste entre los niveles observados y estimados (r2 =
0,84) en comparación con los otros modelos, destacando la importancia del papel de la
humedad del suelo y el tipo de cubierta vegetal en los procesos de recarga.
Palabras clave: Recarga subterránea; balance de agua en el suelo; modelo agregado; acuífero
kárstico; región semiárida; Alicante-España
Este capítulo reproduce el siguiente manuscrito:
Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., Moutahir, H., Pulido Bosch, A.,
Martínez-Santos, P. and Bellot, J. 2014. Comparative performance of soil water balance
models in computing semiarid aquifer recharge, Hydrological Sciences Journal, 59 (1), 1-11.
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
58
Abstract
Estimating groundwater recharge is essential to ensure a sustainable use of groundwater
resources, particularly in arid and semiarid regions. Soil water balances have been frequently
advocated as valuable tools to estimate groundwater recharge. This paper compares the
performance of three soil water balance models (Hydrobal, Visual Balan v2.0 and
Thornthwaite) in the Ventós-Castellar aquifer, Spain. Models were simulated for wet and dry
years. Recharge estimates were transformed into water table fluctuations by means of a
lumped groundwater model. These are in turn calibrated against piezometric data. Overall,
Hydrobal shows the best fit between observed and calculated levels (r2 = 0.84), highlighting
the role of soil moisture and vegetation in recharge processes.
Key words Groundwater recharge; soil water balance; lumped groundwater model; karst
aquifers; semiarid region; Alicante-Spain
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
59
1. Introduction
Water is a limited resource in arid and semiarid regions due to a combination of scarce
rainfall and high evapotranspiration rates. Over the last decades, many of these regions have
experienced a strong population growth, which has inevitably led to mounting water demands
(Sibanda et al. 2009, Andreu et al. 2011). As a result, groundwater has gradually gained
recognition as an essential strategic resource among users and policy makers. Solid methods
to estimate groundwater recharge are essential to underpin groundwater management.
However, recharge is naturally difficult to estimate. This is largely due to site-specific
variables including climate, geology, geomorphology, soil-related features or land use (Burke
1995, Lee et al. 2006, Jirkama and Sykes 2007, Aguilera and Murillo 2009). Various
approaches have been proposed over the years. These include direct calculations, numerical
techniques or hydrochemical and isotopic methods, among others (Lerner et al. 1990, Flint
and Flint 2002, Scanlon et al. 2002, 2006).
Soil water balance models (SWBMs) provide a methodology to quantify the water that
percolates through the soil into the water table, and rank among the most widely used
methods. This is largely because SWBMs data requirements are relatively straightforward.
Moreover, SWBMs can be adapted to a diverse range of space and time scales, and provide
reasonable results under most hydrogeological conditions.
SWBMs are generally used to predict the distribution of flows in the hydrological cycle or the
spatial and temporal variations in soil moisture, as well as to assess the water stress conditions
experienced by vegetation (Wang et al. 2012). Ultimately, these parameters can be used to
calculate aquifer recharge. The available models differ in scope, input parameters,
complexity, and spatial and temporal resolution (Arnold et al. 1998, Zagana et al. 2007,
Cantón et al. 2010, Yin et al. 2011). Some attempt to quantify the inputs and outputs of a
given aquifer based on relatively simple datasets; others include a variety of complex control
parameters that relate to climatic data, soil, vegetation or land use.
Perhaps the main shortcoming of SBWMs is that the accuracy of recharge estimates depends
on the accuracy with which the other components of the water balance are known. This is
often unimportant in wet areas because recharge is "large". Nevertheless, it can be critical in
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
60
dry regions. This is because the recharge rate is usually small in comparison with variables
such as the reference evapotranspiration. Since these are sometimes difficult to quantify, the
validity of the results may be hampered by considerable uncertainties (Lener et al. 1990,
Hendricks and Walker 1997). However, this limitation is minimized by modelling the
recharge process in daily time steps (Scanlon et al. 2006, Healy and Scanlon 2010).
This paper compares the performance of three soil water balance models in a small, semiarid
aquifer. The first model, Hydrobal (HB), is the most complex one. It determines the soil water
balance per vegetation cover type and assesses its effects on runoff, evapotranspiration, soil
moisture and deep drainage (Bellot et al. 1999, 2001, Touhami et al. 2013). In turn, Visual
Balan 2.0 (VB) presents an intermediate degree of complexity. This model runs a sequential
water balance for the soil, the unsaturated zone and the aquifer, and has proven effective in
estimating groundwater recharge in different hydrogeological settings (Samper et al. 1999,
Espinha-Marques et al. 2011). The results obtained by means of both models will be
compared with the classic Thornthwaite model (TW) (Thornthwaite and Mather 1955), a
simple and widely used approach that has been modified by different authors (Dripps and
Bradbury 2007). While all three models provide estimations of deep drainage, the accuracy of
recharge estimates is best evaluated based on the water table fluctuations. Hence, modelling
results will be ultimately validated by means of an analytical model that allows transforming
deep drainage into groundwater levels (Martínez-Santos and Andreu 2010).
2. Study area
Ventós-Castellar is a small karst unit (7 km2) located in south-eastern Spain (Figure 1a). The
region presents a typically semiarid climate, where long dry periods alternate with short wet
sequences and hot dry summers follow short mild winters. Average temperature is 18.5 ºC,
but may vary from 12 ºC in January to 26.5 ºC in August. Rainfall averages 275 mm/year
(Figure 2) and takes place mostly in autumn. Long-term records show that rainy days amount
to between 20 and 70 per year. These mostly correspond to isolated low-intensity events.
Reference evapotranspiration ranges between 870 and 1 120 mm/year.
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
61
Figure 1. (a) Geological setting (b) Vegetation cover units of the aquifer recharge area.
Both the geological setting and the conceptual model of the aquifer are well known. The
groundwater system largely corresponds with the Ventós mountain range, and presents a
synclinal structure whose main axis is tilted to the southwest. It comprises an 80 to 120 m
thick limestone layer, partly confined by Upper Cretaceous limestones and marls in the
southwestern area. These are considered impervious for practical purposes, as are the Lower
Cretaceous and the Tertiary marls that make up the eastern and southern boundaries of the
aquifer.
Recharge takes place by direct infiltration through permeable outcrops. It has been shown that
recharge episodes respond almost exclusively to intense storm events, and that infiltration
reaches the water table within 24 hours (Martínez-Santos and Andreu 2010). Under natural
conditions, aquifer discharge took place through a spring. However, the spring dried up
decades ago due to groundwater abstraction. Pumping is currently the only system output,
amounting to approximately 200 000 m3/year (Touhami 2007).
(a)
0 0.5 1
Kilometers
Spain
(b)
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
62
Figure 2. Observed and long-term averages of monthly rainfall (October 2002-September
2004). Average monthly rainfall was obtained from the Agost weather station (1975-2010).
Vegetation is sparse (Fig. 1b). Stipa tenacissima L. predominates over Globularia alypum L.,
Brachypodium retusum (Pers.) and Quercus coccifera L. Soils, developed over marl and
calcareous bedrock, are best described as lithic leptosols (FAO/ISRIC/IUSS 1998). It presents
a silt-loam texture (17.7% clay, 50.9% silt, 8.4% fine sand and 23.0% coarse sand), an
average bulk density of 1.3 g/cm3, porosity of 58% and an average depth of 0.15 m (Chirino
2003, Ramírez 2006).
The Ventós-Castellar aquifer is optimal for the purpose of this paper for a variety of reasons.
In the first place, it has been under direct observation for the last ten years. Hence, long-term
data records of daily rainfall, temperature, atmospheric pressure, wind speed and direction and
water table elevations are readily available. Besides, the aquifer is manageable in size, and its
response to rainfall is quick enough to facilitate a sufficiently intuitive understanding of its
behaviour under recharge conditions.
2003-2004 (317 mm) 2002-2003 (149 mm)
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
O N D J F M A M J J A S
Time (month)
Rain
fall
(m
m)
Observed
Long-term average
O N D J F M A M J J A S
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Observed
Long-term average
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
63
3.3. Model overview
The classic water balance equation is expressed as follows:
SOI
(1)
Where I mean inputs, O means outputs and ΔS represents aquifer storage change. In this case,
the balance equation was used on the aquifer where I can be considered as the recharge (R)
and O represent aquifer outputs (pumping). In order to get the recharge, all threes SWBMs
essentially use a corollary of this equation, which is expressed as:
offa REtIntPR (2)
Where R is recharge, P is rainfall, Int is interception, Eta is actual evapotranspiration, Roff is
direct surface runoff (the fraction of rainfall that does not infiltrate) and Δθ is change in the
soil water storage. Net aquifer recharge is computed by the SWBMs as deep drainage, i.e. the
fraction of water that percolates downward of the maximum depth soil. This is considered a
safe assumption in view of the absence of surface water bodies, irrigated land and populated
areas. Based on equation (1), recharge estimates can be combined with outputs and average
aquifer porosity in order to replicate observed water table trends. In this regard, aquifer
outputs are restricted to pumping from the urban supply well, which is known. Changes in
aquifer storage respond to the difference between inputs and outputs, and cause water table
fluctuations.
3.3.1. Hydrobal model
Hydrobal (HB) was originally developed to explore the effect of vegetation in infiltration
processes (Bellot et al. 1999, 2001, Chirino 2003, Touhami et al. 2013). The model performs
a soil water balance to estimate daily soil moisture and predicts deep drainage from the
unsaturated soil layer into the aquifer (equation 2). Model inputs include climatic variables
(daily rainfall and air temperature), as well as soil and vegetation parameters (field capacity,
wilting point, initial soil moisture, vegetation cover types, species, percentage of overlapping
canopy layers, etc.). The main output variables include actual evapotranspiration, runoff, deep
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
64
drainage and daily soil moisture. HB includes different methods to estimate reference
evapotranspiration (Eto). The Hargreaves and Samani (1982) approach was used for the
purpose of this work. HB estimates actual evapotranspiration (Eta) by means of a negative
exponential approach (equation 3), which in turn is a function of a k factor and Eto:
Δθ)(-k exp-1a oEtEt (3)
The k factor is an empirical parameter that integrates the structural and ecophysiological
characteristics of vegetation cover (Chassagneux and Choisnel 1986, Nizinski and Saugier
1989). In this case, k corresponds to the transpiration capacity of vegetation. Water flows are
constrained by daily rainfall (P), interception (Int) and runoff (Roff) by vegetation cover types
and are determined by means of an asyntotic regression [Int = a + (b/P)] and a simple linear
regression [Roff = a + (b.P)] respectively. Several equations are used to calculate Int and Roff
variables by vegetation cover types, which were obtained during a previous studyed (Chirino
2003). Changes in soil water storage (Δθ) are calculated as the difference between the
dynamic volume at the beginning and the end of the hydrological year. HB has been
calibrated for the specific conditions of the Ventós-Castellar aquifer by means of multivariate
sensitivity analyses. Calibration is based on soil moisture for the years 1997-1999 (Chirino
2003) and water table records for the years 2002-2008 (Touhami et al. 2013).
3.3.2. Visual Balan model
Visual Balan (VB) is a widely-used hydrological model (Samper et al. 1999, Samper and
García-Vera 2004, Espinha Marques et al. 2011). It is relatively simple to use and presents
fewer data requirements than HB. One of its main advantages is that it allows to compute
hydrological balances at the soil, unsaturated zone and aquifer levels. For the purpose of this
research, however, its application has been restricted to the soil layer (equation 2). This
ensures comparability with the deep drainage output of the HB model.
In essence, VB inputs include daily precipitation, air temperature and reference
evapotranspiration, as well as some soil parameters (porosity, field capacity, soil thickness
and wilting point). VB incorporates six different methods to compute Eto, while also allowing
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
65
the user manually enter a custom dataset. In order to ensure the comparability of results, the
Hargreaves-Samani method was used. In turn, actual evapotranspiration (Eta) was calculated
from Eto using the Penman-Grindley approach (Penman 1949, Grindley 1970). VB accounts
for preferential flow, through fissures, cracks or macro-pores of the soil by assuming that (1)
preferential flow is a fraction of the water available at the ground surface for infiltration,
CKRD (0<CKRD<1); (2) preferential flow occurs when the water deficit is above a threshold,
FRD (0<FRD<1) (see Samper et al. 1999).
Model outputs include interception, infiltration and runoff. Interception is computed by means
of the Horton or Singh methods (Samper et al. 1999). In turn, infiltration is calculated using
either the curve number method or a Horton equation based on infiltration capacity
parameters. Finally, runoff is taken as the fraction of rainfall that exceeds infiltration capacity.
3.3.3. Thornthwaite model
Thornthwaite (TW) model (Thornthwaite and Mather 1955) is considerably simpler than the
others, both in terms of conceptualization and data requirements. Inputs include rainfall,
available water content (taken as the difference between field capacity and wilting point),
initial soil moisture and reference evapotranspiration (Eto). Outputs are limited to actual
evapotranspiration (Eta), soil moisture and water excess.
Low surface runoff rates are associated to medium to highly karstified aquifers. For the
purpose of this work, all water excess has been considered to be potential recharge. This is
because previous studies of the Ventós-Castellar system establish that runoff measurements
amount to less than 1% of rainfall (Chirino 2003, 2006, Mayor 2008). Changes in soil water
storage are also negligible (Δθ = 0). Thus, the balance equation can be simplified by removing
both terms (equation 4):
aEtPR (4)
Where R is recharge, P is precipitation and Eta is actual evapotranspiration.
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
66
3.3.4. Lumped groundwater model
Lumped parameter models constitute one of the simplest approaches to represent groundwater
flow through karst. They often deal with the system as a single cell, thus omitting the spatial
dimension and facilitating calculations. Lumped models present minimal data requirements
and allow for fast simulations. In contrast, they fail to yield meaningful results in terms of
spatial information and groundwater flow rates.
Much like other aquifers in south eastern Spain, the Ventós-Castellar system has been
observed to respond well to lumped modelling approaches (Aguilera and Murillo 2009,
Martínez-Santos and Andreu 2010). This is due to the small size of these systems, as well as
to the effect of intensive pumping. Both these factors make the aquifer behave much like a
surface water reservoir. Hence, one single piezometer renders a sufficiently accurate picture
as to how it behaves. The lumped model was developed for the specific conditions of the
Ventós-Castellar aquifer (Touhami et al. 2013). It assimilates the aquifer to a prism whose
base is calculated as the area of a 45-degree circular sector. This area is assumed constant
over time because the water table was observed to remain roughly stable across the time
interval under consideration.
The lumped model runs under transient-state conditions. Daily time steps are adopted in order
to better evaluate the effect of rainfall events on aquifer levels. The lumped model uses
several input variables, namely: daily pumping (Pi, m3), aquifer storage coefficient (me =
0.12), daily groundwater recharge (Ri, m3) (as calculated by the SWBMs), and the areal extent
of the saturated zone of aquifer (Aw = 5 500 000 m2). Basically, Water table fluctuations (Δhi)
constitute the sole model output (equation 5). These are compared to field data for validation
purposes (Figure 3). The lumped model was previously calibrated (Martínez-Santos and
Andreu 2010). The better correlation was obtained for storage values of 0.1–0.2%, the
optimum standing at 0.12%. This value has been used in this modelling. A more detailed
description of the lumped model is provided by Touhami et al. (2013). Its fully-developed
expression is:
ew
iii
mA
PRh
. (5)
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
67
Figure 3. Overview of the modelling process. Aquifer recharge is calculated using three
SWBMs (Hydrobal (HB), Visual Balan (VB) and Thornthwaite (TW)). In turn, the lumped
model is used to convert recharge inputs into water table fluctuations. These are validated
against piezometric records.
3.4. Data processing
Weather data were obtained from the Agost Weather Station, located near the aquifer.
Rainfall data, air temperature (average, maximum and minimum) were registered on a
Campbell Scientific CR10 logger (Campbell Scientific Ltd., UK). Data was gathered in 15-
minute intervals and averaged/accumulated for every hour. Additional datasets, such as
relative humidity, wind speed and wind direction, were also directly registered for the purpose
of calculating evapotranspiration.
SOIL WATER BALANCE MODELS
HYDROBAL, VISUAL BALAN and THORNTWAITE
METEOROLOGICAL DATA SOIL DATA VEGETATION DATA
LUMPED MODEL
DAILY ESTIMATED RECHARGE
PIEZOMETRIC LEVEL
observed vs estimated
PARAMETERS ESTIMATION HB (kmin, kmax),VB (CKRD, FRD)
NO YES
ADEQUATE RESULTS? END RE-CALIBRATION
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
68
A vegetation map was developed specifically for the HB model (Figure 1b). Vegetation is
grouped in six types, namely, (1) degraded open land or bare soil (B), (2) open S. tenacissima
steppes with low cover of dwarf shrubland (St), (3) afforested dry grasslands (AG), (4) dry
grassland formations (G), (5) afforested thorn shrubland (AS), and (6) scattered thorn and
sclerophyllous shrublands (S).
Soil plays an essential role in recharge estimations, because the three models use soil
parameters such as field capacity, total porosity, soil thickness, and wilting point (Table 1).
These were determined from direct field monitoring and sampling. In order to calibrate the
HB model, soil moisture was previously monitored for each vegetation cover type during the
1997-1999 period. Using a Time Domain Reflectometry System (Reflectometer Tektronic
1502C, Metallic TDR cable Tester, Tektronix, Beaverton, OR, USA), soil moisture was
measured from a depth of 0 to 30 cm by means of twelve probes installed on 18 experimental
plots (8 m x 2 m).
Table 1. Inputs and calibration paramaters by SWBM models: Thornthwaite (TH), Visual
Balan (VB) and Hydrobal (HB) during the study period 2002/03-2003/04. Abreviations: Pt,
Total porosity; WP, Wilting point; FC, Field capacity; Rsi, Initial soil moisture; CKRD
(0<CKRD<1) and FRD (0<FRD<1), coefficients of infiltration (a See Samper et al.1999, 2004);
kmin and kmax empirical parameter that integrates the structural and ecophysiological
characteristics of vegetation cover. B, degraded open land or bare soil; St, open Stipa
tenacissima steppes with low cover of dwarf shrubland; AG, afforested dry grasslands; G, dry
grasslands formations; AS, afforested thorn shrublands; S, sclerophyllous shrublands (b see
Bellot et al. 1999, 2001; Chirino, 2003).
Models/Paramaters Inputs paramaters
in percentage (%)
Calibration paramaters
dimensionless
WP FC Pt Rsi CKRDa FRD
a kmin
b kmax
b
Thornthwaite (TH)
- 22 - 10 - - - -
Visual Balan (VB)
10 22 50 10 0.6 0.3 - -
Hydrobal
(HB)
B
12 20 50 12 - - 0.015 0.015
St
7 20 58 7 - - 0.010 0.015
AG
12 20 51 12 - - 0.009 0.020
G
9 24 41 10 - - 0.015 0.030
AS
11 25 52 11 - - 0.012 0.025
S 10 23 46 9 - - 0.014 0.028
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
69
3.5. Results and discussion
All model runs correspond to two hydrological years (October 2002 to September 2004); (see
Table 2). Total rainfall amounted to 149 mm in 2002/03 and to 317 mm during 2003/04.
Since the long-term average is about 275 mm, the former can be considered as dry, in fact, it
is one of driest years on record. The later is wet, and presents rainfall peaks in spring and
autumn.
Annual recharge rates for dry and wet years differ widely (Table 2). In the case of 2003/04
(wet year), TH presents the lowest recharge value, with 33.2 mm/year. In contrast, the most
complex models render similar rates (77.9 mm/year HB and 83.4 mm/year VB). In percentage
terms, this correspond to 10.5% of rainfall for TH and 24.6-26.3% in the other cases.
Table 2. Estimated groundwater recharge for Ventós-Castellar aquifer from 2002/2003
through 2003/2004. P: rainfall and R: recharge in mm and percentage.
On the other hand, recharge estimates for 2002/03 (dry year) do not exceed 10 mm. The TH
method showed the highest estimate (around 6.2% of total rainfall), while estimates from VB
and HB were in the order of 5.5 and 3.8%, respectively. Figure 4 presents daily rainfall versus
the estimated recharge values. The number of the recharge days and estimated infiltration
flows for the VB and HB models are observed to be quite similar.
The lumped model was used to evaluate to what extent the recharge estimates were able to
replicate the observed evolution of the water table. As shown in Figure 5, HB and VB
recharge pulses fit the observed rise of piezometric levels. Correlation between calculated and
observed water table levels showed (r2
> 0.75) in both cases (HB: r2
= 0.84; VB: r2
= 0.77). In
Hydrologic
years Thornthwaite Visual Balan Hydrobal
P
mm
R R R R R R mm % mm % mm %
2002-2003 149 9.2
6.2
8.2 5.5 5.6 3.8
2003-2004 317 33.2 10.5 83.4 26.3 77.9 24.6
Average 233 21.2 8.3 45.8 15.9
41.7 14.2
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
70
contrast, TH presents the lowest coefficient of determination (r2
= 0.41), seemingly
overlooking the effect of several rainfall episodes during the wet year (Figure 6).
It is also observed that the aquifer responds differently to rainfall events of similar magnitude,
i.e. some cause fluctuations in the water table while others do not (Figure 4). This can be
explained by the role that the soil plays in the recharge process. Soil moisture is largely
controlled by rainfall patterns. If soil moisture is low, it takes more rain to generate a rise of
the water table than if soil moisture is high. Figure 3.7 presents soil water content for the
study period. Note that water content is represented by "soil moisture" in HB and VB (which
yield similar results) and as "available water content" (AWC) in TH.
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
71
Figure 4. Daily recharge estimated by SWBMs (2002-2004 period).
0
5
10
15
20
25
Dail
y r
ech
arg
e (
mm
)
HYDROBAL
0
5
10
15
20
25
Dail
y r
ech
arg
e (
mm
)
VISUAL BALAN
0
5
10
15
20
25
Dail
y r
ech
arg
e (
mm
)
THORNTHWAITE
0
5
10
15
20
25
30
35
40
01/1
0/2
002
28/1
0/2
002
24/1
1/2
002
21/1
2/2
002
17/0
1/2
003
13/0
2/2
003
12/0
3/2
003
08/0
4/2
003
05/0
5/2
003
01/0
6/2
003
28/0
6/2
003
25/0
7/2
003
21/0
8/2
003
17/0
9/2
003
13/1
0/2
003
09/1
1/2
003
06/1
2/2
003
02/0
1/2
004
29/0
1/2
004
25/0
2/2
004
23/0
3/2
004
19/0
4/2
004
16/0
5/2
004
12/0
6/2
004
09/0
7/2
004
05/0
8/2
004
01/0
9/2
004
28/0
9/2
004
Time ( d )
Dail
y r
ain
fall
(m
m)
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
72
Figure 5. Water table fluctuations obtained by means of the lumped model. Each model run
corresponds to the recharge estimate obtained by means of one of the SWBMs.
In the case of HB and VB, increases in soil water content take place quickly after rainfall
events, ranging between the field capacity and wilting point values (Figure 7). Conversely,
soil moisture decreases following an exponential law during dry periods. However, in the case
of the TH model, the decrease of AWC is controlled by Eto. Moisture loss is approximate
linear, and the gradient is steeper when temperatures are higher. As a result, AWC runs out
sooner, which implies that isolated rainfall events are less likely to generate recharge. This
becomes particularly clear during wet years, and explains why TH recharge estimates are
significantly lower for the 2003/04 period. The effect is minimized if rainfall takes place in
isolated events as is usually in semiarid regions (De Luis et al. 2000, Mayor 2008).
230
235
240
245
250
255
26001/1
0/2
002
28/1
0/2
002
24/1
1/2
002
21/1
2/2
002
17/0
1/2
003
13/0
2/2
003
12/0
3/2
003
08/0
4/2
003
05/0
5/2
003
01/0
6/2
003
28/0
6/2
003
25/0
7/2
003
21/0
8/2
003
17/0
9/2
003
14/1
0/2
003
10/1
1/2
003
07/1
2/2
003
03/0
1/2
004
30/0
1/2
004
26/0
2/2
004
24/0
3/2
004
20/0
4/2
004
17/0
5/2
004
13/0
6/2
004
10/0
7/2
004
06/0
8/2
004
02/0
9/2
004
29/0
9/2
004
Time ( d )
NP
(m
a.s
.l.)
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Rain
fall
(m
m)
NP ObservedNP Calculated by HYDROBALNP Calculated by VISUAL BALANNP Calculated by THORNTHWAITERainfall days
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
73
Figure 6. Correlation between observed and calculated water table levels based on recharge
estimates from each of the SWBMs ((A): Hydrobal, (B): Visual Balan, and (C):
Thornthwaite).
(A)
(B)
(C)
y = 0.7642x + 59.533
R2 = 0.8402
245
247
249
251
253
255
257
259
261
244 246 248 250 252 254 256
NP Calculated (m a.s.l.)
NP
Ob
serv
ed
(m
a.s
.l.)
HYDROBAL
y = 0.8855x + 29.587
R2 = 0.7753
245
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257
259
261
244 246 248 250 252 254 256
NP Observed (m a.s.l.)
NP
Calc
ula
ted
(m
a.s
.l.)
VISUAL BALAN
y = 0.3068x + 172.93
R2 = 0.4116
245
247
249
251
253
255
257
259
261
244 246 248 250 252 254 256
NP Calculated (m a.s.l.)
NP
Ob
se
rve
d (
m a
.s.l
.)
THORNTHWAITE
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
74
Figure 7. Estimated soil moisture from each SWBMs (depth 0-30 cm) against daily rainfall
data (2002-2004 period). “Soil moisture” in HB and VB, and “Available water content”
(AWC) in TH.
Overall, TH recharge estimates are significantly lower, even if the runoff is unaccounted.
Some authors have used low AWC values (AWC = 0-10 mm) in other semiarid regions in SE
Spain (Gollonet and Castillo 1986). This course of action is justified by thin soil layers and
irregular rainfall. However, choosing a suitable value poses a problem. Lower AWC values
are likely to overestimate effective rainfall, and consequently recharge. For this reason, the
TH approach must be used with caution in settings such as the one at hand.
The estimated recharge values are not necessarily representative considering the short study
period (De Vries and Simmers 2002). However, some considerations can be made. Recharge
estimates from the HB and VB models (24.6% and 26.3%) are small in comparison with long-
term estimates of other carbonated aquifers of southern Spain. Thus, from the recharge
standpoint this aquifer could be described as a low-infiltration karst system (Andreo et al.
2008, Andreu et al. 2011). This is attributed to the rainfall patterns during the study period, as
0
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mm
)
Soil moisture (HB)
Available water content (TW)
Soil moisture (VB)
Daily rainfall (mm)
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
75
intense rainfall events were largely absent. However, such episodes are relatively frequent in
dry Mediterranean environments, and typically result in significant recharge episodes
(Martín-Rosales et al. 2007).
Overall, VB and HB showed realistic results, whereas the classic TH model appears less
reliable. The HB model highlights the role of vegetation. This is perceived as an important
contribution, as vegetation has only recently begun to gain recognition in SWBMs (Yin et al.
2009, 2011, Espinha-Marques et al. 2011).
SWBMs require a good understanding of the physical environment. Strictly speaking, these
provide estimates of potential recharge, rather than actual recharge. In other words, they
should be always validated by means of groundwater models. Besides, the ability of SWBMs
to predict recharge depends on how accurately the input variables are known. This is
particularly critical in those settings where recharge is small in magnitude, since even small
inaccuracies in the input parameters may bring considerable uncertainties in the results.
3.6. Conclusions
Three SWBMs have been used to quantify recharge in the Ventós-Castellar aquifer, southern
Spain. Recharge estimates were calibrated by means of a lumped groundwater model in order
to evaluate whether they were able to replicate the observed water table evolution. Hydrobal
and Visual Balan yield similar results for dry and wet years. Both showed a good fit between
the estimated recharge pulses and observed rise of piezometric level in the aquifer. In
contrast, the classic Thornthwaite approach tends to underestimate recharge rates. All three
models highlight the role of soil moisture in recharge processes. The results presented in this
paper are preliminary and must be reassessed for a longer time interval. In particular, recharge
estimations need to be refined. However, we conclude that SWBMs show promise as reliable
tools to study recharge processes in quick-response carbonate systems.
Acknowledgments This research was partially funded by UNESCO (Project IGCP-513), the
European Commission (PRACTICE Project), the Ministry of Science and Innovation of Spain
(ECOBAL project, CGL2011-30531-C02-01; SURVIVE project CGL 2011-30531-C02-02),
the Consolider program INGENIO 2010 (GRACCIE Project, CSD2007-00067), the
3. Comparación entre varios métodos de balance de agua para la estimación de la recarga
76
Generalitat Valenciana (FEEDBACKS-PROMETEO; ACOMP/2010/272 and GV07/143) and
the MAEC-AECID Scholarships from the Spanish Ministry of Foreign Affairs and
Cooperation. Special thank to Javier Samper and Bruno Pisani of the (University of Coruña,
Spain).
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CAPÍTULO 4
ESTIMACIÓN DE LA RECARGA DE UN ACUIFERO EN UNA
REGIÓN MEDITERRÁNEA SEMIÁRIDA MEDIANTE LA
APLICACIÓN DE UN MODELO HIDROLÓGICO
Touhami I, Andreu JM, Chirino E, Sánchez JR, Moutahir H, Pulido.Bosch A, Martínez-Santos P,
Bellot J. 2013. Recharge estimation of a samall karstic aquifer in a semiarid Mediterranean
region (southeastern Spain) using a hydrological model. Hydrological Processes. 27, 165-174
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
83
Resumen
Frecuentemente los acuíferos mediterráneos experimentan el efecto conjunto de la
explotación intensiva y escasa recarga. Sabiendo que el agua subterránea es la única fuente de
agua disponible en muchas de las zonas mediterráneas, los estudios sobre la recarga de
acuíferos adquieren un papel muy importante para lograr una mejor gestión de los recursos
subterráneos. Este capítulo presenta una metodología para la estimación de la recarga aplicada
a un pequeño acuífero kárstico situado en el sureste de la Península Ibérica. Se utilizó el
modelo HYDROBAL para calcular el balance de agua en el suelo basándose en datos
hidrológicos, datos de suelo y de la cubierta vegetal. La salida del modelo correspondiente al
drenaje profundo se tradujo en variación de los niveles piezométricos y su ajuste a los datos
observados es del orden de r2=0,87. La elevada correlación indica que el HYDROBAL puede
ser una herramienta útil para la estimación de la recarga en esta región. Adicionalmente, se
muestran las diferencias en las tasas de recarga entre años secos, medios y húmedos. La
recarga para los años medios varía entre 0% y 18%, lo que corresponde a recargas netas de
entre 0 y 59 mm/año, aumentando proporcionalmente con la precipitación (r2=0.90).
Palabras clave: Recursos hídricos; recarga; balance de agua en el suelo; acuífero kárstico;
región semiárida
Este capítulo reproduce el siguiente manuscrito:
Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., Moutahir, H., Pulido Bosch, A.,
Martínez-Santos, P. and Bellot, J., 2013. Recharge estimation of a samall karstic aquifer in a
semiarid Mediterranean region (southeastern Spain) using a hydrological model. Hydrological
Processes, 27, 165-174.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
84
Abstract
Mediterranean aquifers are frequently subject to the joint effect of intensive exploitation
and low recharge values. Besides, groundwater is the only available water resource in many
Mediterranean regions. Groundwater recharge studies are therefore necessary to underpin
water management practices. This manuscript presents a methodology to estimate
groundwater recharge in a small limestone aquifer of southeastern Spain. The
HYDROBAL model is used to calculate daily soil water balances on the basis of
hydrological and soil data as well as on vegetation cover. Deep drainage model outputs are
converted into water table variations using a lumped model add-on. The adjustment
between observed and calculated water table levels is in the order of r2 = 0.87. This
correlation coefficient suggests that HYDROBAL is a useful tool to estimate groundwater
recharge in the region. In addition, differences in groundwater recharge rates are observed
for dry, average and wet years. Estimated recharge rates range between 0% and 18% of the
mean annual rainfall, which corresponds to a net recharge of 0 to 59 mm year 1. Recharge
rates increase proportionally with precipitation (r2 = 0.90).
Key Words: water resources; groundwater recharge; soil water balance; karstic aquifers;
semiarid regions
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
85
1. Introduction
Water availability constrains socioeconomic development in arid and semiarid regions. Low
rainfall combined with high evapotranspiration rates often leads to the intensive use of
groundwater resources. Over the last decades, Mediterranean Spain has experienced a
considerable increase in groundwater use. This is partly due to ever-increasing seasonal and
stable populations and partly to irrigated agriculture. These factors are particularly significant
in the case of the Ventós-Castellar aquifer (Bellot et al., 2007; Molina et al., 2009), where the
water-table has dropped by about 80 meters in the last 30 years due to intensive pumping
(Martínez-Santos and Andreu, 2010). The current scenario could be aggravated in the future
according to global forecasts of Climate Change for this region (IPCC, 2007).
Recharge has been defined as the proportion of surface water infiltration that reaches the
water table. Aquifer recharge has been the subject of many papers over time (Lerner et al.,
1990; Custodio, 1998; De Vries and Simmers, 2002; Eilers et al., 2007; Andreo et al., 2008;
Hart et al., 2009). Most studies in arid and semiarid regions focus on the development of
techniques to provide reliable recharge estimates, and consider factors such as precipitation,
evapotranspiration, aquifer characteristics, geomorphological features or vegetation cover,
among others (Scanlon et al., 2006). Methods also need to be adapted to local and regional
geological and climatic conditions (Flint and Flint, 2002; Scanlon et al., 2002).
Recharge is commonly estimated by means of water balance methods (Samper and García
Vera, 1997; Scanlon et al., 2002). These are highly flexible in the sense that they can be
applied to all kinds of recharge, aquifer types and time scales in a way which is both cost-
effective and conceptually simple. On the negative side, balances are often subject to
significant uncertainties. Causes should be found in the difficulties involved in quantifying
the “known” elements of the water balance sufficiently accurately. This is particularly true of
groundwater balances, as the hidden nature of groundwater frequently implies the need to
estimate key parameters (Scanlon et al., 2002). Because the value of the recharge rate in
semiarid regions is usually low, small errors in variables such as evapotranspiration can
invalidate recharge estimations (Lerner et al., 1990; Hendrickx and Walker, 1997).
Uncertainties may be constrained by carrying out daily water balances, especially if daily
precipitation is much higher than daily evapotranspiration (Scanlon et al., 2002; Castaño et
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
86
al., 2008). Thus, different models have been developed to compute groundwater recharge by
means of daily balances. These include VISUAL BALAN and GIS-BALAN (Samper et al.,
2007), HYDROBAL (Bellot et al., 1999, 2001; Chirino, 2003), and SWAT (Arnold et al.,
1998; Arnold and Fohrer, 2005), among others.
This study focuses on calculating recharge in a small karst aquifer of Mediterranean Spain.
This unit was chosen for two reasons. The first reason is because the water table responds
rapidly to rainfall events. The effects of direct and delayed recharge can thus be observed
sufficiently well. The second reason is that the main physical and ecological variables
involved in the process have been subject to long-term monitoring.
Several previous studies have been carried out in the Ventós-Castellar aquifer. The
HYDROBAL model has been applied successfully to analyze the soil water balance on
different vegetation cover types and assess its effects on runoff, evapotranspiration and soil
moisture (Bellot et al., 1999; Chirino, 2003). It has also been used to evaluate the effect of
different land-use scenarios on water resources (Bellot et al., 2001). In both cases, the model
was validated by comparing the calculated soil moisture to field measurements. Other
relevant works include the use of lumped (ERAS) and distributed (MODFLOW) models to
estimate aquifer recharge, but they were based on monthly rainfall data (Andreu et al, 2010;
Martínez-Santos and Andreu, 2010).
This paper presents the integration of HYDROBAL results with a lumped add-on. The
objective is twofold. First, to determine the water recharge rates of aquifer on different annual
rainfall conditions (wet, average, and dry years); and secondly, to verify the accuracy of
HYDROBAL estimates for deep drainage. Results are validated based on water table records.
2. Materials and methods
2.1. Study area
Ventós-Castellar is a small karstic aquifer (7 km2) located near Alicante (38º28’ N, 0º 37’ W)
(Figure 1). Aquifer extent largely corresponds with the Ventós and Castellar mountain ranges,
whose altitudes range between 300 to 840 m a.s.l. The area is subject to average temperatures
of 18.5 ºC, with a minimum of 12 ºC in January and maximum of 26.5 ºC in August. Average
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
87
annual rainfall amounts to 275 mm (Agost Meteorological Station; Figure 2), but presents
wide oscillations. Take for instance the 1975-2008 interval, where 1994-1995 was the driest
hydrological year (105 mm), and 1988-1989 was the wettest (556 mm).
Vegetation in the recharge area essentially comprises open Stipa tenacissima steppes and low
cover of dwarf shrubland (St), low cover of degraded shrub formations (S) with Quercus
coccifera L., Pistacia lentiscus L. and Erica multiflora L., mixed with reforested Aleppo pine
(Pinus halepensis Miller) (AG), old agricultural fields (B), afforested dry grasslands (AS), and
dry grassland areas of Brachypodium retusum (Pers.) Beauv., with dwarf scrubs (G) (Figure
1). The soil, developed over marl and calcareous bedrock, is classified as a Lithic Leptosol
(FAO/ISRIC/IUSS, 1998). It presents a silt-loam texture (17.7% clay, 50.9% silt, 8.4% fine
sand and 23.0% coarse sand), an average bulk density of 1.28 kg m-3
, porosity of 58% and an
average depth of 0.15 m (Chirino, 2003; Ramírez, 2006).
Figure 1. Geographical setting of the Ventós-Castellar aquifer and land cover units on the
aquifer recharge area.
2.2. Hydrogeological setting
Ventós-Castellar is a small, isolated aquifer system (Figure 3). The aquifer is 80-120 m thick,
and comprises micritic limestones and white limestones of the Albian and Upper Cretaceous
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
88
periods. From the geological standpoint it is best described as a synclinal structure whose
main axis is tilted to the southwest. The northern boundary corresponds to the contact with
Cretaceous and Tertiary marls, much like the southern and eastern boundaries. A fault limits
hydraulic continuity of the aquifer towards the west (Figure 3). This is inferred from field
observations, as water table elevations to the west of the fault are observed to be
approximately 100 meters higher.
Figure 2. Annual precipitation by hydrological year. Data from Agost Meteorological Station
(1975/1976-2007/2008 period).
Aquifer behaviour is relatively straightforward. Recharge takes place mainly through the
northern permeable outcrops. Under natural conditions aquifer discharge took place through a
natural spring. However, the spring dried up decades ago due to groundwater abstraction.
Discharge currently takes place through a single urban-supply well (#2 in Figure 3) managed
by Agost Water Supply Company. The well is 250 meters deep and pumps about 200.000 m3
year-1
, with an average yield of 20 L.s-1
(Touhami, 2007). During the 2001-2008 interval,
which corresponds to the application of the model, pumping ranged between 130.000 and
200.000 m3 year
-1. Although relatively small, these rates are significant enough to contribute
to aquifer depletion. An old well, no longer in use, is available for monitoring purposes (#1 in
Figure 3). The distance between both wells is approximately 500 meters. Their piezometric
evolution is similar.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
89
Figure 3. Hydrogeological setting of Ventós-Castellar aquifer. Legend: 1. Clay and gypsum
(Triassic); 2. Marls (Lower Cretaceous); 3. Limestones (Cretaceous); 4. Marls and limestones
(Upper Cretaceous); 5. Marls (Tertiary); 6. Spring; 7. Pumping wells, and 8. Weather station.
2.3. Data collection
The Ventós-Castellar aquifer has been subject to periodic water-table monitoring since 1979.
Over the last fifteen years, monitoring has become more exhaustive due to the use of
automated data-loggers. These were installed in point #1 around 1996 and in point #2 in 2002.
Hourly water-table level elevations are registered and averaged every 24 hours. Daily water-
table data for this study spans the 2002-2008 period. The record is nearly complete, with the
exception of the 24/03/2007 to 02/07/2007 interval, during which one the loggers broke
down.
A weather station has been installed near well #1. Data such as rainfall, air temperature,
relative humidity, global radiation, photosynthetically active radiation, atmospheric pressure,
wind speed and direction are measured with a Campbell Scientific CR10 (Campbell Scientific
Ltd. U. K). Measured are taken every 10 min and averaged/accumulated for every hour.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
90
The HYDROBAL model caters for parameters associated to vegetation. Several experimental
plots exist within the aquifer (Figure 1). These are representative of the main vegetation types.
Plant cover presents a clear complexity gradient: 1) degraded open land or bare soil (B), 2)
open Stipa tenacissima steppes with low cover of dwarf shrubland (St), 3) afforested dry
grasslands (AG), 4) dry grassland formations (G), 5) afforested thorn shrublands (AS), and 6)
scattered thorn and sclerophyllous shrublands (S). Soil moisture was monitored for each
vegetation type using the Time Domain Reflectometry System (Reflectometer Tektronic
1502C, Metallic TDR cable Tester, Tektronix, Beaverton, OR, USA) from 0 to 30 cm
(maximum soil depth) by means of 12 probes inserted in each plot. Maximum soil moisture,
initial soil moisture and wilting point were determined from direct monitoring (Table 1).
Table 1. HYDROBAL inputs as per vegetation cover type. Values in % soil volume.
Abbreviations: Open Stipa tenacissima steppes with degraded open land or bare soil (B),
dwarf shrubland in low proportion (St), afforested dry grasslands (AG), dry grasslands
formations (G), afforested thorn shrublands (AS), and sclerophyllous shrublands (S).
Attribute Label Vegetation cover type
B St AG G AS S
Wilting point WP 12 7 12 9 11 10
Field capacity FC 20 20 20 24 25 23
Maximum soil moisture observed H máx 28 20 36 31 35 33
Total porosity P total 50 58 51 41 52 46
Initial soil moisture RSi 12 7 12 9 11 10
2.4. HYDROBAL model
HYDROBAL estimates daily water flows across the vegetation canopy and computes the soil
water balance (Bellot et al., 1999, 2001). This model is based on previous works by Nizinski
and Saugier (1989) and Samper and García Vera (1997). Inputs are daily precipitation,
temperature, soil parameters (field capacity, wilting point and initial soil moisture), vegetation
cover (type of plant community, soil cover by the main species, percentage of overlapping
canopy layers, etc.). From this database, the model estimates the potential evapotranspiration
(Eto) using the Hargreaves-Samani method (Hargreaves and Samani, 1982), as well as the
distribution of daily rainfall in different components (i.e. interception, net precipitation, runoff
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
91
and infiltration) for each vegetation cover type. Soil water balance is estimated using suitable
equations for the field data series (Samper and García Vera, 1997). To estimate reference
evapotranspiration (Eta), the model uses a negative exponential approach (Trevor et al., 1994;
Rickert and Mckeon, 1982), as a function of a k factor and potential evapotranspiration (Eto).
The k factor is an empirical parameter that integrates the structural and ecophysiological
characteristics of vegetation cover (Nizinski and Saugier, 1989; Chassagneux and Choisnel,
1986). Other main output variables of model include daily soil moisture (0-30 cm) and deep
drainage (potential recharge) from the unsaturated soil layer into the aquifer.
HYDROBAL model has been calibrated for the Ventós-Castellar system based on soil
moisture records (Bellot et al., 1999, 2001; Chirino, 2003). However, HYDROBAL does not
deal directly with the water table. A lumped add-on was developed to convert deep drainage
results into water table oscillations. This was perceived as a welcome addition to
HYDROBAL in as much as it allows for the calibration of its outputs against the actual
aquifer evolution. The limestone of this aquifer is highly fractured. This increases
permeability and favours rapid infiltration. This makes it easier to see the goodness of the
results.
Much like other aquifers in south eastern Spain, the Ventós-Castellar system has been
observed to respond well to lumped modeling approaches (Aguilera and Murillo, 2009). This
is due to the small size of these aquifers, as well as to the effects of intensive pumping. Both
these factors cause the aquifer to behave much like a surface water reservoir. Hence, one
single piezometer renders a sufficiently accurate picture of the system behavior (Andreu et al.,
2010; Martínez-Santos and Andreu, 2010). In other words, the groundwater system can be
simulated through relatively simple volumetric calculations, provided that the geometry and
the storage coefficient are sufficiently well known.
In this case, aquifer geometry is assimilated to a curved prism whose base is calculated as the
area of a 45-degree circular sector. The area is assumed constant in time, which implies that
the sloping disposition of the aquifer bottom does not have a significant effect on the results.
This assumption is considered valid in view of the average extent of the saturated zone during
the simulation period.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
92
The model runs in transient-state conditions. Daily time steps were adopted in order to better
evaluate the effect of rainfall events on aquifer levels. Among others, model inputs include
pumping, recharge (calculated as “deep-drainage” by HYDROBAL), outcrop area and the
average storage coefficient. These render daily water-table variations, Δh, as per expression
(1).
ew
iii
mA
PRh
. (1)
where “i “ is each day of the modeling period, Pi (m3) is the daily pumping measured by
Agost Water Supply Company, me (0.12) is the storage coefficient of Ventós-Castellar
aquifer; Ri (m3) is the daily groundwater recharge and Aw (5500000 m
2) represents the extent
of the saturated zone of aquifer. In turn, Ri can be calculated means of expression 2:
A
RR m
i .1000
(2)
where, Rm (mm) is the deep drainage output of HYDROBAL and A (m2) is the area of
permeable outcrops. A 1/1000 unit conversion factor is added so that Ri is ultimately
expressed in m3 day
-1. Aw is computed as the area of a circular sector as per expression (3),
where, r is the radius and θ is the angle of the sector expressed in radians:
2
.
2..
22 r
rAw (3)
Therefore the fully-developed expression of the lumped model allows us to calculate the
difference in head between each two consecutives daily steps, according to expression (4):
e
i
ii
mr
PAR
h
m
.2
.
.1000
2 (4)
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
93
4.3. Results and discussion
4.3.1. Rainfall characterization
Average annual rainfall during the study interval was 235 mm. This mean value is lower than
the average annual rainfall of the study area for the 1975/76 to 2007/08 period, which
amounted to 275 mm (Figure 2).
A classification of dry, average and wet years can be established based on deviations from the
mean rainfall (µ) (IGME, 2003). A given year is considered “average” when the annual
rainfall ranges between (µ-15%) and (µ+15%). If the annual rainfall is less than (µ-15%) or
higher than (µ+15%), the year is considered to be “dry” or “wet”, respectively. The 2002/03-
2007/08 interval comprises two dry years: 2002/03 (149 mm) and 2004/05 (133 mm), whose
values near the minimum of the long-term rainfall record; two average years, 2005/06 (243
mm) and 2007/08 (244 mm); and two wet years, (2003/04 (317 mm) and 2006/07 (322 mm).
Seasonal rainfall variability is proper to semiarid climates. During the study period, autumn
and spring seasons accumulated respectively 42% and 41% of total rainfall, which is
consistent with the findings of other authors (De Luis et al., 2000; Mayor, 2008). About 65%
of the rainy days present values below 5 mm (Figure 4). This is also in agreement with the
estimations by Chirino (2003) and Chirino et al. (2006), who indicated that most rainfall
events in this area present low intensity and short duration.
Previous hydrogeological studies carried out in this aquifer established that rainfall events
below 15 mm hardly ever produce an increase in the water-table level. Therefore, their
contribution to aquifer recharge is considered negligible (Andreu et al., 2001). Only 8% of the
rainfall events of the monitoring period exceeded 15 mm, which indicates that aquifer
recharge is concentrated in a few days of the year.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
94
Figure 4. Frequency distribution of daily rainfall (a), full modelling period (2002-2008), (b, c
and d) hydrological year type.
4.3.2. Effect of rainfall on aquifer recharge
A total of 264 rainy days were registered during the reference interval. In turn, the water table
was observed to rise in 27 occasions (Figure 5a). HYDROBAL shows a reasonable fit
between the pulse of recharge obtained by the model and the observed aquifer response
(Figure 5b).
Deep drainage estimates vary between 0 and 59 mm year-1
(Table 2). As a result, the average
annual recharge was established at 28 mm year-1
. This is consistent with other reports for
semiarid environments. Based on 26 studies in large basins (40-374 000 km2), predominantly
natural ecosystems, Scanlon et al. (2006) reported average recharge rates betweeen 0.2 to 35
mm year-1
. This value is relatively low in comparison with nearby karst aquifers of the Betic
range, which show an average recharge rates range from 7 to 208 mm year-1
(Andreu et al.,
2011; Andreo et al., 2008). An analysis by hydrological years indicates that just 5-6 rainfall
events, representing 9 to 17% of the total annual rainfall, cause most of the yearly aquifer
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
95
recharge (21-41 mm). During dry years, very few events produce aquifer recharge (< 2
events). In contrast, recharge events are more common in wet years (Table 2). Largely as a
result, rainfall seasonality is linked to recharge values. Autumn (37%) and spring (36%) show
the highest aquifer recharge values. Winter and summer together only accumulate 27% of the
recharge.
Figure 5. (a) Time series of daily rainfall and water-table level, (b) daily aquifer recharge
(output data of HYDROBAL model) and daily piezometric level.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
96
Table 2. Summary of annual water balances (2002-2008) calculated by HYDROBAL.
Comparison between annual rainfall and annual aquifer recharge.
Hydrological years Nº. of rainfall
days
Annual
rainfall
Nº. of rainfall events
that produce aquifer
recharge
Annual aquifer
recharge
Annual aquifer
recharge
(days /year) (mm) (events /year) (mm) (% of rainfall)
Dry years
2002-2003 37 149 2 3.3 2.21
2004-2005 36 133 0 0.0 0.00
Average years
2005-2006 46 243 6 21.5 8.85
2007-2008 42 244 5 40.8 16.72
Wet years
2003-2004 54 317 9 43.7 13.79
2006-2007 49 322 5 59.2 18.39
Total 264 1408 27 168.5 59.96
Average 44 234.66 4.5 28.08 9.99
HYDROBAL yields a high linear correlation between annual rainfall and estimated annual
aquifer recharge (r2 = 0.90) (Figure 6). This result is consistent with reports from aquifers
with similar climatic conditions in China, SW of USA and Australia (Kendy et al., 2004;
McMahon et al., 2006; Scanlon et al., 2005).
4.3.3. Effects of vegetation cover types and soil moisture content on groundwater recharge
HYDROBAL results indicate that open Stipa tenacissima steppes with dwarf shrubland in low
proportion (St) and degraded open land or bare soil (B) account for the highest deep drainage
values. This is more notable in wet and average years (Figure 7). It represents between 20%
and 27% of total rainfall (recharge rates respectively 382 mm and 277 mm), and consistently
yields higher recharge values than other vegetation covers: (AG) = 4%; (G) = 4%; (AS) = 4%;
and (S) = 3% of total precipitation. Previous studies have shown the importance of vegetation
in controlling recharge in natural ecosystems. Lysimeter studies in the Tengger Desert
(China) and the Chihuahuan and Mojave Deserts (SW USA) show that recharge is generally
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
97
higher in nonvegetated zones, whereas it can be zero in vegetated areas (Gee et al., 1994;
Leduc et al., 1997; Wang et al., 2004; Scanlon et al., 2005).
Figure 6. Relationship between the estimated annual aquifer recharge (output data of
HYDROBAL model) and annual rainfall.
Figure 7. Annual aquifer recharge by vegetation cover types. Abreviations: B, degraded open
land or bare soil; St, open Stipa tenacissima steppes with low cover of dwarf shrubland; AG,
afforested dry grasslands; G, dry grassland formations; AS, afforested thorn shrublands, and
S, scattered thorn and sclerophyllous shrublands.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
98
Other methods applied in the same aquifer, such as the Kessler (28-53% of annual rainfall)
and APLIS method (34-46 % of annual rainfall) overestimated the water recharge. These
methods did not consider the composition, coverage and vegetation structure (Touhami,
2007). This can explain the differences with the recharge rate estimated by HYDROBAL
model (10% of annual rainfall). Species composition and vegetation structure determine the
distribution of water flows through of canopy. High vegetation cover increases the
interception and reduces the net precipitation. It thus decreases infiltration (Domingo et al.,
1998; Návar et al., 1999). Hence, estimations that neglect the role of vegetation cover are
likely to overestimate recharge.
Another important factor regarding aquifer recharge is soil moisture. Despite the relatively
thin soil cover, modelling results show the importance of soil saturation on deep drainage
estimates. Figure 8 shows the evolution of the soil moisture versus precipitation and the
amount of recharge estimated by HYDROBAL. Rainfall pulses generate increase of soil
moisture rapidly before gradually fading out. This has some interesting implications. For
instance, the rainfall at the beginning of May 2003 was higher than 30 mm (Figure 8, see
event indicated with 1 value). Rain met with little moisture in the soil, and thus it increased
soil moisture up to field capacity before generating deep drainage. A very different behaviour
is observed for a rainfall event occurred in December 2003 (Figure 8, see event indicated with
2 values). While rainfall was only 20 mm in this second case, the recharge value is higher
because the soil was wetter. The water-table evolution during this period corroborates these
explanations, as the rise of water level in December is higher than in May.
4.3.4. Water-table evolution: estimated data vs. observed data
The temporal variation of groundwater recharge was evaluated by comparing observed and
calculated water-table variations for wet, average, and dry years (Figure 9). Calculations were
made by coupling the lumped model with deep drainage data estimated by HYDROBAL. The
r2 fit between the observed and estimated water-table years is 0.93 for wet, 0.89 for average
and 0.96 for dry years (Figure 10). This suggests that the lumped add-on is sufficiently robust
to depict reality.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
99
Figure 8. Influence of soil moisture in water recharge values, (a) daily rainfall and soil
moisture content, (b) daily recharge and piezometric level for the 01/02/2003 to 22/12/2003
interval.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
100
Figure 9. Comparison between water-table variations calculated by means of the model
using the deep drainage data estimated by HYDROBAL model and the observed additional
water-table variations in the Ventós-Castellar aquifer.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
101
Figure 10. Calibration results: Observed and calculated water-table elevation in dry, average
and wet hydrological year.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
102
These results must however be analyzed in the context of two considerations. In the first
place, the model assumes a prismatic shape that may change if there is a significant recovery
(or drop) in the water-table level. This would imply the need to readjust some of the input
parameters accordingly. And secondly, the model is sensitive to both daily recharge and
average storage coefficient. In this case, the soil moisture model and water-table evolution
model have been run iteratively in order to obtain an optimal correlation between both
parameters. The best fit corresponds to a storage coefficient of 0.12% and an average recharge
of 28 mm year-1
. From a conceptual standpoint the water-table evolution model assumes that
recharge in the saturated zone is instantaneous and equally distributed over time. This ignores
the storage and transfer functions proper to the epikarst and vadose zones, which partly delay
the response of the aquifer to rainfall events. As a result, the effect of individual recharge
episodes may be lost in the overall downward trend. Other potentially relevant issues, such as
the prior filling of fractures, have not been assessed due to the absence of sufficiently
comprehensive data.
Previous studies carried out in the same study area have reported similar results (Andreu et
al., 2010; Martínez-Santos and Andreu, 2010), also showing high correlation coefficient (r2 =
0.90).
4.4. Conclusions
This paper has presented a method to convert the deep-drainage estimate of the HYDROBAL
model into water table oscillations. The correlation between observed and estimated values (r2
= 0.87) allows to establish the average recharge of the Ventós-Castellar system at
approximately 10% of the annual rainfall. This value is consistent with many others across the
literature, but relatively low in relation to similar aquifers located within the same region. A
strong linear correlation (r2 = 0.90) was obtained between annual rainfall and recharge rate.
According to the model, aquifer recharge in wet years exceeds 15 times the recharge rate
during dry year. Overall, it is concluded that HYDROBAL provides a sufficiently reliable
estimate of groundwater recharge. Hence it is considered a valuable tool to underpin water
management practices in aquifers such as the one at hand.
4. Estimación de la recarga de un acuífero mediante la aplicación de un modelo hidrológico
103
Acknowledgements
This research was partially funded by the UNESCO (IGCP-513), the European Commission
(PRACTICE Project), by the Spanish Government through the Ministry of Science and
Innovation (CGL2008-03649 and CGL2004-03627/HID), Consolider program INGENIO
2010 (GRACCIE Project, CSD2007-00067), Generalitat Valenciana (ACOMP/2010/272 and
GV07/143) and AECID Scholarships from the Spanish Ministry of Foreign Affairs and
Cooperation.
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CAPÍTULO 5
EVALUACIÓN DEL IMPACTO DEL CAMBIO CLIMÁTICO EN EL
BALANCE HÍDRICO Y LA RECARGA DE UN ACUÍFERO EN UNA
REGIÓN SEMIÁRIDA DEL SURESTE DE ESPAÑA
Touhami I, Chirino E, Andreu JM, Sánchez JR, Moutahir H, Bellot J. Assessing of climate change
impacts on soil water balance and aquifer recharge in a semiarid region of south-eastern Spain. 2014.
Hydrology and Earth System Sciences (en revisión).
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
111
Resumen
Las previsiones del cambio climático en las zonas semiáridas tienen gran interés para los
académicos, técnicos y gobiernos. Se espera una disminución en la precipitación anual y un
aumento significativo de la temperatura media anual del aire; en consecuencia, se esperan
cambios en el balance de agua del suelo y la recarga a los acuíferos. En este contexto, nuestro
estudio tiene como objetivo evaluar el impacto del cambio climático en el balance de agua en
el suelo y la recarga en una zona semiárida (acuífero Ventós-Castellar, SE de España). Para
ello, se ha seleccionado el Modelo de Circulación General HadCM3, después de haberlo
comparado con otros dos modelos (ECHAM4 y CGCM2). Se ha utilizado un periodo de
estudio entre (2011-2099) bajo dos escenarios de emisiones, A2 y B2. Se han tomado los
datos de temperatura y de precipitación en los escenarios A2 y B2, después de una
regionalización (downscaling) para las proyecciones de cambio climático mediante el modelo
HadCM3, se introdujeron en un modelo hidrológico HYDROBAL para determinar el balance
de agua en el suelo. Los resultados del modelo HYDROBAL mostraron que el cambio
climático tendrá un impacto significativo en el balance hídrico del suelo en el área de estudio,
y muy especialmente en la recarga de las aguas subterráneas durante el último periodo. En
ambos escenarios A2 y B2, los años seleccionados para ejecutar el modelo HYDROBAL
mostraron una disminución en las componentes del balance de agua en comparación con el
periodo de referencia (1961-1990). Durante el último periodo (2071-2099) se esperan pocos
eventos de lluvia (> 15 mm) capaces de generar recargas en el acuífero y periodos secos más
largos (entre 148 a 173 días) y, en consecuencia, una reducción de la recarga media anual de
hasta un 17 % (49 mm). La metodología desarrollada en el presente estudio puede ser
adecuada para evaluar el impacto del cambio climático en la recarga de acuíferos, y puede
ayudar a los ingenieros, hidrólogos, gestores y planificadores a elaborar estrategias para el uso
eficiente y la conservación de los recursos de agua dulce.
Palabras clave: Recursos hídricos; recarga; balance de agua en el suelo; cambio climático;
modelo global de cambio climático; región semiárida
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
112
Este capítulo reproduce el siguiente manuscrito:
Touhami I, Chirino E, Andreu JM, Sánchez JR, Moutahir H, Bellot J. Assessing of climate
change impacts on soil water balance and aquifer recharge in a semiarid region of south-
eastern Spain. 2014. Hydrology and Earth System Sciences (en revisión).
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
113
Abstract
Climate change forecasts in a semiarid region are of much interest to academics, managers
and governments. A significant decrease in annual precipitation and a significant increase in
mean annual air temperature are expected; consequently, changes in soil water balance and
groundwater recharge to aquifers are expected as a response to climate change forecasts. In
this context, our study aimed to assess the impact of climate changes on soil water balance
and natural groundwater recharge in a semiarid area (Ventós-Castellar aquifer, SE, Spain). To
this end, we selected Global Climate Model HadCM3, after comparison with two other
models (ECHAM4 and CGCM2). We used a future time series (2011-2099) in two emission
scenarios, A2-high and B2-low. The air temperature and precipitation data in both climate
change scenarios were predicted using the downscaled HadCM3 model climate data. These
databases were coupled to a HYDROBAL hydrological model to determine soil water
balance. The HYDROBAL model results showed that climate change will have a significant
impact on the soil water balance in the study area, especially on groundwater recharge during
the latter period. In both the A2-high and B2-low scenarios, the selected years to run the
HYDROBAL model showed a decrease in water balance components in relation to the
baseline period (1961-1990). Over the latter period (2071-2099), we expect fewer rainfall
events (>15 mm) which promote aquifer recharges, longer dry summer seasons (between 148-
173 days) and, consequently, reduced average annual groundwater recharge, of up to 17% (49
mm), if compared to the baseline period. The methodology developed in the present study can
be beneficial to assess the impact of predicted climate change on groundwater recharge, and
can help engineers, hydrologists, managers and planners to devise strategies for the efficient
use and conservation of freshwater resources.
Key Words: water resources; groundwater recharge; soil water balance; climate change;
global climate model; semiarid regions
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
114
1. Introduction
Global climate change will have a strong impact on the hydrological cycle and, therefore, on
water resources in many regions of the world, which seems to be the general agreement
reached by academics and governments (IPCC, 2007, 2013). Groundwater is an essential
component of the hydrological cycle that might be seriously affected. Variability in annual
precipitation is expected to have direct consequences on groundwater resources. However, it
is hard to establish the globally potential effects because the relation between climate
compounds and groundwater is a rather complex one. For this reason, further advance in the
understanding of the impact that climate change will have on them is necessary because, on a
global scale, one third of the population depends on groundwater for drinking water.
Groundwater is crucial in many parts of the world, especially in semiarid areas where
dependence on groundwater is usually general. Therefore, groundwater resources may be
relatively robust in response to changes in driving climate variables under climate change if
compared with surface water given the buffering effect of groundwater storage. In this sense,
the role of groundwater in water resources management is particularly beneficial, because it
can be used to support public water supply projects and to study ecosystem services during
the drought periods expected in future climate change scenarios. Groundwater resources will
depend on changes in the volume and distribution (spatial and temporal) of natural recharge.
The latest Assessment Reports of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC,
2007, 2013) state that the mean air temperature on the global surface has increased by 0.6 ±
0.2ºC since 1861, and predicts an increase of 2-4ºC over the next 100 years. More frequent
intense and extreme weather events (including drought and flooding) are also expected. Based
on the predictions of the IPCC (2007, 2013), annual air temperatures will show a warming
rate of between 0.1 and 0.4°C per decade, but this impact could be particularly severe in south
European countries, such as Spain. The warming pattern shows a strong south-to-north
gradient, especially in summer, indicating warming across southern regions at a rate of
between 0.2 and 0.6°C per decade. Regarding annual precipitation, trends in Europe for the
1900-2000 period have shown a contrasting picture between northern Europe (10-40% wetter)
and southern Europe (up to 20% drier). In most European countries, these changes were more
marked in winter. Annual precipitation predictions in northern Europe indicate an increase
from 1-2% per decade, with a decrease of up to 1% per decade (and even up to 5% in
summer) in southern Europe. The frequency and duration of very wet periods have
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
115
significantly decreased in many regions in recent decades. These general simulations have
been specified for Spain, where an increase in the mean annual temperature of 2.5ºC and a
decrease in annual rainfall ranging from 2% in northern basins to 17% in southern basins are
expected. These predictions of climate change in south Europe, particularly in SE Spain, will
have a considerable impact on agriculture and water resources, especially on the natural
groundwater recharge of aquifers (Ayala-Carcedo and Iglesias, 2000; CEDEX, 2012).
However, quantifying the impact of climate change on groundwater resources requires both
reliable climate change forecasting and accurate groundwater recharge estimations (Maxwell
and Kollet, 2008). Hydrological models can be used to link climate change studies and
hydrological impact assessments. Hydrological models can be combined with climate
scenarios generated from downscaling of Global Climate Models (GCMs) to produce
potential scenarios of climate change effects on groundwater resources at locale scale.
Outputs from GCMs are usually combined with hydrological models to translate changes in
the atmosphere to variables that are directly relevant for water resources management. The
IPCC gives a set of GCMs (e.g., HadCM3 from the UK, ECHAM 4 from Germany, and
CGCM2 from Canada) with a well standardised group of scenarios (e.g., A1B, A2, B1, B2,
etc.) for climate impact studies. However, each GCM incorporates slightly different
assumptions and model structures that give different results for each model. One main
problem of GCMs is the difference in the spatial scale between global climate projections and
water resources management. Due to limitations in the understanding of local climate
processes, data and computing power, GCMs are typically run grid cells of large size (150 to
300 km). The current approach now allows the use of stochastic weather generators to provide
regional and local information from global change model simulations. It is possible to obtain
data series using statistical downscaling methods, which can be applied at the catchment
level. Downscaling methods combined with other modelling techniques, such as soil water
balance models, empirical models, conceptual models and more complex distributed models,
offer the chance to increase the degree of understanding about the effect on recharge (e.g.,
Chen et al., 2002; Croley and Luukkonen, 2003). A growing number of case studies has been
generated in an attempt to quantify the likely direct impacts on groundwater (Scanlon et al.,
2006; Hendricks, 2009; Green et al., 2011; Herrera-Pantoja and Hiscock, 2008; Viviroli et al.,
2010; Stoll et al., 2011; Thampi and Raneesh, 2012; Ali et al., 2012). A large number of these
studies have predicted decrease in recharge values during the 21st century. Therefore, the
effects of climate change on recharge may not be necessarily negative in all aquifers during
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
116
all periods of time (Green et al., 2011; Gurdak and Roe, 2010). In the Mediterranean region
like Spain, many climate change studies are consistent in predicting a reduction in
groundwater recharge (Manzano et al., 1998; Younger et al., 2002; Aguilera and Murillo,
2009; Guardiola-Albert et al., 2011; Hiscock et al., 2012; Raposo et al., 2013; Pulido-
Velazquez et al., 2014).
In this Mediterranean region, with high water consumption levels especially in SE Spain, as a
result of an economy that is largely dependent on intensive agriculture, and of exporting water
for urban supply, maximised in coastal areas with major tourist destinations, studies into the
impact of climate change forecasts on soil water balance and aquifer recharge become are
more important as they can help improve water management. In this context, the main
objective of this study was to assess the impact of climate change forecasts on soil water
balance and natural groundwater recharge in an aquifer in a semiarid area (SE, Spain). From
the three most widely used GCMs, we previously selected the most representative GCM of
the observed climate conditions (precipitation, minimum and maximum air temperature) of
the study site respect to the baseline period. In order to meet our objective, a small carbonated
aquifer was chosen, the Ventós-Castellar aquifer, which is a good representative example of
the carbonated aquifers in this region. We used the daily climate database from GCMs
proposed by the Spanish Meteorological Agency (AEMet, 2009) using a Statistical
Downscaling Method (SDSM). Air temperature and precipitation, based on the downscaled
output from a selected GCM, were coupled to a HYDROBAL hydrological model, which has
been previously tested in this semiarid area with very good results (Bellot and Chirino, 2013;
Touhami et al., 2013, 2014). Impact on groundwater recharge was assessed for two climate
change scenarios of the IPCC: A2-high and B2-low.
2. Study area
The study area (Figure 1) is a small aquifer called Ventós-Castellar (7 km2), located in the
Municipality of Agost in the province of Alicante in SE Spain (38º 28’N, 0º 37’W). Altitude
ranges from 300 to 840 m a.s.l., and slopes vary between 25-30% and are mainly south-
facing. The Ventós-Castellar aquifer consists chiefly of 80-120 metres thick fractured
cenomanian limestones, bound at the base by Albiense marls, while there are Upper
Cretaceous limestones and marls at the top.
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
117
Fig. 1. Geographical location and geological setting of the Ventos-Castellar aquifer.
The geological structure is characterised by a synclinal with its main axis tilted to the
southwest. On the southern and eastern aquifer borders, Albiense marls outcrop, while faults
come into contact with impermeable (cretaceous and tertiary) marls on its north and western
borders. The aquifer is completely isolated from other aquifer formations. Aquifer recharge
takes place through the direct infiltration of rainwater, while natural discharges were produced
mainly through the Agost spring located on the southern border of the carbonate outcrops.
Nowadays the spring is dry and is solely exploited for urban supply to the town of Agost.
Despite pumping not being too high (< 189.000 m3
yr-1
), the hydrological balance of the
system has been severely altered and, consequently, the water table has dropped more than 70
m over the last three decades. Short-term changes in groundwater levels suggest that aquifer
replenishment responds only to significant rainfall episodes. Thus, automated piezometric
records reveal that rises in the water table are observed for a few hours after each storm
(Andreu et al., 2010, 2011). The Ventós-Castellar aquifer is optimal for the purpose of this
paper for several reasons. In the first place, it has been under direct observation for the last 30
years. It presents an automatic weather station that undertakes continuous recordings and,
nowadays, it is equipped with two continuous-log piezometers. Hence, long-term climatic
data records (daily rainfall, air temperature, atmospheric pressure, wind speed and direction)
and water table elevations are readily available. Besides, its small size allows better
monitoring, showing a quick response to rainfall events (>15 mm), which provides a major
understanding of this aquifer.
1. Marls (Lower Cretaceous) 2. Limestones (Cretaceous) 3. Marls and limestones (Upper Cretaceous) 4. Marls (Miocene) 5. Boreholes 6. Springs
Spain
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
118
According to the Agost Meteorological Station database (1976-2010 period), this area has a
semiarid Mediterranean climate characterised by highly variable rainfall pulses, with a mean
annual rainfall of 275 mm and a mean annual temperature of 18.5ºC, the hottest occurring in
August (26.5ºC) and the lowest in January (12ºC). The interannual variability of precipitation
is very high, however the temporal distribution is the main abiotic factor to affect regeneration
of the vegetation cover in the semiarid area. Vegetation cover is sparse. Stipa tenacissima L.
is the dominant species, followed by Globularia alypum L., Brachypodium retusum (Pers.),
and scattered patches of Quercus coccifera L., mixed with reforested Aleppo pine (Pinus
halepensis Miller). Soils are shallow, thinner than 15 cm on average, developed over marl and
calcareous bedrock, and are classified as Lithic Leptosol (FAO/ISRIC/IUSS, 1998). It has a
silt-loam texture (17.7% clay, 50.9% silt, 8.4% fine sand and 23.0% coarse sand), an average
bulk density of 1.3 g cm-3
and porosity of 58% (Chirino, 2003).
3. Methodology
3.1. Climate change scenarios generation
Global Climate Models (GCMs) provide physical-based predictions of the way climate might
change as a result of increasing atmospheric CO2 concentrations and other trace gases. The
IPCC published a set of GCMs of which the most widely used are HadCM3, ECHAM 4 and
CGCM2. To assess climate change impacts, especially on the hydrological cycle, reliable
climate models are required. It is also necessary to have projections of socio-economic
developments and responses to climate change available in order to estimate anthropogenic
emissions of greenhouse gases and aerosols. Anthropogenic emissions coupled with any
natural climate change trends are referred to as emission scenarios. Among the scenarios
outlined, four marker scenarios, viz. A1, A2, B1 and B2, are most often used (Van Vuuren
and O’Neill, 2006). Scenarios A1 and B1 emphasise ongoing globalisation and project a
homogeneous world, whereas scenarios A2 and B2 emphasise social, economic and
environmental development on regional and local bases, and project a heterogeneous world.
Preliminarily to our study, two scenarios, A2-high and B2-low, generated by three GCMs
(HadCM3, ECHAM 4 and CGCM2) were adopted to assess the impact of climate change on
natural groundwater recharge. Scenario A2-high projects high population growth and slow
economic and technological development, while scenario B2-low estimates slower population
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
119
growth, rapid economic development and places more emphasis on environmental protection.
Scenario B2-low shows more concern for environmental and social sustainability if compared
to scenario A2-high. The climate series generation for IPCC scenarios, A2-high and B2-low,
were obtained for three future time series, 2011-2040, 2041-2070 and 2071-2099, which are
commonly used in scenario construction (IPCC, 2007). The daily climate data observed from
the 1961-1990 period were used as the baseline/current period to compare the model results
for future climate periods (AEMet, 2009).
3.2. Regional downscaling
GCMs show good accuracy when representing climate simulations on a global scale, but are
inaccurate when simulating regional climate. This spatial mismatch between GCM
predictions and local-scale climate parameters is a major constraint of site-specific impact
predictions’ reliability. Given their low resolution, GCMs do not consider the effects of local
factors (e.g., topography, land use, water body, coastlines, etc.) on model outputs (e.g. daily
precipitation and ground-surface air temperature). Therefore when studying small zones (e.g.
watershed), the outputs of GCMs must be downscaled to local or regional climate in order to
evaluate climate change impacts on a watershed scale. Several methods can be used for this
purpose, such as a Statistical Downscaling Method (SDSM). SDSM is a decision support tool
for assessing the local impact of climate change. It permits spatial downscaling between
large-scale atmospheric variables (predictors) and local or regional climate variability
(predictands) using multiple linear regression techniques (Wilby and Dawson, 2007).
In the last decade, several SDSMs have been used successfully for climate change studies
whose aim was to estimate groundwater recharge in different regions (Graham et al., 2007;
Marengo et al., 2009). In our study, we used the downscaling (SDSM method) database of the
Spanish Meteorological Agency (AEMet, 2009) within the Framework Programme of
European projects PRUDENCE (2004) and ENSEMBLES (2009). In both projects, the
downscaling of daily weather series (precipitation, maximum and minimum air temperature)
was divided into seven steps; (1) Quality control and data transformation; (2) Screening
predictor variables; (3) Model calibration; (4) Weather generation using observed predictors;
(5) Statistical analyses; (6) Graphing model output; and (7) Scenario generation using climate
model predictors. In this work we used data based on statistical SDSM method because it is
simple to use and can provide local point-scale climate variability from GCMs-scale output
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
120
(like HadCM3, ECHAM4 and CGCM2), which is required in climate change impact and
hydrological analysis studies of this nature on aquifer recharge.
3.3. HYDROBAL model description
Hydrological simulations were performed with the HYDROBAL model (Bellot et al., 1999,
2001; Bellot and Chirino, 2013). HYDROBAL is a model that integrates meteorological
conditions, vegetation characteristics and soil processes to simulate water balances in
ecosystems dominated by different vegetation types. The model estimates daily water flows
across vegetation canopy and soil water balance using a simple mass balance equation
calculated at a daily time step. This equation estimates the groundwater recharge (R) by
considering precipitation (P) to be input, less output by rainfall interception, actual
evapotranspiration (Eta), runoff (Roff) and change in soil water storage (θ). A brief description
of the model is presented herein, but a more detailed description and discussion of it can be
found in Bellot and Chirino (2013) and Touhami et al. (2013). The input data are: (1) soil data
(depth of soil, total porosity, field capacity, wilting point and initial soil moisture); (2) climate
data (rainfall, air temperature, relative humidity and global radiation); and (3) vegetation data
(plant cover, vegetation structure and species composition). Reference evapotranspiration
(Eto) is computed from climate variables by the Hargreaves-Samani method (Hargreaves and
Samani, 1982). Actual evapotranspiration (Eta) is estimated using a negative exponential
approach according to the k factor and Eto. The k factor is an empirical parameter that
integrates the structural and ecophysiological characteristics of vegetation cover types. The
model’s outputs variables (expressed in L m-2
day-1
) are: interception, net precipitation,
surface runoff, soil water reserves, actual evapotranspiration, direct percolation, slow
infiltration and deep percolation (or aquifer recharge). A multivariate sensitivity analysis of
the HYDROBAL model was performed. The model was calibrated during 1997/98 and
1998/99 on the basis of soil moisture using the Time Domain Reflectometry System
(Reflectometer Tektronic 1502C, Metallic TDR cable Tester, Tektronix, Beaverton, OR,
USA) from 0 to 30 cm (maximum soil depth) by employing 12 probes installed in the
experimental plots (Chirino, 2003; Bellot and Chirino, 2013). The HYDROBAL model has
been validated using water table records from 2002 to 2008 (Touhami et al., 2013). In the last
decade, the HYDROBAL model has been applied successfully under semiarid conditions to
analyse soil water balance on different vegetation cover types and to assess its effects on
runoff, evapotranspiration and soil moisture (Bellot et al., 1999; Chirino, 2003). It has also
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
121
been used to assess the effect of different land-use scenarios on water resources and aquifer
recharge (Bellot et al., 2001; Touhami et al., 2013, 2014).
3.4. Data processing
3.4.1. GCM selection for the analysis
In order to select the most representative GCM of the climatic conditions at the study site, we
selected the three most widely used GCMs in the European region from the IPCC Data
Distribution Centre: (1) The CGCM2 model represents the second generation coupled
Canadian global model (Flato et al., 2000). The model’s atmospheric component uses 10
levels with a regular horizontal resolution of 3.75°x3.75° (latitude x longitude), giving 97x48
grid points. It is important to note that the model consists of 365 days and does not take into
account leap years; (2) The HadCM3 model represents the third version of the coupled
atmosphere-ocean model presented by Gordon et al. (2000). Unlike the Canadian model, it
does not use surface flux adjustment procedures. The model’s atmospheric component
employs 19 levels with a regular horizontal resolution of 2.5°x3.75° (latitude x longitude) and
1.25ºx1.25º for the oceanic component, giving 96x73 grid points. Furthermore, the model
precisely conserves heat and whole water fluxes, being transferred between their different
grids; (3) The ECHAM4 model is based on the prevision model of the European Centre for
Medium Range Weather Forecast (ECMWF). It corresponds to the fourth version of the
coupled model, in which 19 vertical levels are used. Its horizontal resolution corresponds to a
128x64 grid points and it is constant in longitude with an increment of 2.81º, while it varies in
latitude (Roeckner et al. 1996).
For the purpose of comparing the performance of the three GCMs (HadCM3, ECHAM4 and
CGCM2) in relation to precipitation, maximum and minimum air temperature, a statistical
analysis was done using the multiple pair-wise comparisons of the Kruskal-Wallis non-
parametric test (XLSTAT©
, 2014). The first step focused on answering this question: Are
there differences between the observed data (precipitation, minimum and maximum air
temperature) at the study site and the databases of the three GCMs? For this purpose, we
analysed the database (precipitation, minimum and maximum air temperature) corresponding
to the 1976-1990 period. During this period, the databases of emission scenarios A2-high and
B2-low in each GCM were equal. The second step was to answer another question: Are the
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
122
forecasts of the three GCMs very different for the emission scenarios during the future
period? For this analysis, we compared the database (precipitation, minimum and maximum
air temperature) from the 2011-2099 period of the three GCMs for both emission scenarios.
The previous analysis results indicated that during the baseline period, the HadCM3 model
presented the most similar database (precipitation and air temperature) to the data observed
(1976-1990) in relation with the three analysed GCMs (p > 0.05, Table 1). The ECHAM4
database showed slight differences, while the CGCM2 database presented the largest
differences (p < 0.001, Table 1). In the second analysis, when we compared the forecast of the
three GCMs for emission scenarios A2-high and B2-low during the 2011-2099 period, we
observed that the databases of the HadCM3 model and ECHAM4 models presented similar
precipitation and minimum air temperature values (p > 0.05, Table 2) in both emission
scenarios (A2-high and B2-low). For maximum air temperature, we found significant
differences (p < 0.001, Table 2). In this case, the CGCM2 database also showed the largest
differences (p < 0.001, Table 2) if compared to the other GCMs. In summary, the HadCM3
model database represents the best fit according to the observed data (1976-1990) and
emission scenarios A2-high and B2-low during the 2011-2099 period. For this reason, we
selected the HadCM3 database as the most suitable model to assess the impact of climate
change forecasts on soil water balance and natural groundwater recharge in our study. This
model is extensively described in Gordon et al. (2000) and Pope et al. (2000), and has been
widely used in climate change studies by the IPCC (2007, 2013)..
Table 1. Comparison between the data observed for the Agost-Escuela meteorological station
and the databases for the same years between the baseline period for the GCMs (HadCM3,
ECHAM4 and CGCM2). The precipitation (P) database between the years 1976-1990 (N=15)
and minimum (min Tª) and maximum (max Tª) air temperature between 1980-1990 (N=11).
Results of the non-parametric test, multiple pair-wise comparisons of the Kruskal-Wallis test
and the post hoc Wilcoxon pairs comparison. Mean±standard error. For each climatic
variable, the values followed by the same letter are not significantly different at p < 0.05.
Variables Observed data Global Climate Models (GCMs)
p-values HadCM3 ECHAM4 CGCM2
P (mm) 302.6 ± 32.3a 303.7 ± 26.5a 236.7 ± 20.3ab 165.9 ± 11.9b <0.001
max Tª (ºC) 23.06 ± 0.33a 23.45 ± 0.17a 24.05 ± 0.14b 22.14 ± 0.17c <0.001
min Tª (ºC) 11.44 ± 0.40a 11.73 ± 0.18a 11.98 ± 0.10a 10.54 ± 0.14b <0.001
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
123
Table 2. Precipitation (P) and maximum (max Tª) and minimum (min Tª) air temperature for
the study period (2011-2099; N=90) and for the two scenarios (A2-high and B2-low): a
comparison of the GCMs (HadCM3, ECHAM4 and CGCM2). Statistical analyses were
performed using the Kruskal-Wallis test (XLSTAT©
, 2014). Mean±standard error. For each
climatic variable, the values followed by the same letter are not significantly different at p <
0.05.
Variables Global Climate Models (GCMs)
p-values HadCM3 ECHAM4 CGCM2
A2-high scenario
P (mm) 246.40 ± 9.17a 231.17±5.77
a 180.55±3.88
b <0.001
max Tª (ºC) 25.35 ± 0.18b 26.02±0.16
a 24.11±0.15
c <0.001
min Tª (ºC) 13.53 ± 0.18a 13.67±0.13
a 12.17±0.12
b <0.001
B2-low scenario
P (mm) 246.94 ± 10.51a 227.08 ± 6.39
a 166.59±4.12
b <0.001
max Tª (ºC) 25.05 ± 0.13b 25.79 ± 0.13
a 23.73±0.11
c <0.001
min Tª (ºC) 13.24 ± 0.13a 13.51 ± 0.11
a 11.82±0.09
b <0.001
3.4.2. Climate data compilation
As previously indicated, we selected regional projection precipitation and air temperature
(maximum and minimum) data based on the HadCM3 model database of the PRUDENCE
and ENSEMBLES projects. These data were obtained from the closest meteorological
stations to the study area. Two weather stations were selected to modelling the Ventós-
Castellar aquifer. Both of them are the most representative to determine the climatic
conditions of the study area, and hold the longest climate records available for this area. The
daily precipitation data of the baseline period (1961-1990) and three future periods (2011-
2040; 2041-2070; 2071-2099) for emission scenarios A2-high and B2-low were collected
from the Agost-Escuela weather station (376 m a.s.l., 38º 26’N; 0º 38’W). The maximum and
minimum temperatures data were collected from the Novelda weather station (241 m a.s.l.,
38º 23´N; 0º 46´W). By considering the different altitudes above sea level of the Novelda and
the Agost-Escuela weather stations, the maximum and minimum temperatures values were
corrected. The corrected factor was 0.50ºC/100 m a.s.l. for the minimum temperature and
0.75ºC/100 m a.s.l. for the maximum temperature. The temperature and precipitation data
during the 1991-2010 period were not considered in this study. From this database, we
determined the daily precipitation and air temperature (maximum and minimum) data in the
two climate change scenarios, A2-high and B2-low, used to run the HYDROBAL model.
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
124
In order to analyse the temporal variation of the microclimatic variables (precipitation,
minimum and maximum air temperature) throughout the study period (from 1961-1990 and
2011-2099), a General Linear Model univariate analysis was performed. Data were analysed
by two-way ANOVA using two factors: (1) the periods factor (1961-1990, 2011-2040, 2041-
2070 and 2071-2099) and (2) the emission scenarios factor (A2-high and B2-low). Annual
precipitation (Figure 2) and mean annual air temperature (maximum and minimum; Figure 3)
were used as the dependent variables. This statistical analysis was performed using the SPSS
v.18 package (SPSS Inc., Chicago, IL, USA).
Fig. 2. Annual precipitation during baseline period (1961-1990) and future period (2011-
2099). Data from output of HadCM3 model for A2-high (gray bar) and B2-low (black bar)
scenarios.
Baseline 1961-1990 2011-2040 No data 2041-2070 2071-2099
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
125
Fig. 3. Means annual temperature (maximum and minimum) during baseline period (1961-
1990) and future period (2011-2099). Data from output of HadCM3 model for A2-high (gray
line) and B2-low (black line) scenarios.
3.4.3. Model calculation: Output
The daily data (precipitation and air temperature) predicted with the HadCM3 model were
used in the HYDROBAL hydrological model to assess the impact of climate changes on soil
water balance and natural groundwater recharge in the Ventós-Castellar aquifer. One
representative year per decade was selected during the different analysed periods; the baseline
and future periods (emission scenarios A2-high and B2-low). The selected year had to meet
two conditions: (1) year with annual precipitation close to the mean precipitation of the
decade; (2) showing a similar monthly precipitation distribution to the mean monthly
distribution observed in the study area. According to the two conditions, the selected years per
analysed period were: during the baseline period (1961-1990), the years 1970, 1971, 1990; in
the future time series for scenarios A2-high; period (2011-2040), the years 2020, 2023, 2031;
period (2041-2070), the years 2047, 2058, 2066; and the period (2071-2099), the years 2078,
Baseline 1961-1990 2011-2040 No data 2041-2070 2071-2099
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
126
2084 and 2096. For scenario B2-low; period (2011-2040), the years 2017, 2021, 2033; period
(2041-2070), the years 2050, 2060, 2068; period (2071-2099), the years 2077, 2087 and 2098.
The HYDROBAL model was used to estimate soil water balance and aquifer recharge on the
main representative vegetation cover types of the study area. The vegetation types considered
were: (1) open Stipa tenacissima steppes with lesser dwarf shrubland cover (52% of the total
surface cover); (2) degraded open land or bare soil (0.5%); (3) afforested pine and dry
grassland (10%); (4) dry grassland (18%); (5) afforested pine and thorn shrubland (13.5%);
and (6) scattered thorn and sclerophyllous shrublands (6%). In order to determine soil water
balance on the aquifer scale, the model’s variable output values were weighted according to
the percentage of vegetation cover types on the aquifer surface. Further explanation is
presented in Touhami et al. (2013, 2014).
Finally in order to analyse the water balance results, the HYDROBAL model output variables
(precipitation, actual evapotranspiration, groundwater recharge, runoff, and soil moisture), a
General Linear Model univariate analysis was performed. Data were analysed by a two-way
ANOVA using two factors: (1) period factor, by considering the average during each period,
and the mean of the three selected years per period (1961-1990, 2011-2040, 2041-2070 and
2071-2099); (2) the emission scenarios factor: A2-high and B2-low. Given the aim to know
the temporal evolution tendency towards the end of the 21st century, several regression
analyses were also performed. A polynomial equation (y =a+bx+cx2) showed the best fit. This
statistical analysis was performed using the SPSS v.18 package (SPSS Inc., Chicago, IL,
USA).
4. Results and discussion
4.1. Effects of climatic change on precipitation and air temperature
The results indicate a significant decreasing of annual precipitation from the baseline period
(1961-1990) to the future period (2071-2099; p = 0.002, Table 3). The modelling predictions
suggest that mean precipitation will decrease by 12% during the last period (2071-2099) if
compared to the baseline period (1961-1990). These will be the equivalent to a reduction in
the average annual precipitation of up to 1.1% per decade. Neither differences between
emission scenarios (A2-high and B2-low) nor interactions between the assessed factors (p >
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
127
0.05, Table 3) were found. The report of the Centre for Studies and Experimentation of Public
Works, Spain (CEDEX, 2012), obtained a similar result, and predicted generally reduced
mean precipitation in Spain of 13% during the 2071-2099 period.
As a result of climate change forecasts, the number of days without precipitation (P = 0 mm)
will increase. Although a mean of 325 days yr-1
without rainfall was found during the baseline
period (1961-1990), this will increase to 344 days yr-1
during the last period (2071-2099).
Another consequence of climate change is that the duration of dry summer periods will
prolong. In the summers during the baseline period, a mean of 117 consecutive days without
significant rainfall (< 5 mm) was observed. However, by the end of the 21st century (2071-
2099), the summer dry periods are expected to last 173 days (5.7 months) in the A2-high
scenario and 148 days (4.9 months) in the B2-low scenario. Consequently, the duration of dry
seasons will increase from 26.5 to 47.8% depending on the emissions in the scenario. On the
northwest coast of Spain, Raposo et al. (2013) reported that dry seasons will prolong by
between 29.1% in the A2-high scenario and 16.5% in the B2-low scenario for the future
2071-2099 period, when compared to the baseline period. This increase in drought events will
become commoner in southern European regions (Hiscock et al. 2012). Therefore in the dry
summers during the last period, we can expect a sharp increase in water deficit, which will
produce greater plant water stress, higher plant mortality and, consequently, changes in the
species composition of landscape and degradation of vegetation cover due to extreme drought
conditions.
Previous hydrogeological studies carried out in the Ventós-Castellar aquifer have indicated
that rain events of < 15 mm are predominant (Chirino et al., 2006) and that these events
hardly ever produce an increase in the water table level (Andreu et al., 2002; Touhami et al.,
2013). Therefore their contribution to aquifer recharge is considered negligible. On the other
hand, we consider the rainfall events of >15 mm during the baseline period (120 events), we
can observe a decrease of almost 19-27% at the end of this century (23-32 rain events) in the
A-high scenario and the B2-low scenario, respectively.
The maximum air temperature will increase by 1.4ºC during 2011-2040, 2.7ºC during 2041-
2070 and 4.4ºC during 2071-2099 in comparison to the baseline period. The same pattern was
also observed for minimum temperature (an increase of 1.3ºC during 2011-2040, 2.5ºC during
2041-2070 and 4.0ºC during 2071-2099). These will be the equivalent to an increase in the
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
128
maximum and minimum temperatures of up to 0.4ºC per decade. A significant increase in air
temperature was also found towards the end of this century (p < 0.001, Table 3). The
scenarios factor affected air temperature. The A2-high scenario showed higher air temperature
(maximum and minimum) than B2-low (p < 0.01, Table 3), and some interactions between
both emission scenarios were also seen.
In this context, we wondered if we could find indicators of climate change for this region by
using only the annual precipitation value according to the climatic classification (bioclimatic
belts) of Rivas-Martínez (1983). The frequency distribution of analysing the annual
precipitation for the baseline (1961-1990) and the future (2011-2040, 2041-2070 and 2071-
2099) periods in relation to both the A2-high and B2-low scenarios from the HadCM3 model
provided some evidence for climate change. During the baseline period (1961-1990), 53% of
the years showed annual precipitation to be 200-350 mm (Figure 4), classified as a semiarid
climate according to the climatic classification (bioclimatic belts) of Rivas-Martínez (1983).
The predominance of years with annual precipitation falling within the semiarid climate range
(200-350 mm) was maintained during periods 2011-2040 and 2041-2070, However at end of
the 21st century, the years with precipitation below 200 mm yr-1
will predominate (>62% in
both scenarios; Figure 4), which corresponds to an arid climate. These results, along with the
expected increase in air temperature, are indicators of climate aridification in the study area at
end of the 21st century, which is expected to affect soil water balance.
The results of the predicted scenarios for precipitation (a decrease in annual precipitation of
up to 1.1% per decade) and air temperature (an increase in the mean air temperature of up to
0.4ºC per decade) agree with the Assessment Reports of the Intergovernmental Panel on
Climate Change in southern Europe (IPCC, 2007, 2013). Similar results were confirmed in
the Alicante region, SE Spain, where Aguilera and Murillo (2009) estimated a decrease in
annual precipitation of up to 1% and an increase in the mean air temperature of up to 0.45ºC
per decade for the future 100-year series when compared to the baseline period (1961-1990).
Christensen et al. (2007) compared the results of eight Regional Climate Models (RCMs) in
basins in south Spanish basins for the same climatic scenarios, A2-high and the B2-low, with
the baseline period (1961-1990). In this previous work, the future climate simulated with the
HadCM3 model reported similar results in terms of increases of 0.5ºC in air temperature and
slightly higher results in relation to the annual precipitation (2% per decade) during the 21st
century. As expected, the results predicted for semiarid regions, which is the case of our study
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
129
area, will be slightly higher than the results predicted for wetter regions. On the Island of
Majorca, Candela et al. (2009) used the same GCM, HadCM3, and estimated a less marked
decrease in annual precipitation of up to 0.1% per decade and an increase in the mean air
temperature of up to 0.2ºC if compared to the control period 1970-2000. Larger differences
were observed if compared to studies done in northern Spain. The estimated data results from
the work of Raposo et al. (2013), in Galicia-Costa, NW Spain, used different RCMs to predict
a decrease in annual precipitation by up to 0.2% per decade, and an increase in the mean air
temperature of up to 0.1ºC during the future 2071-2100 period if compared to the control
period of 1961-1990. The works of Candela et al. (2009) and Christensen et al. (2007) found
significant differences between scenarios A2-high and B2-low for variable precipitation, but
no significant differences in air temperature.
As a result of climate changes (especially an increase in air temperature and decrease in
precipitation), a high risk of some European plant species becoming extinct and the
introduction of others are expected, which will modify species’ regional distribution (Thuiller
et al., 2005). Bakkenes et al. (2006) obtained similar results after modelling stable areas of
plant species distribution for the present century in different climate change scenarios. This
study suggests that 10-50% of plant species in European countries, especially in south
Europe, are likely to disappear from their current location by 2100 given the absence of
climate change mitigation.
Tab
le 3. P
recipitatio
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25
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23
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23
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0.1
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14
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0.0
09
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1*
**
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
131
Fig. 4. Frequency distribution of annual precipitation for the baseline period (1961-1990) and
the future period (2011-2040, 2041-2070 and 2071-2099) respect to the both scenario A2-
high and B2-low from the HadCM3 model. The climatic classification based in the works of
Rivas-Martínez (1983), determine three bioclimatic belts for this region ranges from dry (350-
600mm), semiarid (200-350mm) and arid climate (<200mm).
4.2. Water balance results for climate change scenarios
After applying the HYDROBAL model’s water balance (Table 4) to the Ventós-Castellar
aquifer, the results show a decreasing in the annual average of all the output variables of water
balance at the end of this century, especially in the A2-high scenario. The average recharge
during the last period, 2071-2099, will decrease by up to 17% if compared to the baseline
period (1961-1990). Several previous studies have reported results that came close to the
values observed in our study. On the Island of Majorca (Spain), Younger et al. (2002)
similarly estimated the same decrease in mean aquifer recharge of up to 16% during the future
Scenario A2-high
Scenario B2-low
Time (year)
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
132
100-year series if compared to the pre-1995 values. In the Almonte-Marismas aquifer
(Doñana wetland), SW Spain, using the HadCM3 projections between 2071-2099 vs. the
1961-1990 baseline period, Guardiola-Albert and Jackson (2011) indicated that the mean
annual recharge rates will decrease by 14%. The same reduction value for scenario A2-high
(14%) has been reported by Pulido-Velazquez et al. (2014) in the Serral-Salinas aquifer in
Altiplano, Murcia, SE Spain, after applying different RCMs. Other studies carried out in the
Iberian Peninsula have shown lower recharge. Candela et al. (2009) investigated the impacts
of climate change on groundwater recharge in the Inca-Sa Pobla coastal aquifer for the year
2025. They indicated a decrease in natural recharge of 12.5% if compared to 1980-2005,
which could be due to differences in the compared periods. In Galicia-Costa, N Spain, Raposo
et al. (2013) estimated lower decrease in recharge of up to 9% for the 2071-2100 period if
compared to the 1961-1990 one, which is in accordance with the wetter climatic conditions in
the north. While studying the effect of climate change on natural groundwater recharge in four
karstic aquifers (Jumilla-Villena, Solana, Serral-Salinas and Peñarrubia) in the province of
Alicante, SE Spain, by applying the ERAS model, Aguilera and Murillo (2009) observed a
notable decrease (50%) in the mean annual groundwater recharge values for 1900-2000. This
major difference in the change in recharge percentage might be due to these authors adopting
a different methodological approach and a distinct baseline period to our study.
It is predicted that the available water volume for groundwater recharge will decrease over the
entire 21st century. In the later years of this century, we will observe lower annual
precipitation if compared to the baseline period in both scenarios and, consequently,
groundwater recharge will diminish (Table 4). The temporal variation analysis of the
HYDROBAL model’s output variables, by averaging the three selected years per period,
indicated a significant decrease in all the water balance components (recharge, actual
evapotranspiration, runoff and soil moisture; p < 0.01; Table 5) with different amplitudes. We
did not find significant differences between scenarios (p > 0.05; Table 5). In both scenarios
(A2-high and B2-low), a second-grade polynomial equation with a significant fit (p > 0.05)
showed a temporal decrease in the HYDROBAL model’s output variables from the baseline
period to the end of this century (Figure 5).
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
133
Table 4. Water balance results for climate change under A2-high and B2-low scenarios from
HadCM3 between the baseline period and the future years. P, precipitation; Roff, runoff; Eta,
actual evapotranspiration; R, groundwater recharge; and θ, Soil moisture.
Baseline period A2-high scenario
1970 1971 1990 2020 2023 2031 2047 2058 2066 2078 2084 2096
P (mm) 279 297 303
323 274 200 273 220 249 246 167 141
Eta(mm) 178 212 201
190 170 172 165 197 175.7 193.6 151 127
R (mm) 73 72 76
97 73 41 78 47 36 37 22 11
Roff (mm) 4.0 5.2 5.0
5.3 4.6 3.8 3.7 4.6 4.0 4.0 3.3 2.2
θ (%) 13.8 14.5 13.6 14.2 14 13.9 13.3 14.2 13.5 13.5 13 12.4
Baseline period
B2-low scenario
1970 1971 1990 2017 2021 2033 2050 2060 2068 2077 2087 2098
P (mm) 279 297 303
285 269 201 222 259 216 193 167 178
Eta(mm) 178 212 201
160 181 152 172 167 141 159 134 131
R (mm) 73 72 76
83 61 26 38 59 40 25 20 36
Roff (mm) 4.0 5.2 5.0
4.2 4.1 3.2 3.6 4.1 2.8 3.2 2.5 2.9
θ (%) 13.8 14.5 13.6 13.8 14.1 13.4 13.6 13.6 12.6 13.3 12.9 12.8
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
134
P (
mm
)
100
150
200
250
300
350
R2
= 0,7138 **
R2
= 0,8055 ***
Et a
(m
m)
120
140
160
180
200
220
R2
= 0,4670 *
R2
= 0,7163 **
R (
mm
)
0
20
40
60
80
100
120
R2
= 0,7486 ***
R2
= 0,6454**
Time (year)
1960 1980 2000 2020 2040 2060 2080 2100 2120
Ro
ff (m
m)
2,0
2,5
3,0
3,5
4,0
4,5
5,0
5,5
R2
= 0,6879 **
R2
= 0,7058 **
Fig. 5. Tendency of the temporal evolution of output variables of HYDROBAL model for
future period in both scenarios emission: A2-high (white circle and polynomial regression as
dashed line), and B2-low (black circle and polynomial regression as solid line). Data of output
variables of HYDROBAL model in each selected year. Quadratic Polynomial Equation (y
=a+b*x+c*x2) and determination coefficient (significant level* p<0.05; ** p<0.01; ***
p<0.001).
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
135
Soil water content and annual rainfall distribution play a key role in the on deep drainage
volume or aquifer recharge. In the A2 scenario, the year 2058, with less annual precipitation
(220 mm), will produce a higher aquifer recharge (47 mm) than the year 2066 (P = 249 mm;
R = 36 mm; Figure 6). This result is due to a higher rain event concentration in the spring of
2058 (Figure 6), which will bring about a sustained increase in soil water content and,
consequently, in aquifer recharge. However, in 2066, we will observe more separate rain
events. Although an increase in soil water content will take place, the increase in aquifer
recharge was not observed (Figure 6). We observe a similar result in the B2-low scenario. The
year 2098, with 23 mm less of annual precipitation, will produce 10 mm more of aquifer
recharge than the year 2033 (Figure 6). The explanation is the same as that indicated
previously for the A2-high scenario.
Fig. 6. Temporal variation of daily precipitation, soil moisture and aquifer recharge by means
of HYDROBAL model by analysed years 2058, 2066 for A2-high and 2033, 2098 for B2-low
scenarios (P: precipitation, black bar, R: recharge, dash-dot line and θ: soil moisture, grey
solid line).
Average annual value 2058 A2-high
P=220 mm; R=47 mm and θ=14.2%
(%)θ
(%)
Average annual value 2066 A2-high
P=249 mm; R=36 mm and θ=13.5%
(%)θ
(%)
Average annual value 2098 B2-low
P=178 mm; R=36 mm and θ=12.8%
θ (
%)
Average annual value 2033 B2-low
P=201 mm; R=26 mm and θ=13.4%
θ (
%)
Tab
le 5. W
ater balan
ce results; P
, precip
itation; R
off , ru
noff; E
ta, actu
al evap
otran
spiratio
n; R
, gro
undw
ater recharg
e; θ, S
oil m
oistu
re for th
e
stud
y p
eriod an
d th
e two scen
arios (A
2-h
igh an
d B
2-lo
w). T
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eneral L
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od
el univ
ariate results u
sing tw
o facto
rs: (1) p
eriod: co
nsid
ering
one av
erage y
ear per d
ecade (3
years/p
eriod/scen
ario) in
each p
eriod (1
961
-1990, 2
011
-2040, 2
041
-2070 an
d 2
071
-2099) an
d (2
) scenario
s (A2
-
hig
h an
d B
2-lo
w). M
ean ±
standard
error; N
=3; T
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D p
ost h
oc test; th
e valu
es follo
wed
by th
e same letters (a
-b) w
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s do
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differ sig
nifican
tly at p
= 0
.05.
Perio
d facto
r
Scen
ario facto
r
Main
effects and
interactio
ns
1
96
1-1
99
0
20
11
-20
40
20
41
-20
70
2
07
1-2
09
9
A
2-h
igh
B
2-lo
w
P
eriod
Scen
ario
Perio
d x
Scen
ario
P (m
m)
29
3.0
0 ±
4.5
6a
25
8.6
6 ±
19
.95
a 2
39
.83
± 9
.71
ab
18
2.0
0 ±
14
.56
b
2
47
.66
±1
6.1
5
23
9.0
8 ±
13
.97
<0
.00
1
0.5
71
0.9
81
Eta (m
m)
19
7.1
4 ±
6.4
9a
17
0.7
2 ±
5.4
9ab
1
69
.73
± 7
.40
ab
14
9.2
6 ±
10
.23
b
1
77
.68
± 6
.79
16
5.7
5 ±
7.2
5
<
0.0
02
0.1
49
0.7
54
R (m
m)
73
.42 ±
0.8
3a
63
.76 ±
10
.90
a 4
9.5
4 ±
6.6
4ab
2
4.9
3 ±
3.9
8b
55
.11 ±
7.6
5
50
.71 ±
6.4
8
<
0.0
05
0.1
44
0.8
29
Roff (m
m)
4.7
5 ±
0.2
4a
4.2
0 ±
0.2
9a
3.8
0 ±
0.2
5ab
3
.01
± 0
.26
b
4
.14
± 0
.26
3
.74
± 0
.25
<0
.00
1
0.5
50
0.8
26
θ (%
) 1
3.9
4 ±
0.1
7a
13
.91±
0.1
1a
13
.47 ±
0.2
1ab
1
2.9
8 ±
0.1
6b
1
3.6
6 ±
0.1
7
13
.49 ±
0.1
5
<
0.0
05
0.3
66
0.7
89
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
137
The study area has a high potential vulnerability to climate changes. The changes projected in
the precipitation and air temperature regime will significantly influence the average annual
recharge of the Ventós-Castellar aquifer. We will observe that during the last 2071-2099
period, the change in the percentage of aquifer recharge vs. the baseline period (1961-1990)
will considerably decrease by up to 17% (49 mm) (Table 5). This will imply a significant
reduction in the groundwater level, and will affect the main drinking water source of the town
of Agost (5 000 inhabitants). The forecasts of changes in vegetation cover (species
distribution and composition), according to Thuiller et al. (2005) and Bakkenes et al. (2006),
will give rise to additional changes in forecasts of soil water balance and aquifer recharge. It
is necessary to devise specific policies on water resources management in accordance with
future forecasts. Therefore, adaptation measures to climate change in the water resources field
for the Ventós-Castellar aquifer are necessary. Planning water resources projects using the
principles of precaution, organisation and efficiency will prove most profitable in the future.
Although climate change has been widely recognised, research into the impacts of climate
change on the groundwater system is relatively limited. This is perhaps because long-term
historical data are required to analyse the characteristics of climate change, and these data are
not always available. A physically-based groundwater system model undergoing possible
climate change based on available data is very important to overcome regional water
resources problems in the future. Although uncertainties are inevitable, new response
strategies in water resource management based on the model may be useful (Scibek and Allen
2006; Green et al. 2011).
5. Conclusions
The present study analyses the impact of climate change on groundwater recharge by
applying the HYDROBAL model, based on projections of downscaled precipitation and air
temperature data in a semiarid region of SE Spain. The climate change projections computed
by the HadCM3 model in the A2-high and B2-low emissions scenario for the Ventós-
Castellar aquifer show a significant decrease in precipitation and a significant increase in air
temperature by the end of the 21st century. The HYDROBAL model results revealed that
during the last period (2071-2099), climate change will have a major impact on soil water
balance in the study area, especially on groundwater recharge, of up to 17% if compared to
the baseline period (1961-1990). However, the studied models of socioeconomic and
5. Evaluación del impacto del cambio climático en el balance hídrico y la recarga de un acuífero
138
environmental development (A2-high and B2-low) will have a similar impact on soil water
balance and aquifer recharge. The analysed data suggest a transition from the semiarid
condition during the baseline period (1961-1990; 53% of the years with annual precipitation
between 200-350 m) to the arid condition at end of the century (2071-2099; 62% of the years
with annual precipitation <200 mm), This may be attributed to the decrease in mean annual
precipitation and the increase in mean air temperature observed during the last period. The
Ventós-Castellar aquifer will be drier in general, especially at end of the 21st century, which
will affect water balance and, consequently, annual groundwater recharge, ecosystem services
and socio-economic activities.
Acknowledgements. This research was supported by the UNESCO (IGCP-513), the European
Commission (PRACTICE project), the Spanish Government through the Ministry of
Economy and Competitiveness (ECOBAL project, CGL2011-30531-C02-01 and SURVIVE
project, CGL 2011-30531-C02-02), the Consolider programme INGENIO 2010 (GRACCIE
project, CSD2007-00067), and the Generalitat Valenciana (FEEDBACKS-PROMETEO;
ACOMP/2010/272 and GV07/143).
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CAPÍTULO 6
RESUMEN Y DISCUSIÓN DE LOS
RESULTADOS
6. Resumen y discusión de los resultados
147
En esta sección se integran los principales resultados obtenidos en el marco de esta tesis
doctoral. Estos resultados pueden ser sintetizados en 4 apartados.
1. Estimación de la recarga y comparación entre varios métodos de balance de
agua en el suelo
La estimación de la recarga entraña una extraordinaria dificultad. Ello se debe a que está
influenciada por numerosos factores: meteorológicos, geomorfológicos, edafológicos,
de cobertura vegetal, etc. Este gran número de factores y variables explica que su
estimación pueda abordarse con enfoques y métodos muy diversos (Samper, 1998;
Arnold et al., 1998). La aplicación de un método u otro depende, entre otros, del
objetivo del estudio, de las características del medio, de las condiciones ambientales
existentes, del rango de precisión deseable y de la disponibilidad económica para su
aplicación. La incertidumbre asociada a cada método corrobora la necesidad de aplicar
varias técnicas distintas para estimar la fiabilidad de las estimaciones de la recarga
(Lerner et al., 1990; Samper, 1997; Scanlon et al., 2002; Sanford, 2002). El
conocimiento previo que se tenga del acuífero y el modelo conceptual de su
funcionamiento es fundamental a la hora de elegir los métodos de los que se disponga
de información suficientemente representativa capaz de acotar correctamente los
parámetros requeridos.
La presente investigación se ha beneficiado de la investigación hidrogeológica y
ecológica previa sobre la zona de estudio. Así, la combinación de un buen conocimiento
del modelo de funcionamiento de este acuífero conjuntamente con el desarrollo de un
modelo de balance de agua en el suelo, cuyo objetivo inicial era avanzar en el consumo
de agua por parte de la vegetación en estos ambientes semiáridos, lo que ha permitido la
utilización de este método para tratar de cuantificar y precisar la recarga del acuífero del
Ventós-Castellar.
La aplicación del método del balance de agua en el suelo es un método directo e
intuitivo que puede utilizarse para cualquier tipo de medio, incluyendo los acuíferos
kársticos como es el caso del Ventós-Castellar. Aunque su utilización en ambientes
6. Resumen y discusión de los resultados
148
semiáridos fue cuestionada por el mayor peso de la componente evapotranspiración
frente a la precipitación para intervalos temporales más o menos amplios. La posibilidad
de poder efectuar los cálculos a nivel diario con ayuda computacional ha resuelto este
inconveniente (Custodio, 1997; Samper, 1998).
Las características concretas que presenta este acuífero hacen que este método de
balance de agua en el suelo se haya mostrado totalmente adecuado para estimar la
recarga. Así, el acuífero presenta unas dimensiones reducidas, dispone de un sistema de
seguimiento muy completo y ha mostrado un comportamiento hidrodinámico muy
rápido, tanto a las extracciones, por parte de los bombeos, como a las entradas de agua
procedentes de las precipitaciones:
- Sus reducidas dimensiones han permitido disponer con un cierto grado de detalle su
delimitación, su geología, su cobertera edáfica y vegetal, así como otras variables físicas o
biológicas. Además, la estimación y extrapolación de las componentes hidrológicas
(obtenidas de medidas puntuales) al área del acuífero conlleva menores incertidumbres.
- El seguimiento de las variables meteorológicas (precipitación, temperatura, viento,
radiación solar etc.) e hidrogeológicas (piezometría y caudales) ha sido prácticamente
continua a lo largo de casi una década a nivel diario. En este sentido conviene destacar la
información de las extracciones del acuífero, aspecto extremadamente difícil y complejo
de alcanzar en acuíferos más extensos.
- Por último, su rápido comportamiento hidrodinámico, característico de acuíferos
kársticos (Pulido-Bosch, 2001; Andreu et al., 2003; Liñán, 2003), puede explicarse por la
convergencia de dos aspectos. El primero debido a la disposición y geometría del acuífero.
Así, el buzamiento de la serie carbonatada y, por tanto, el muro del acuífero hacia la zona
de drenaje natural próxima a la ubicación de los piezómetros de registro favorece una
rápida circulación del agua hacia dicho sector. El segundo, una karstificación, que aunque
no muy evidente en superficie, debe presentar en su interior, a tenor de los parámetros
hidráulicos obtenidos (transmisividad). Todo ello explicaría que los caudales del antiguo
manantial de Agost presentasen fuertes oscilaciones y que actualmente los registros
6. Resumen y discusión de los resultados
149
piezométricos reaccionen a escasas horas después de los eventos lluviosos de cierta
magnitud (Andreu et al., 2006).
Dado que los balances de agua en el suelo pueden realizarse utilizando mayor o menor
número de variables, lo que supone establecer distinto grado de complejidad, la presente
investigación se planteó utilizando 3 métodos para comparar el grado de fiabilidad que
mostraban los resultados obtenidos de los mismos. En el capítulo 3 se ha presentado el
estudio comparativo entre tres métodos de balance de agua: THORNTHWAITE,
(Thornthwaite y Mather, 1955), VISUAL BALAN v2.0, (Samper et al., 1999; Espinha-
Marques et al., 2011) e HYDROBAL (Bellot et al., 1999, Bellot y Chirino, 2013).
Los valores de recarga estimados por los 3 métodos deben ser validados. Para ello se
utilizó un modelo agregado que permite reproducir las oscilaciones piezométricas en
función de las estimaciones de recarga aportados por los métodos de balance de agua en
el suelo. El modelo agregado utilizado trata de reproducir lo mejor posible la geometría
del acuífero Ventós-Castellar. Este modelo agregado permitió efectuar la calibración,
análisis de sensibilidad y validación a partir del ajuste entre el nivel piezométrico
calculado y observado (Capítulo 3 y apéndice 2).
La ubicación en ambiente semiárido y la respuesta rápida del acuífero permiten diferenciar
los eventos de recarga de manera independiente y sin prácticamente superposición. La
rápida circulación por la zona saturada permite establecer una excelente correspondencia
entre los eventos que generan recarga y las respuestas piezométricas.
El método THORNTHWAITE, el más sencillo, solo tiene en cuenta en su cálculo del
balance hídrico el contendido de agua en el suelo, pero no el efecto de la cubierta
vegetal en dicho proceso. Por estas razones, los valores de recarga calculados por dicho
modelo sobrestiman el valor real. Resultados semejantes han sido obtenidos por varios
autores en otros lugares de características similares (Ferguson, 1996; Kerkides et al.,
1996; Kar y Verma, 2005; Dripps y Bradbury, 2007; McCabe y Markstrom, 2007;
Sharma et al., 2010). HYDROBAL y VISUAL BALAN son códigos relativamente
parecidos por lo que la estimación de los valores de recarga también muestran
6. Resumen y discusión de los resultados
150
resultados semejantes. No obstante, el modelo HYDROBAL permitió obtener un mejor
ajuste entre los niveles observados y calculados en comparación con los otros modelos.
La recarga media del acuífero Ventós-Castellar corresponde aproximadamente al 10%
de la precipitación anual, pudiendo variar entre el 0-18% (periodo 2002-2008). Los
valores medios de recarga obtenido mediante el modelo HYDROBAL son ligeramente
superiores a los obtenidos para este misma zona aplicando otras metodologías (Andreu
et al., 2001, 2002; Bellot et al., 2001; Chirino, 2003) y algo inferiores a los obtenidos
por Touhami (2007) a partir del método de Kessler y el método APLIS. Aunque estos
métodos han mostrado muy buenos resultados en otros acuíferos kársticos de la
Cordillera Bética, su utilización siempre ha sido en condiciones más húmedas (Andreo
et al., 2004, 2008; Durán et al., 2004). Sin embargo, cuando se comparan con otros 26
estudios en ecosistemas naturales de ambientes semiáridos las estimaciones obtenidas se
encuentran dentro del rango habitual (Scanlon et al., 2006).
2. Las características de la precipitación y sus efectos en la recarga
Las características semiáridas de la región, así como el tipo de precipitaciones que en
ella se producen, controlan la escasa recarga de este acuífero. La utilización de los
balances de agua en el suelo confirman que, a grandes rasgos, la recarga del acuífero
está asociada principalmente a la magnitud de la precipitación, obteniéndose los
mayores valores durante los años más húmedos. Los valores de recarga calculados
mediante el modelo hidrológico HYDROBAL (capítulo 4) muestra que a mayores
valores de precipitación anual le corresponde mayores cuantías de recarga. Se observa
una función lineal entre la recarga y la precipitación (capítulo 4). Este resultado es
consistente con otros trabajos con condiciones climáticas similares (Leduc et al., 2001;
Favreau et al., 2002; Kendy et al, 2004; Flint et al., 2004; Scanlon et al., 2005, 2006;
McMahon et al., 2006).
De igual forma se corrobora que este acuífero está sometido a años en los que no se
produce alimentación natural alguna (capítulo 4). Esta escasa alimentación del acuífero
explica que el comportamiento piezométrico recuerde en gran medida a la que presentan
6. Resumen y discusión de los resultados
151
los acuíferos sobreexplotados, si bien, en este caso la explotación es relativamente
pequeña (DGOHCA-ITGE, 1998).
Entre las variables que controlan la recarga se encuentran las características de la
precipitación (Singh, 1988). La recarga depende de la infiltración del agua en el suelo,
la cual es función, entre otras, de la intensidad de la precipitación, la duración del
evento y su distribución espacio-temporal. El análisis realizado por años hidrológicos
(capítulo 4), donde se seleccionaron años húmedos, medios y secos, indica que se puede
establecer una media anual de aproximadamente 5 eventos de lluvia capaces de generar
entradas en el acuífero Ventós-Castellar. La mayor parte de las precipitaciones que se
producen en esta área se caracterizan por su baja cuantía e intensidad. Así, el 65% de las
lluvias durante el periodo de estudio (2002-2008; capítulo 4) fueron inferiores a 5 mm.
Este patrón pluviométrico condiciona la recarga y pone de manifiesto el bajo número de
eventos de lluvia que podrían generar precipitaciones eficaces.
Un aspecto importante que ha pretendido abordar esta investigación ha sido establecer
cuál es el valor mínimo de lluvia necesario para que se produzca recarga en el acuífero.
En trabajos previos se nombró umbral de infiltración y apuntaban valores entre 15 y 17
mm (Andreu et al., 2002; Touhami, 2007), valores próximos a los obtenidos en otros
acuíferos de idéntica naturaleza en Baleares (Bolzicco y Morales, 1998). A partir de los
balances de agua en el suelo, se ha podido corroborar que el volumen de lluvia que
puede generar recarga depende en gran medida del estado de humedad que presenta el
suelo en el momento en que se produce la precipitación. Por ello, no es posible
establecer un umbral de infiltración único. Sí se podría proponer un umbral de
infiltración seco, entendiendo por ello, el valor de precipitación mínima que después de
haber alcanzado el suelo su punto de humedad más bajo se necesitaría para que las
lluvias recargasen el acuífero y provocasen una respuesta en la piezometría. Es decir,
para ello los eventos lluviosos deberían estar distanciados suficiente tiempo para que en
el suelo haya disminuido su humedad a su valor mínimo. Este tipo de eventos no son
difíciles de encontrar en este tipo de ambientes semiáridos. Los resultados obtenidos
indican que incluso así el umbral ha variado entre 15-20 mm, según el evento,
6. Resumen y discusión de los resultados
152
variación que demuestras que otros factores como la intensidad de la lluvia deben
afectar al proceso de recarga.
Además, de intentar establecer la magnitud mínima de la lluvia para generar recarga, el
empleo de los balances de agua en el suelo ha permitido entender el comportamiento de
la piezometría frente a los eventos de lluvia. Algunas precipitaciones de menor cuantía
eran capaces de generar ascensos de nivel superiores a otras de mayor magnitud
(capítulo 4 y apéndice 1). El estado de saturación del suelo parece uno de los principales
responsables de la respuesta piezométrica respecto a las precipitaciones.
Por último, se ha podido constatar que la recarga también refleja la distribución
estacional de la precipitación (De Luis et al., 2001; Chirino, 2003; Mayor, 2008). Las
precipitaciones se producen aproximadamente por igual en otoño (septiembre-
noviembre) y primavera (abril-mayo) en la que alcanzan un 42% y 41% de la lluvia
anual respectivamente. Esta distribución se refleja en las cuantías de recarga obtenidos,
de manera que con 37% en otoño y 36% en primavera, son las estaciones que más
recarga producen.
3. El papel de la cobertura vegetal y la humedad del suelo en la recarga
En general, es importante destacar que la vegetación actúa como regulador hídrico entre
el suelo y la atmósfera. Por tanto, el conocimiento de su distribución espacial y temporal
y sus características estructurales son cuestiones de gran relevancia desde el punto de
vista eco-hidrológico. Muchos de los modelos de estimación de la recarga dan menos
peso a este factor, algunos no lo consideran y esto influye mucho en la estimación del
balance hídrico de un área determinada.
La utilización del modelo de balance de agua en el suelo HYDROBAL ha permitido
estudiar la influencia de la cubierta vegetal y de la humedad de suelo en el proceso de
recarga del sistema acuífero Ventós-Castellar. El modelo se ha empleado bajo dos
supuestos: (1) sin tener en cuenta la vegetación y (2) teniendo en cuenta la cobertura
vegetal que presenta actualmente el área de recarga del acuífero. Para ello se elaboró
6. Resumen y discusión de los resultados
153
una cartografía de detalle de su superficie, en la que se distinguieron los 6 tipos de
vegetación [suelo sin vegetación (SV), espartal (E), pastizal seco (Ps), matorral (M) y
las formaciones de pinar sobre pastizal seco (Pps) y pinar sobre matorral (Pm)] más
representativos sobre el área de recarga del acuífero. Se ha comprobado (capítulo 4) una
excelente correspondencia entre los pulsos de recarga que el modelo de balance de agua
en el suelo estima con las entradas registradas. Aunque ambos supuestos suelen generar
los mismos eventos de recarga, la principal diferencia entre ellos radica en la magnitud
del drenaje profundo estimado. El ajuste de la evolución piezométrica simulada, si no se
toma en consideración la vegetación, queda muy alejado de los datos reales observados
(capítulo 3 y apéndice 2). Estos resultados indican que, a pesar de que en este tipo de
ambientes semiáridos la cobertura vegetal no parece estar muy desarrollada, su
influencia en la recarga es más que significativa (Bellot y Escarré, 1989; Derouiche et
al., 1996; Chirino, 2003; Wang et al., 2004; Scalon et al., 2005; Mayor, 2008).
La precipitación se divide en distintos componentes al atravesar el dosel vegetal
(intercepción, trascolación y escorrentía cortical), modificándose el volumen e
intensidad de la lluvia que alcanza la superficie (precipitación neta). Esta redistribución
de la lluvia incidente, así como de la intensidad y extensión espacial depende en gran
medida de la especie vegetal, su diversidad y sus proporciones, entre otros (González-
Hidalgo et al., 1997; Bochet et al., 1999; Reid et al., 1999; Mergen et al., 2001; Llorens
y Domingo, 2007). Por consiguiente, no sólo la presencia o ausencia de vegetación, sino
también la composición y diversidad de la misma puede esperarse que afecten a la
función hidrológica de una zona semiárida. Los resultados obtenidos han puesto de
manifiesto que las superficies de suelo con menor cobertura vegetal como el caso del
Espartal, (E) y suelo sin vegetación o suelo desnudo (SV), son las que muestran una
mayor contribución a la magnitud de la recarga (Capítulo 4). En concordancia con los
resultados de otros autores (Parker, 1983; Navar y Bryan, 1990; Domingo et al., 1998
Navar et al., 1999), la cubierta vegetal disminuye la cantidad de agua que llega al suelo
por el efecto de la intercepción, que puede alcanzar hasta el 24% de la precipitación neta
(Chirino, 2003). Además, esta componente está relacionada con la estructura y
composición de la formación vegetal, así como por la densidad de plantas, y el
biovolumen y el drenaje del dosel. También, la composición de especies y el incremento
6. Resumen y discusión de los resultados
154
de la cobertura vegetal aumentan el consumo hídrico de la formación que, a su vez,
incrementan la transpiración, reduciendo la precipitación neta y el drenaje profundo, y
por consiguiente, influyen sobre la recarga hacia el acuífero (Bellot y Escarré, 1989;
Bellot, 1989; Derouiche, 1996; Derouiche et al., 1996, Domingo et al., 1998; Navar et
al., 1999; Huber e Iroumé, 2001; Chirino, 2003).
En regiones áridas y semiáridas la mayor parte de las pérdidas del agua en la superficie
del suelo se deben a la evapotranspiración, con valores superiores al 95% de la
precipitación (Wilcox et al., 2003) mientras que el drenaje puede considerarse
prácticamente nulo (Scanlon et al., 2006). Es por esto que pequeños cambios en la
evapotranspiración, como consecuencia de modificaciones en la cobertera vegetal,
pueden generar grandes variaciones en el drenaje profundo (recarga) y provocar
impactos en la hidrología subterránea (Noy Meir, 1973; Roberts, 2000; Rodríguez-
Iturbe et al., 2001; Eagleson, 2002; Arora, 2002; Gerten et al., 2004; Rodríguez-Iturbe y
Porporato, 2004). Sin embargo, otros estudios desarrollados en zonas mediterráneas
semiáridas (e.g., Cerdà, 1997; Bochet et al., 2006; Mayor, 2008) y en otras zonas
semiáridas del mundo (Dunkerley y Brown, 1995; Reid et al., 1999; Schlesinger et al.,
1999; Neave y Abrahams, 2002; Bhark y Small, 2003) han obtenido mayores tasas de
infiltración en las superficies cubiertas por vegetación que en las superficies de suelo
desnudo para condiciones de lluvia natural o simulada. Por consiguiente, las diferencias
en el comportamiento hidrológico entre los suelos desnudos y las manchas de
vegetación se atribuyen comúnmente a la mejora general de la estructura del suelo
debida a la interacción con las plantas y que, típicamente, se refleja en un mayor
contenido de materia orgánica, una mayor estabilidad de agregados, y en una
disminución de la densidad aparente y de la compactación superficial (Greene, 1992;
Bochet et al., 1999; Eldridge y Rosentreter, 2004).
Otro aspecto que el modelo HYDROBAL ha mostrado con claridad ha sido que, el
volumen de recarga que genera cada evento de lluvia depende en gran medida del
estado de humedad que presenta el suelo en el momento en que se produce la
precipitación. Este aspecto queda reflejado cuando lluvias de menor magnitud, generan
mayores tasas de recarga, y por consiguiente, mayores ascensos piezométricos que otras
6. Resumen y discusión de los resultados
155
lluvia con mayor magnitud (capítulo 4 y apéndice 1). El estado de humedad del suelo
previo a la precipitación condiciona las características hídricas del suelo. De forma
general, podemos concluir que el volumen de las precipitaciones y la humedad del suelo
determinan el tipo de recarga. La mayor recarga de los acuíferos se produce con
precipitaciones cuya cuantía supera el valor de la capacidad de almacenamiento del
agua en el suelo.
Las ventajas del modelo HYDROBAL respecto a los demás modelos utilizados: (1) ha
sido desarrollado específicamente para las zonas semiáridas, (2) al mismo tiempo, se
puede aplicar en varios tipos de cobertura vegetal, (3) utiliza pocas variables del suelo y
la vegetación para determinar el balance de agua en el suelo, (4) el factor vegetación es
altamente considerado al contrario que VISUAL BALAN, donde carece la
consideración del factor vegetación en el cálculo del balance hídrico. En el caso de
HYDROBAL, la vegetación se considera como una comunidad de plantas con una
capacidad de consumo de agua (factor k) en proporción a su capacidad estructural y
funcional, y (5) Su independencia respecto al mecanismo de desplazamiento del agua en
la zona no saturada. Esto implica evitar la difícil estimación y calibración de los
parámetros y variables que intervienen en dicho proceso. En la última década, el modelo
HYDROBAL se ha aplicado con éxito para analizar el balance de agua en el suelo en
los diferentes tipos de cobertura vegetal y evaluar sus efectos sobre la escorrentía, el
drenaje profundo, la evapotranspiración y la humedad del suelo (Bellot et al., 1998;
2001; Chirino, 2003; Bellot y Chirino, 2013).
4. Efectos del cambio climático en el balance hídrico y la recarga del acuífero
Ventós-Castellar
Según las proyecciones del cambio climático (capítulo 5 y apéndice 3), el clima del
sureste peninsular sufrirá cambios en su temperatura y se volverá más cálido. Las
proyecciones realizadas mediante el modelo de circulación global (MCG; HadCM3) con
los escenarios de emisión de gas de efecto invernadero (A2 medio-alto y B2 medio-
bajo) han mostrado una tendencia progresiva al incremento de las temperaturas máxima
y mínima alrededor de 4ºC y una disminución de las precipitaciones estimadas del 12%
6. Resumen y discusión de los resultados
156
a finales del siglo XXI respecto al periodo base 1961-1990. Los dos escenarios
seleccionados abarcan un amplio margen de variación, por lo que se consideran
suficientemente representativos del conjunto de escenarios (IPCC, 2007; AEMet, 2009).
Todo parece indicar que el efecto conjunto de la subida de temperaturas y de la
disminución de la precipitación incrementará la frecuencia de olas de calor y de sequía.
Hiscock et al. (2012) pronostican un incremento del periodo de sequía en las regiones
del sur de Europa alrededor del 20%. De hecho, la frecuencia y la duración de los
periodos muy húmedos han disminuido de manera significativa en las últimas décadas
en estas regiones meridionales de Europa (Polemio y Casarano, 2004; Schär et al., 2004;
Good et al., 2006). Sin embargo, otros estudios han observado que algunas de esas
proyecciones de sequías y olas de calor podrían estar ligeramente sobrestimadas, debido
a las incertidumbres relacionadas con los parámetros de concepción de los modelos de
circulación global, seguida de los escenarios de emisiones y de la modelización
hidrológica (Lenderink et al., 2007).
El análisis estadístico mediante ANOVA efectuados a las series de datos de la zona de
estudio ha mostrado diferencias significativas entre los escenarios A2 y B2 en los
valores de temperaturas, sin embargo, apenas reflejan diferencias en las precipitaciones.
Los mismos resultados fueron encontrados por Candela et al. (2009) y Christensen et al.
(2007) en otros ambientes semejantes. Para el acuífero Ventós-Castellar las
proyecciones pronostican un incremento del periodo de sequía entre 26-48% respecto a
los escenarios B2 y A2 a finales del siglo XXI. Además, se establece un incremento de
la aridez del clima de la zona de estudio a finales del siglo XXI, 62% de los años con
precipitaciones inferiores a 200 mm/año respecto a la clasificación climática de Rivas-
Martínez (1983). Esto afectará negativamente a las disponibilidades de agua y, en
consecuencia, al tipo de cubierta vegetal, incrementando el estrés hídrico y la
competencia de las plantas por el recurso agua, lo que provocará una modificación del
hábitat de algunas especies vegetales en el sur de Europa (Thuiller et al., 2005) y la
desaparición entre 10-50% del hábitat de algunas especies vegetales a finales de 2100
según un estudio de Bakkenes et al. (2006).
6. Resumen y discusión de los resultados
157
Los resultados obtenidos para este acuífero (capítulo 5 y apéndice 3) han puesto de
manifiesto el efecto que tiene el cambio climático sobre sus recursos hídricos. El
balance hidrológico del acuífero Ventós-Castellar se afectará por el cambio climático de
forma que puede causar impactos sustanciales en la disponibilidad de los recursos
hídricos. Los resultados obtenidos de las predicciones del cambio climático muestran
que la recarga del acuífero Ventós-Castellar registrará una disminución del 17% (49
mm). Esta afección se debe en gran medida a una clara disminución de los eventos de
lluvia (>15mm) capaces de generar entradas al acuífero Ventós-Castellar, con
disminuciones estimadas en torno al 23-32% en ambos escenarios A2 y B2
respectivamente a finales del siglo XXI.
Estudios similares (Younger et al., 2002; Christensen et al., 2007; Guardiola-Albert y
Jackson, 2011; Pulido-Velázquez et al., 2014) obtuvieron resultados con reducciones en
el valor medio de recarga de acuíferos de hasta 16 % en los próximos 100 años. Sin
embargo, también otros trabajos han mostrado menor disminución del valor de recarga
entre 9-12% (Candela et al., 2009; Raposo et al., 2013). Esta diferencia en el cambio en
porcentaje de recarga podría ser debido a que los autores adoptaron un enfoque
metodológico diferente y un período de referencia distinto a nuestro estudio además de
las condiciones climatológicas que caracteriza cada región. Sin embargo, no hay que
perder de vista las incertidumbres relacionadas con los impactos del cambio climático
sobre los recursos hídricos que se derivan, principalmente, de la incertidumbre existente
respecto a los aportes de precipitación y, en menor medida, de las incertidumbres con
relación a las emisiones de gases de efecto invernadero, o respecto a las sensibilidades
climáticas o a la sensibilidad inherente a los propios modelos hidrológicos.
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CAPÍTULO 7
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
7. Conclusiones y recomendaciones
171
Las principales conclusiones obtenidas en el presente trabajo de tesis doctoral, que se
presenta por compendio de publicaciones, se resumen a continuación:
1. El modelo hidrológico HYDROBAL contribuye a la sistematización del conocimiento
respecto al efecto de las precipitaciones y de la cubierta vegetal en el balance hídrico y
la recarga del acuífero. Los resultados alcanzados mediante su aplicación,
evidentemente mejorables, representan una contribución a la gestión de los recursos
hídricos. La principal ventaja que aporta el modelo HYDROBAL es su independencia
respecto al mecanismo de desplazamiento del agua en la zona no saturada. Esto implica
evitar la difícil estimación y calibración de los parámetros y variables que intervienen
en dicho proceso.
2. Se ha podido constatar, que debido a su emplazamiento climático (región semiárida), el
acuífero Ventós-Castellar recibe un número reducido de eventos de lluvia anual
capaces de general precipitaciones eficaces, lo que produce una baja tasa de recarga.
Las características semiáridas de la región, así como el tipo de precipitaciones (alta
estacionalidad), controlan la escasa recarga de este acuífero. De igual forma, existen
periodos sin recarga que pueden llegar a superar un año hidrológico. Por lo que la
existencia de periodos secos se traducen en descensos en los niveles piezométricos que
no se recuperan a corto ni a largo plazo. Por eso, las extracciones de agua en este tipo de
acuíferos han de realizarse de forma controlada.
3. La aplicación del modelo HYDROBAL ha mostrado con claridad que, el volumen de
recarga que genera cada evento de lluvia depende en gran medida del estado de
humedad que presenta el suelo en el momento en que se produce la precipitación. A
pesar de la escasa cobertera vegetal existente sobre este acuífero, el papel que juega la
cubierta vegetal en la reducción de la precipitación neta y, por consiguiente, en el
proceso de recarga parece tener bastante importancia.
4. Los resultados obtenidos respecto a las previsiones futuras del cambio climático en el
acuífero Ventós-Castellar revelan una tendencia generalizada a una menor precipitación
anual y un incremento de la temperatura máxima y mínima en los escenarios estudiados
7. Conclusiones y recomendaciones
172
(A2 y B2). Los cambios de precipitación tienden a ser más significativos en el escenario
A2. Por otra parte, se puede concluir que hay un incremento de la duración del periodo
de sequía y de la aridez del clima en la zona de estudio a finales del siglo XXI. Esto
afectará negativamente a las disponibilidades de agua y, en consecuencia, al tipo de
cubierta vegetal, incrementando el estrés hídrico y la competencia de las plantas
respecto al recurso agua.
5. Finalmente, la modelación del funcionamiento y la recarga del acuífero Ventós-
Castellar bajo diversos escenarios según los efectos que el cambio climático pueda tener
en esta región, muestra una clara disminución de la recarga a finales del siglo XXI, ya
que los eventos de lluvia capaces de generar recarga o entradas significativas al acuífero
experimenta una clara disminución en ambos escenarios respecto al periodo base 1961-
1990.
7. Conclusiones y recomendaciones
173
Recomendaciones finales
Las principales recomendaciones que podemos destacar de este trabajo de Tesis son:
1. Los resultados de esta tesis son alentadores en cuanto a la aplicación del modelo
HYDROBAL dirigido a la estimación del balance hídrico y la recarga de acuíferos a
escala local. No obstante, existen algunos aspectos que deben ser reforzados.
Recomendamos evaluar la capacidad predictiva del modelo mediante su aplicación en
regiones con ambientes más húmedos, así como en otras formaciones vegetales con
diferente estructura y composición a la evaluada en el acuífero Ventós-Castellar.
2. El Ayuntamiento de Agost, la Diputación de Alicante, y la empresa gestora del agua en
la comarca son los beneficiarios directos de los resultados obtenidos en esta tesis.
Considerando los resultados obtenidos de las predicciones del cambio climático
realizadas mediante el modelo HadCM3 (modelo acoplado atmósfera-océano del Centro
Hadley, R.U.), y el modelo hidrológico HYDROBAL, además del estado de
agotamiento del acuífero Ventós-Castellar (única fuente de abastecimiento del pueblo
de Agost), es necesario establecer políticas específicas de gestión de recursos hídricos y
de adopción de medidas de adaptación al cambio climático. Sugerimos que el
Ayuntamiento de Agost, La Diputación de Alicante, y la empresa gestora (AQUAGEST
LEVANTE S.A.) del sistema acuífero Ventós-Castellar deben realizar los estudios
correspondientes y tomar las medidas que procedan para facilitar su recuperación,
aplicando el principio de precaución y preparando un proceso de planificación,
organización, y eficiencia que resultará muy rentable a largo plazo.
Apéndice 1
Touhami I., Andreu J.M., Bellot J., García-Sánchez E. y Pulido-Bosch, A. 2010. Contribución
de algunos eventos de recuperación al conocimiento de la recarga en el acuífero del Ventós.
Geo-Temas 10, ISSN: 1567-5172.
177
Apéndices 1
Contribución de algunos eventos de recuperación al
conocimiento de la recarga en el acuífero del Ventós
(Alicante)
Resumen
Generalmente, los acuíferos kársticos suelen responder más o menos rápido a los pulsos
de recarga. Estos pulsos se transfieren en aumentos de caudal en las surgencias y
elevaciones de nivel en los sondeos. El acuífero del Ventós es un ejemplo en el que las
entradas de agua reflejan los ascensos de la lámina de agua en pocas horas.
Aprovechando que se trata de un acuífero muy pequeño, en el que únicamente existe un
sondeo que bombea sus aguas y se dispone de un buen sistema de registro de las
variables hidroclimáticas, se ha intentado realizar un estudio preliminar sobre la cuantía
de recarga que han generado algunos episodios de lluvia. Los resultados obtenidos
demuestran que los valores medios de recarga se sitúan en un 33% de la precipitación
eficaz, si bien la dispersión entre distintos eventos es elevada. En cualquier caso, se
tiene la oportunidad de utilizar esta metodología para validar las estimaciones de la
recarga realizadas mediante otros procedimientos.
Palabras clave: recarga natural, acuífero kárstico, nivel piezométrico, Ventós, Alicante.
178
1. Introducción
La estimación de la recarga en un acuífero es uno de los aspectos necesarios para poder
cuantificar los recursos de aguas subterráneas disponibles. Ello es especialmente
importante en aquellos lugares de características climáticas áridas o semiáridas, con
escasos recursos superficiales, y cuya economía se basa en gran medida en las
aportaciones subterráneas. En la literatura se puede encontrar un amplio espectro de
metodologías y herramientas empleadas en su conocimiento y cuantificación. La
aplicación de una técnica en particular u otra dependerá del tipo de acuífero, las
características hidroclimáticas, los datos existentes y los medios, tiempo y recursos
disponibles (Lener et al., 1990; Scanlon et al., 2002; Andreo, 2004, Touhami, 2007).
Desgraciadamente a la hora de establecer la recarga de estos sistemas no siempre se
dispone de datos adecuados y suficientemente representativos que permitan acotar
correctamente los diferentes parámetros que intervienen.
Por otro lado, una gran parte de los acuíferos, sobre todo en aquellos de gran extensión,
las variaciones de nivel por precipitaciones eficaces suelen estar amortiguadas por el
efecto de los bombeos, el desfase de circulación por la zona no saturada y el efecto
regulador que ejercen las propias reservas del sistema, lo que conlleva cierta dificultad a
la hora de establecer la infiltración eficaz a partir de la información directa en las
fluctuaciones piezométricas. Por el contrario, las variaciones de nivel suelen ser
bastante más frecuentes en los acuíferos kársticos, especialmente en aquellos de
pequeñas dimensiones. El acuífero del Ventós, ubicado aproximadamente a 20 km al
NW de Alicante, es un pequeño acuífero kárstico de aproximadamente 7 km2
(Rodríguez-Estrella, 2003), el cual presenta unas características singulares para el
empleo de esta metodología.
El principal objetivo del presente trabajo ha sido realizar una primera estimación de la
recarga, ya que a pesar de que sus recursos no son muy elevados, tiene una gran
importancia para la abastecimiento de la localidad de Agost. Además de las
características físicas, en este acuífero se conocen con notable precisión los parámetros
de salida, así como la variación de las reservas, lo cual permite acotar adecuadamente la
fracción de la lluvia que alcanza la franja saturada.
179
2. Características hidrogeológicas
El acuífero Ventós está formado por una secuencia de aproximadamente 150 m de calizas
micríticas y calizas margosas cretácicas pertenecientes al dominio Prebético de la
Cordillera Bética. Estos materiales reposan sobre margas del Cretácico inferior que
constituyen el impermeable basal. La disposición estructural es de un sinclinal de
dirección NE-SW, cuyo eje se hunde hacia el SW. Esta disposición origina que el propio
impermeable basal constituya sus límites laterales en su parte oriental y meridional,
mientras que los límites occidental y septentrional se producen como consecuencia de
fallas que ponen en contacto los materiales acuíferos con materiales de carácter
impermeable como son las margas del Cretácico Superior y Terciario. Esta disposición
hace que a grandes rasgos, el acuífero coincida prácticamente con el relieve positivo que
conforma la sierra del Ventós.
Desde el punto de vista climático el acuífero se emplaza en un ámbito mediterráneo de
características semiáridas. La temperatura media anual es de 18,5 ºC y la precipitación
media anual es de 274 mm, lo que significa que este acuífero se ubica en una de las zonas
más secas de la Península Ibérica. Conviene destacar que la frecuencia de precipitación
en esta región muestra que el número de días de lluvia al año varía entre 20 y 70;
cuando se analizan las cuantías de tales precipitaciones se observa que el número de
días al año con lluvias superiores a 15 mm es muy reducido, variando entre 2 y 8
(Andreu et al., 2006).
Actualmente este acuífero se explota únicamente por un solo bombeo, el cual se sitúa
próximo al antiguo manantial de descarga. Las extracciones se destinan en su totalidad al
abastecimiento público de la localidad de Agost. Las extracciones medias anuales en los
últimos años (1998-2006) presentan como media algo más de 200.000 m3/año (Figura 1).
Si bien éstas no parecen ser cuantitativamente muy elevadas, la desaturación del acuífero
ha sido significativa, en torno a los 50 m (Figura 2), lo que supone más del 50% del
vaciado total que ha experimentado este acuífero.
180
Figura 1. Evolución de los bombeos en el acuífero.
La evolución piezométrica de los últimos años muestra un descenso más acusado durante
la primera etapa del registro (años 1999 y 2000) debido, por una parte, a las mayores
extracciones, pero sobre todo a la escasez de precipitaciones efectivas como consecuencia
de la sequía que padeció esta región. A partir de entonces es posible identificar episodios
de recuperación de nivel.
Figura 2. Evolución piezométrica y tramos de recarga analizados.
70
75
80
85
90
95
100
105
110
115
120
125
9-2-99 9-2-00 8-2-01 8-2-02 8-2-03 8-2-04 7-2-05 7-2-06
Fecha
Pro
f. N
P (
m)
5
4
3
1
2
0
0,1
0,2
0,3
1998 2000 2002 2004 2006
Bom
beos (
hm
3)
181
Los ascensos piezométricos son muy rápidos tal y como corresponde a este tipo de
acuíferos kársticos. La disposición y geometría del acuífero unido a la karstificación
parecen tener bastante influencia en el comportamiento hidrodinámico frente a los pulsos
de entrada. Así, el buzamiento de la serie carbonatada y, por tanto, el muro del acuífero
hacia la zona de drenaje natural próxima a la ubicación del piezómetro de registro favorece
una rápida circulación del agua hacia dicho sector. Ello explica que el inicio de la
recuperación tenga lugar a escasas horas después de comenzar la lluvia eficaz. Los
registros de niveles han permitido constatar que la entrada se produce en dos etapas. Una
primera rápida de una duración variable entre unas horas y unos días y una segunda etapa
más lenta que conlleva semanas (Andreu et al., 2006).
3. Metodología
Debido a las condiciones tan particulares que muestra este acuífero: extensión reducida,
ubicación en un área con muy pocos eventos de recarga, comportamiento hidrodinámico
muy rápido frente a la recarga, total conocimiento de las salidas que se producen en el
mismo y un buen seguimiento de la variables climáticas y piezométricas, es posible
llegar a cuantificar cuál es el la magnitud de las entradas que se producen en él a partir
del comportamiento piezométrico y la cuantificación de las extracciones. Este
procedimiento presenta como principales ventajas su sencillez, la escasa información
que requiere y la independencia respecto a los mecanismos de infiltración y tránsito del
agua en la zona no saturada. Por contra, el principal inconveniente de este método recae
en la dificultad de encontrar ejemplos que presenten las particularidades antes citadas.
El método, por tanto, está basado en la cuantificación de los volúmenes de agua
extraídos del acuífero entre intervalos de tiempo que muestren la misma cota
topográfica del nivel piezométrico; es decir, dado que cada evento de recarga origina
una rápida respuesta en el nivel, de forma que se produce una recuperación, la
cuantificación de los volúmenes bombeados permite una buena aproximación de las
entradas que tal evento originó en el acuífero.
182
4. Resultados
La aplicación de esta metodología se ha realizado durante casi 3 años (mayo de 2003 y
marzo 2006), periodo de tiempo en que se ha podido disponer de un seguimiento
piezométrico continuo y sin lagunas. Las lecturas de nivel se realizaron con una sonda
piezo-resistiva en intervalos de tiempo de 30 minutos y con una precisión centimétrica
(Andreu et al., 2006). Durante este periodo se registraron tan sólo 8 episodios de recarga
en el acuífero. No obstante, cabe la posibilidad de que este valor pudiera incrementarse
en un par de eventos, ya que se han descartado aquellos episodios lluviosos que no han
provocado ascensos de nivel superiores a 3 cm. La razón de ello se debe a la
incertidumbre que genera que tales variaciones de nivel no se deban realmente a
entradas de agua, sino a las oscilaciones del nivel consecuencia de variaciones en el
régimen de bombeo. En cualquier caso, hay que tener en cuenta que se trataría de
eventos de recarga de muy escasa entidad.
La cuantificación de la recarga ha debido realizarse agrupando algunos eventos y
cuantificando la recarga de forma conjunta. Ello se debe a la superposición entre los
mismos, es decir, que tenga lugar un primer episodio de entrada en el acuífero, y antes
de que haya terminado de ascender el nivel piezométrico, ocurre un segundo. Por ello,
el número de tramos de recarga analizados ha sido de 5, aunque tan sólo en 3 de ellos se
ha podido aplicar el método. La Tabla 1 recoge los resultados obtenidos.
El primero de los tramos de recarga corresponde a una lluvia que se repartió entre los
días 6 (30,8 mm) y 8 (9 mm) de mayo de 2003. Como consecuencia de ello el nivel
subió 0,35 m. El segundo tramo se produjo con la lluvia del 15 de noviembre del
mismo año (35 mm) en el que se produjo una recuperación de 49 cm. En el tercer tramo
ocurrido a partir de la precipitación del 9 de diciembre de 2003 (20 mm), el ascenso fue
de 1 m.
183
Tabla 1. Sumario de los tramos de recarga analizados. P: precipitación total de las
lluvias que generaron recarga. A: ascenso del nivel piezométrico. VB: volumen
bombeado hasta volver al nivel previo al ascenso piezométrico. T: intervalo de tiempo
empleado en extraer el volumen de agua recargado.
Tramo P (mm) A (m) VB (m3) T (días)
1 40 0,35 9982 38
2 35 0,49 - -
3 20 1 30492 89
4 122 9,33 195977 381
5 70 2 - -
El cuarto tramo de recarga tuvo lugar entre los meses de marzo y mayo de 2004. Las
subidas del nivel empezaron con las precipitaciones caídas entre los días 25 al 29 de
marzo con un total de 50 mm. Entre varios días de abril se registraron 27 mm y los
primeros días de mayo 45 mm La subida total de los distintos eventos de recarga
ascendió a 9,33 m. Esta entrada tan significativa de agua en el acuífero hizo que el
retorno al nivel inicial no se alcanzara hasta un año después (mayo de 2005). Por
último, el quinto tramo de recarga es el originado por la lluvias que tuvieron lugar a lo
largo del periodo de tiempo comprendido entre días 6 y 28 de enero de 2006, y que
ocasionaron una recuperación del nivel piezométrico de 2 m. Desgraciadamente, no se
ha podido contar con la información necesaria de la desaturación de este tramo.
Figura 3. Representación del valor de precipitación frente a la recuperación originada
en el acuífero.
0
2
4
6
8
10
0 20 40 60 80 100 120
P (mm)
Asce
nso
(m
)
184
A pesar de que los eventos registrados son muy pocos, la representación de las cuantías
de precipitación caídas frente a los ascensos registrados (Figura 3), parece evidenciar
que la recarga no es una función lineal, sino que las precipitaciones cuantiosas originan
mayores volúmenes de recarga. Hay que tener en cuenta que los niveles de recuperación
están afectados por los bombeos durante el tiempo de ascenso, por lo que los episodios
de mayor recarga presentan mayor afección, y por consiguiente la recuperación real
debe ser mayor. Se ha realizado una estimación del coeficiente de infiltración de cada
evento lluvioso que ha generado recarga, obtenido a partir de la relación entre el
volumen de agua bombeada (m3) desde el inicio de la recarga hasta que el nivel ha
vuelto a su situación previa a la recarga con respecto al volumen de precipitación caída
sobre la zona permeable del acuífero (m3). Los resultados obtenidos muestran una gran
dispersión, variando entre 5% y 36% con un valor medio del 33 %.
A tenor de los resultados obtenidos la recarga se presenta como un proceso de elevada
complejidad. Las respuestas piezométricas no parecen ser función lineal de la cuantía de
precipitación. Todo indica que la intensidad de la lluvia, y, sobre todo, el estado de
saturación del suelo influyen en la recuperación que experimenta el acuífero. En este
sentido, cuando se realizan los cálculos a partir de eventos de recarga que se superponen
en el tiempo, se observa una amplificación de la cuantía de recarga. Esta sería la razón
por la cual, eventos como el cuarto, en el que la entrada es consecuencia de las diversas
lluvias a lo largo del periodo de casi dos meses, producen las mayores recuperaciones
de nivel. Los valores estimados del coeficiente de infiltración de cada evento lluvioso
han variado entre el 5 y el 36%. Estos valores no son siempre concordantes con los
encontrados por Abdelli (1999), que mostró que las lluvias por debajo de 40 mm
generan una tasa de infiltración que varía del 2 al 8 %, mientras que las lluvias
superiores al 80 mm producen una tasa de infiltración que supera el 20 %.
A tenor de estos resultados, se puede pensar que el coeficiente de infiltración anual debe
ser inferior al obtenido parcialmente para cada evento de recarga, lo que rebajaría
considerablemente su valor y lo alejaría de los estimados por otros autores en acuíferos
kársticos del Sur de España (Andreo, 2004). En este sentido, para este mismo acuífero,
mediante modelos basados en balances hídricos, se han establecido valores que varían
185
entre el 5 y 8% según el modelo HYDROBAL (Bellot et al., 2001) y entre 8 y 20%
según los modelos VISUAL BALAN v.2.0 y EVADÍA (Touhami, 2007).
5. Conclusiones
A pesar de las buenas condiciones que presenta el acuífero del Ventós para conocer la
recarga a partir de las variaciones piezométricas, se observa que el proceso de recarga es
también bastante complejo en este tipo de acuíferos kársticos. Se corrobora que la
alimentación en este tipo de sistemas emplazados en ambiente semiáridos tiene lugar en
unos pocos días al año. Las entradas analizadas han aportado un valor medio del 33% de
las precipitaciones que han ocasionado recarga, aunque la dispersión frente a este valor
es notable. Si bien, el número de eventos analizados se presenta insuficiente para
caracterizar la recarga de este acuífero, esta metodología conjuntamente con el empleo y
aplicación de otras permitirá corroborar, precisar y acotar el valor de la recarga que
presenta este acuífero.
6. Bibliografía
Abdelli, F. 1999. Análisis comparativo de la contribución de distintas comunidades
vegetales a la distribución del agua de lluvia a la conservación del agua en el suelo y la
recarga de acuíferos en medio semiáridos. Tesis de Máster. CIHEAM, 177 p.
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Scanlon, B.R., Healy, R.W., Cook, P.G. 2002. Choosing appropriate techniques for
quantifying groundwater recharge. Hydrogeological Journal, 10, 1: 18-39.
Touhami, I. 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga
en ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster. CIHEAM,
176 p.
Apéndice 2
Andreu, J. M., Touhami, I., Bellot, J., Sánchez, J. R., Pulido-Bosch, A., Martínez-Santos, P.,
García-Sánchez, E., y Chirino, E., 2012. El papel del suelo y la vegetación en la estimación de la
recarga del acuífero del Ventós (Alicante). Geogaceta, 51: 87-90.
189
Apéndice 2
El papel del suelo y la vegetación en la estimación de
la recarga del acuífero Ventós (Alicante)
Resumen
La aplicación del modelo de balance hídrico del suelo HYDROBAL ha permitido,
además de cuantificar la recarga en condiciones secas para este acuífero, establecer la
importancia que juegan otras variables como el tipo de vegetación y, sobre todo, las
condiciones hídricas que presenta el suelo en cada momento. Para ello se efectuaron dos
modelizaciones, una asumiendo condiciones de suelo desnudo sin vegetación, y otra en
la que se tuvo en cuenta el tipo y distribución geográfica de la cubierta vegetal. Los
resultados obtenidos demuestran que la aplicación de este tipo de métodos de balances
del suelo deberían considerar la cubierta vegetal, incluso en este tipo de ámbitos
semiáridos; de lo contrario, se podría generar sobreestimaciones de la recarga.
Palabras clave: HYDROBAL, acuífero kárstico, recarga, cubierta vegetal, balance de
agua
190
1. Introducción
El acuífero del Ventós es un pequeño acuífero kárstico situado en la provincia de
Alicante en un área de características semiáridas. Con el objeto de mejorar el
conocimiento de su funcionamiento hidrogeológico y, especialmente, su recarga natural
se instaló un sistema automatizado de control hidrológico y climático, el cual está
funcionando desde hace casi una década. Desde entonces el grado de conocimiento
sobre estos aspectos ha ido incrementándose a lo largo del tiempo. A grandes rasgos se
ha podido constatar que, debido a su emplazamiento climático este acuífero recibe un
número reducido de eventos de lluvia anual capaces de generar precipitaciones eficaces,
lo que conlleva una baja tasa de recarga, así como periodos sin alimentación que pueden
llegar a superar un ciclo anual (Andreu et al., 2002, 2006). El acuífero experimenta una
rápida respuesta piezométrica frente a los eventos de entrada (prácticamente inmediata,
menor de un día), haciéndolo especialmente interesante a la hora de estudiar la recarga
(Martínez and Andreu, 2010).
Sin embargo, a pesar de la alta correlación entre los eventos de recarga y los ascensos
piezométricos, hasta el momento no se había podido establecer una clara
correspondencia entre la cuantía de la precipitación y la magnitud de dichas
recuperaciones. Así, bajo condiciones hidrodinámicas semejantes, lluvias de iguales
características generaban respuestas piezométricas diversas. Las diferencias entre
eventos de recarga ponen de manifiesto la complejidad inherente al proceso de recarga.
Los objetivos del presente trabajo son: 1) aumentar el grado la comprensión del proceso
de recarga en este pequeño acuífero kárstico mediante la aplicación del modelo de
balance hídrico del suelo HYDROBAL, 2) profundizar en la importancia del tipo de
vegetación y de las condiciones del suelo sobre el balance hídrico y la recarga en
ecosistemas semiáridos.
2. El medio físico
El acuífero del Ventós está formado por una secuencia de calizas cretácicas
pertenecientes al dominio Prebético de la Cordillera Bética (Figura 1). Se trata de un
pequeño acuífero aislado, de menos de 7 km2 de superficie y rodeado por materiales
margosos de comportamiento impermeable. Este pequeño sistema se alimenta
191
exclusivamente de la recarga procedente de la infiltración de la precipitación caída
sobre los materiales permeables, mientras que su descarga tenía lugar, cuando su
funcionamiento era en régimen natural, por un manantial, situado en su sector SW.
Actualmente, las salidas se producen únicamente por un sondeo, ya que el manantial
quedó seco al poco de poner en funcionamiento el bombeo. El acuífero se emplaza en
un ambiente climático mediterráneo de características semiáridas. La precipitación
anual media asciende a 275 mm, mientras que la temperatura media anual es de 18,5 ºC.
El número de días de lluvias en esta región varía entre 20 y 70, si bien, cuando se
analizan las cuantías de tales precipitaciones se observa que el 80% de estos días
presentan precipitaciones inferiores a 5 mm (Chirino, 2003). El relieve que constituyen
las sierras de Ventós y Castellar presenta una vegetación de características semiáridas,
en la que existe un predominio del esparto con respecto a otras especies y en la que se
encuentran numerosos pinos de pequeño tamaño diseminados que no llegan a formar un
bosque. A grandes rasgos las comunidades vegetales mejores representadas son
espartales (Stipa tenacissima), matorrales (Quercus coccifera L., Pistacia lentiscus L. y
Erica multiflora L.) conjuntamente con pinos de replantación (Pinus halepensis) y
pastizales (Brachypodium retusum). Desde un punto de vista edáfico, el suelo existente
sobre este relieve está poco desarrollado. Se ha estimado una profundidad media de 0,15
m, valor obtenido por penetración de una vara hasta alcanzar la roca en 12 transectos
sobre el acuífero. A grandes rasgos, puede clasificarse como un Leptosol lítico. Muestra
un patrón textural típico compuesto por 17,7 % arcillas, 50,9 % limos, 8,4 % arena fina
y 23,0 % arena gruesa. Como principales características se puede destacar que presenta
una densidad media de 1,28 g cm-3
y una porosidad de 58,2 % (Chirino, 2003; Ramírez,
2006).
192
Figura 1. A) Localización geográfica, esquema hidrogeológico del acuífero. B)
Unidades de cobertura vegetal sobre el área de recarga del acuífero del Ventós.
3. El modelo HYDROBAL
El modelo HYDROBAL, desarrollado por el Departamento de Ecología de la
Universidad de Alicante, es un modelo de balance hídrico que permite estimar el flujo
de agua diario a través de la cubierta vegetal y establecer de forma cuantitativa un
balance de agua en el suelo. Su diseño conceptual se asemeja a los modelos
BALDOS.10, VISUAL BALAN, o SWAT, si bien, su principal característica frente a
otros es que fue calibrado para condiciones climáticas semiáridas. El modelo ha sido
aplicado en estudios previos con buenos resultados (Bellot et al., 1999, 2001; Chirino,
2003). Para establecer el balance hídrico de forma cuantitativa, el modelo requiere de un
conjunto de variables de entrada. Algunas con una resolución diaria como las climáticas
(precipitación y temperatura, entre otras); otras son parámetros específicos del suelo
como capacidad de campo, punto de marchitez y humedad del suelo inicial y,
finalmente, varios parámetros para el calibrado del modelo (consumo de agua de la
vegetación, humedad inicial), el tipo de formación vegetal (pinar, matorral, pastizal,
espartal, etc.) y el porcentaje de cobertura vegetal, la cual juega un papel importante en
los cálculos desarrollados por el modelo.
193
A partir de los datos de entrada, el modelo calcula la evapotranspiración potencial (Eto)
según diversos métodos. En este caso se han utilizando las ecuaciones de Haergraves-
Samani; así como la distribución diaria de la lluvia en diferentes flujos de agua
(intercepción, precipitación neta, escorrentía superficial) para cada tipo de cubierta
vegetal. Para estimar la evapotranspiración real (Eta), el modelo utiliza una
aproximación exponencial negativa como una función de la evapotranspiración
potencial (Eto) y de un factor k. El factor k es un parámetro empírico que integra las
características estructurales y eco-fisiológicas de la cobertura vegetal (Chassagneux y
Choisnel, 1986). Entre las variables de salida que permite estimar el modelo se
encuentran la humedad del suelo a nivel diario y el drenaje profundo, variable que
puede considerarse como la cantidad de recarga potencial que percolaría por la zona no
saturada adentrándose en el acuífero.
4. Resultados
Para la aplicación del modelo HYDROBAL se ha utilizado el periodo comprendido
entre los años hidrológicos 2002/03 y 2005/06. El modelo se ha empleado bajo dos
supuestos: (1) sin tener en cuenta la vegetación y (2) teniendo en cuenta la cobertura
vegetal que presenta actual-mente el relieve. Para ello se elaboró una cartografía con los
6 tipos más representativos de vegetación sobre el área de recarga del acuífero, la cual
se ubica en la parte más elevada del relieve. Los tipos de cubierta vegetal identificados
fueron: suelo sin vegetación (SV), espartal (E), pastizal seco (Ps), matorral (M) y las
formaciones derivadas de la reforestación sobre estas dos últimas, pinar sobre pastizal
seco (Pps) y pinar sobre matorral (Pm). La tabla 1 y la figura 1 B muestran su extensión
superficial y su distribución sobre el área de recarga.
Tabla 1. Extensión de la cubierta vegetal del área de recarga del acuífero Ventós
Tipos Superficie (%)
Sin Vegetación 0.5
Espartal 52
Pastizal seco 6
Matorral 18
Pinar pastizal seco 13,5
Pinar matorral 10
194
Los resultados del modelo quedan sintetizados en la figura 2. En ella se puede
comprobar una excelente correspondencia entre los pulsos de recarga que HYDROBAL
estima con las entradas reales que experimenta el acuífero, y que debido al rápido
comportamiento del acuífero quedan reflejadas como ascensos piezométricos casi
instantáneos. Aunque ambos supuestos suelen generar los mismos eventos de recarga, la
principal diferencia entre ellos radica en la magnitud del drenaje profundo estimado.
Así, la recarga total para todo el periodo estudiado sin considerar la vegetación fue de
200 mm, mientras que teniendo en cuenta la vegetación fue de 64 mm (Figura 2). El
ajuste de la evolución piezométrica simulada, si no se toma en consideración la
vegetación, queda muy alejado de los datos reales observados.
Estos resultados indican que, a pesar de que en este tipo de ambientes semiáridos la
cobertura vegetal no parece estar muy desarrollada, su influencia en la recarga es más
que significativa. Ello concuerda con otros estudios previos que indicaban que el tipo de
especie y el incremento de la estructura y cobertura vegetal aumentan variables como la
intercepción y el consumo hídrico que, a su vez, incrementan la transpiración,
reduciendo la precipitación neta y el drenaje profundo, y por consiguiente, la recarga
hacia el acuífero (Navar et al., 1999, Chirino, 2003).
Teniendo en cuenta los resultados obtenidos mediante el supuesto 2 en que se consideró
la cobertura vegetal, la recarga media anual obtenida ha sido de 17 mm. Este valor
supone aproximadamente una tasa del recarga del 8% de la precipitación. Se trata de un
periodo que puede considerarse seco, ya que presenta una precipitación media de 211
mm, cantidad inferior al módulo pluviométrico anual medio (275 mm). Ello se debe en
gran medida a la presencia de dos de los años más secos del registro (desde 1975). Otro
de los aspectos que el modelo HYDROBAL ha mostrado con claridad ha sido que, el
volumen de recarga que genera cada evento de lluvia depende, en gran medida, del
estado de humedad que presenta el suelo en el momento en que se produce la
precipitación. La figura 3 A permite observar la distribución de las precipitaciones
frente a la evolución de la humedad del suelo durante el periodo octubre-diciembre de
2003, mientras que la figura 3 B representa la cantidad de recarga estimada por el
modelo (supuesto 2 con vegetación) frente al ascenso de la piezometría. Durante ese
período las extracciones pueden considerarse prácticamente constantes, ya que el
195
bombeo del único sondeo sobre el acuífero fue de 160, 132 y 139 h cada uno de los
meses, bombeando unas horas cada día.
Inicialmente es posible observar como cada pulso de precipitación genera un rápido
incremento del contenido de agua en el suelo, el cual comienza a disminuir
progresivamente después de alcanzar el máximo. Con esta evolución de humedad, las
precipitaciones que se produjeron durante mediados de octubre encontraron un suelo
prácticamente seco, por lo que la lluvia quedó saturando el suelo y no generó apenas
recarga, mientras que las producidas en noviembre o diciembre encontraron un suelo
próximo a la saturación, por lo que parte de esta lluvia se transformó en recarga. Esto
explicaría en gran medida cómo lluvias de menor magnitud, como la ocurrida el 20 de
noviembre, generan mayores tasas de recarga y, por consiguiente, mayores ascensos
piezométricos que otras como la de 17 de octubre y que no tuvieron respuesta alguna.
196
Figura. 2. Comparación de las variaciones piezométricas reales con las obtenidas a
partir del drenaje profundo resultado de la aplicación HYDROBAL con y sin
vegetación.
197
Figura 3. A) Evolución de la humedad del suelo frente a la precipitación. B).
Variaciones piezométricas frente a la recarga estimada por HYDROBAL con
vegetación para el periodo octubre-diciembre 2003.
198
5. Conclusiones
El acuífero del Ventós es un pequeño sistema kárstico ubicado en una región de
características semiáridas en la que la mayoría de los eventos de precipitación suelen ser
de pequeña magnitud. Ello genera que su alimentación sea reducida. La aplicación del
modelo de balance del agua en el suelo HYDROBAL ha permitido establecer una tasa
de recarga del 8% para el periodo 2002/03-2005/06, si bien se trata de un periodo de
características secas. La estimación de la recarga realizando dos modelizaciones con y
sin vegetación ha permitido establecer el notable papel que puede llegar a jugar la
vegetación en este ambiente semiárido, en el que la cobertera vegetal no está muy
desarrollada. Ello sugiere que los métodos de balances de agua en el suelo deberían
considerar la cobertera vegetal, incluso en este tipo de ámbitos semiáridos, de lo
contrario se podría generar sobreestimaciones de la recarga. Por último, este tipo de
modelo también nos ha permitido conocer mejor el funcionamiento del acuífero frente a
la recarga y cómo el suelo modula las entradas que tienen lugar tras cada evento de
recarga. No obstante, además de los factores biológicos y edáficos, otros factores
ambientales todavía deberían ser tenidos en cuenta en futuras investigaciones.
Agradecimientos
Este trabajo ha sido realizado en el marco de los proyectos CGL2004-03627/HID de la
CYCIT, GV07/143 de la Generalitat Valenciana, REN2000-0529, REN 2002-0417-
CO2-01/HID y IGCP-513 de la UNESCO y del programa de becas del MAEC-AECID.
Agradecemos la ayuda prestada al Excmo. Ayto. de Agost, Excma. Dip. de Alicante y
AQUAGEST LEVANTE, S.A. Agradecemos a los Drs. J.J. Durán y R. Jiménez-
Espinosa sus comentarios y sugerencias.
6. Bibliografía
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Apéndice 3
Touhami I., Chirino E, Andreu J.M., Sánchez J.R., Pulido-Bosch A., Ernesto García-Sánchez y
Bellot J. 2014. Primeras investigaciones del efecto del cambio climático en la recarga del
acuífero Ventós (Alicante). Geogaceta (En prensa).
203
Apéndice 3
Primeras investigaciones del efecto del cambio
climático en la recarga del acuífero Ventós (Alicante)
Resumen
Las predicciones sobre cambio climático tienen un gran interés en regiones como la
provincia de Alicante cuya economía está basada en gran medida en las aguas
subterráneas. A priori un descenso en la precipitación y un aumento de la temperatura
podría generar impactos sobre la recarga de los acuíferos. En este contexto, el objetivo
de este estudio ha sido explorar el posible impacto sobre la recarga de un pequeño
acuífero. Para lograr este objetivo, técnicas de regionalización han sido utilizadas a
partir del modelo HadCM3. Se han estimado las series de precipitaciones y
temperaturas para los escenarios de cambio climático A2 y B2. Estas bases de datos han
sido introducidas en un modelo hidrológico HYDROBAL para establecer los balances
de agua en el suelo. Los resultados han mostrado un aumento de la temperatura de 4ºC
y un descenso de la precipitación del 10% a final de siglo para ambos escenarios. El
modelo hidrológico indica un balance de agua negativo en relación al periodo base
(1961-1990), obteniéndose las mayores diferencias para el escenario A2. Esto podría
producir un fuerte impacto sobre la recarga del acuífero Ventós, aspecto que deben ser
corroborado en futuros estudios.
Palabras clave: cambio climático, regionalización, HYDROBAL, recarga, acuífero del
Ventós.
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1. Introducción
El cambio climático genera un impacto directo sobre el Ciclo Hidrológico, lo que afecta
a los recursos hídricos. Las variaciones que se están produciendo sobre la precipitación y
la temperatura en numerosas regiones del Planeta (IPCC, 2007) afectan, entre otros
aspectos, a la recarga de los acuíferos, y por consiguiente, a los recursos subterráneos. El
efecto potencial del cambio climático sobre las aguas subterráneas debe ser investigado,
especialmente sobre aquellas regiones cuya economía se basa en el aprovechamiento de
las mismas. La provincia de Alicante es una de las regiones de España en que las aguas
subterráneas juegan un papel importante en su economía. A título de ejemplo casi un
40% de la agricultura se riega con este tipo de aguas (DPA, 2007). Ello significa que
bajo el actual escenario de cambio climático se hace necesario conocer el posible
impacto que éste pueda originar sobre sus aguas subterráneas. En este contexto, el
principal objetivo de este trabajo ha sido investigar las posibles consecuencias que se
producirían sobre la recarga de los acuíferos de la provincia partir de las previsiones
simuladas para un escenario de cambio climático. Para ello se ha seleccionado el
acuífero del Ventós, un acuífero del que se dispone de un buen conocimiento y puede ser
considerado representativo del tipo de acuíferos existente en la provincia y por otro, un
modelo de balance de agua en el suelo HYDROBAL utilizado en este mismo contexto
para el cálculo de la recarga con muy buenos resultados (Bellot y Chirino, 2013;
Touhami et al., 2013).
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Figura 1. Situación geográfica del acuífero del Ventós-Castellar, estaciones climáticas
y esquema geológico. Leyenda: 1. Arcillas y yesos (Keuper); 2. Margas (Cretácico
Inferior); 3. Calizas (Albiense-Cenomaniense); 4. Calizas y margas (Senoniense); 5.
Margas (Paleógeno); 6. Margas (Mioceno); 7. Depósitos recientes; 8. Sondeo de
abastecimiento; 9. Dirección y buzamiento; 10. Falla; 11. Contacto discordante; 12.
Contacto concordante.
2. Características hidrogeológicas
El acuífero del Ventós (Figura 1) es un pequeño acuífero de 7 km2 constituido
mayoritariamente por calizas del Cretácico dentro del dominio Prebético de la Cordillera
Bética. Se trata de un acuífero bien delimitado por margas cretácicas y terciarias, de forma
que su extensión coincide con el relieve de la sierra del Ventós. Actualmente funciona en
régimen influenciado, de forma que se explota únicamente por un solo sondeo destinado a
abastecimiento de la población de Agost. Las extracciones medias anuales están en torno a
200.000 m3/año. Las entradas se producen únicamente por la recarga de la lluvia sobre los
materiales permeable. Se estima que la recarga media está en torno a 150.000 m3/año
(Touhami et al., 2013).
Desde el punto de vista climático, el acuífero se emplaza en un ámbito mediterráneo de
características semiáridas. La temperatura media anual es de 18,5 ºC y la precipitación
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media anual es de 274 mm, lo que significa que este acuífero se ubica en una de las zonas
más secas de la Península Ibérica. Conviene destacar que la frecuencia de precipitación
en esta región muestra que el número de días de lluvia al año varía entre 20 y 70, si bien
los días con lluvias superiores a 15 mm son muy pocos, variando entre 2 y 8.
3. Metodología
Para lograr los objetivos planteados, se han utilizado técnicas de regionalización
capaces de elaborar las series de datos diarios. Este proceso se ha realizado mediante el
Statistical DownScaling Model (SDSM), metodología utilizada con este mismo
propósito en numerosas regiones con características climáticas diferentes. En este caso
se han utilizado las bases de datos del proyecto PRUDENCE (AEMET, 2009) debido a
que eran de libre acceso. El periodo base empleado ha sido el correspondiente a 1961-
1990, mientras que las series climáticas futuras estimadas pertenecen a tres periodos de
30 años: 2011-2040, 2041-2070 y 2071-2099. Estas series se establecieron para los
escenarios de emisión A2 y B2 generados por el modelo HadCM3; siendo el escenario
A2 la proyección de un aumento de la población con escaso crecimiento económico y
desarrollo tecnológico, mientras que el escenario B2 es aquel en el que proyecta un
crecimiento de la población lento y un rápido desarrollo económico con una mayor
énfasis en la sostenibilidad y protección medioambiental.
Las series de datos (precipitaciones diarias y temperaturas máximas y mínimas diarias)
del periodo base fueron obtenidas de 6 estaciones situadas en las proximidades del
acuífero. Para corroborar las variaciones temporales los datos fueron analizados
mediante un Modelo Lineal General (MLG) univariante ANOVA usando dos factores:
escenarios de emisión y periodos establecidos.
Los datos meteorológicos diarios obtenidos por la regionalización fueron utilizados en
el modelo de balance de agua en el suelo HYDROBAL. Su diseño conceptual se
asemeja al modelo VISUAL BALAN, donde se introducen las variables climáticas,
parámetros del suelo como capacidad de campo, punto de marchitez y humedad del
suelo inicial y varios parámetros para el calibrado del modelo (consumo de agua de la
vegetación, humedad inicial), el tipo de formación vegetal y porcentaje de cobertura
vegetal. El modelo permite la estimación de la recarga, entre otros, a partir de un
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balance de agua en el suelo utilizando la vegetación existente en el área de estudio. A
grandes rasgos las comunidades vegetales mejores representadas son espartales,
matorrales conjuntamente con pinos de replantación y pastizales. El modelo fue
validado con muy buenos resultados para el periodo 2002-2008 (Touhami, et al., 2013).
El proceso de cálculo fue realizado para el periodo base y para el periodo 2025-2099,
tomando 6 años elegidos de las futuras series considerando intervalos de tiempo
regulares de 15 años. De esta forma los años seleccionados para realizar los balances
fueron: 2025, 2040, 2055, 2070, 2085, y 2099.
4. Resultados
4.1. Efectos sobre las variables climáticas
Los resultados del análisis ANOVA para todo el periodo simulado (2011-2099) no
muestran diferencias sobre la precipitación media entre ambos escenarios de emisión
(Tabla I); mientras sí tiene un efecto significativo sobre las temperaturas medias
mínimas y máximas. Por otro lado, el factor período mostró un efecto significativo
indicando diferencias entre los períodos analizados en cuanto a precipitación y las
temperaturas máximas y mínimas. Las predicciones sugieren un descenso de la
precipitación anual media con respecto al periodo base, de forma que ésta decrecerá un
1% durante 2011-2040, un 5,6% durante 2041-2040 y un 12% entre 2071-2099.
De igual forma, las temperaturas medias máximas y mínimas experimentarán un
aumento de casi 4ºC al final del periodo simulado respecto al periodo base, lo que
supone un incremento de 0,45ºC por década. El incremento será de 1,3ºC para 2011-
2040, 2,5ºC durante 2041-2070 alcanzado casi 4ºC durante 2071-2099. El escenario A2
ofrece mayores aumentos de la temperatura (Tabla 1) que el B2.
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Tabla 1. Valores medios de precipitación, temperatura máxima y mínima del cuadro
para los periodos 1961-1990 (periodo base), 2011-2040, 2041-2070 y 2071-2099 para
ambos escenarios A2 y B2. Media ± error estándar; valores seguidos por la misma letra
no son significativamente diferentes.
FACTOR PERIODO FACTOR ESCENARIO
1960-1990 2011-2040 2041-2070 2071-2099 A2 B2
T max (ºC) 21.39 ± 0.11d 22.74 ± 0.11c 24.04 ± 0.11b 25.79 ± 0.12a 23.63 ± 0.13 23.31 ± 0.10
T min (ºC) 10.25 ± 0.12d 11.59 ± 0.11c 12.71 ± 0.12b 14.23 ± 0.13a 12.33 ± 0.12 12.03 ± 0.10
P (mm) 273.5 ± 5.82a 270.8 ± 6.90a 258.1 ± 6.64ab 240.2 ± 7.54b 261.2 ± 4.67 260.5 ± 4.95
4.2. Efectos sobre la recarga
Las consecuencias sobre las componentes del balance tras el empleo de HYDROBAL
están representadas en la figura 2. De forma general, se puede observar como para todo
el periodo simulado, en ambos escenarios, existe una tendencia a la disminución de
todas las componentes del balance hídrico (recarga, evapotranspiración real y escorrentía
superficial) respecto al período base, siendo esta disminución mucho más acusada bajo
el escenario A2.
En el caso concreto de la recarga, ésta experimenta un incremento hasta casi la mitad de
siglo en el escenario A2, aumento que parece extenderse algo más en el tiempo en el
escenario B2 (Figura 2). En la segunda mitad de siglo sufre una pérdida significativa
hasta el punto que en el año 2099 se obtienen pérdidas del recarga del 96% con respecto
al periodo base para el escenario A2 y del 59%, para el B2.
5. Discusión
Los resultados obtenidos, tanto para la precipitación como para la temperatura, son
semejantes a los establecidos en estudios regionales para el sureste peninsular (MIMAN,
2000; IPCC, 2007; CEDEX, 2010). Otros métodos diferentes a las técnicas de
regionalización y aplicados posteriormente a modelos de recarga como el código ERAS
empleado en el valle del Vinalopó (Aguilera y Murillo, 2009) estimaron descensos de la
precipitación media anual del 1% y aumentos de la temperatura de 0,16ºC por década.
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En ambientes climáticos semejantes como las islas Baleares y utilizando también
HadCM3 se han establecido descensos de la precipitación entre 1-2% para el escenario
A2 y B2 respectivamente e incrementos de la temperatura de 0,7ºC para 2025 (Candela
et al., 2009). No obstante, para corroborar el efecto de las previsiones de cambio
climático resulta recomendable contrastar los resultados con la aplicación de otros
modelos de cambio climático (i.g. ECHAM4, CGCM3).
Respecto a la aplicación del modelo hidrológico, resultaría interesante ampliar el
número de años seleccionados utilizando otros criterios de mayor representatividad o
realizar una modelación de todo el periodo simulado, ya que la propia arbitrariedad de la
elección de años concretos podría afectar las conclusiones obtenidas. Ello explicaría que
las pérdidas de recarga obtenidas para la segunda mitad del siglo sean tan elevadas con
respecto a otras previsiones para esta región y oros acuíferos de semejante naturaleza
(CEDEX, 2010; Pulido-Velázquez et al., 2014). Por ello, los resultados deben ser
tomados con cierta prudencia, ya que la propia incertidumbre que presentan los modelos
de cambio climático, podrían conllevar incertidumbres superiores a la variabilidad, en
especial, para los periodos más alejados en el tiempo.
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Figura 2. Resultados del balance de agua para los escenarios A2 (arriba) y B2 (abajo).
Porcentaje anual de cambio respecto al periodo base de las variables obtenidas de
Hydrobal para los años simulados. Balance del periodo base (1961-1990): P = 285,4
mm; Es = 4,39 mm; ETR = 204,7 mm, R = 32,6 mm)
6. Conclusiones
Los resultados obtenidos a partir de esta primera aproximación de carácter preliminar,
sobre las posibles consecuencias que el cambio climático podría generar sobre el
acuífero del Ventós, muestran una afección importante en todas los componentes del
balance hídrico, situación que podría extrapolarse a otros acuíferos semejantes de la
provincia. La regionalización de las proyecciones utilizadas en los escenarios de
emisiones A2 y B2 permiten estimar un aumento de la temperatura de 4 ºC y una
disminución de la precipitación media del 10% para finales de siglo respecto al periodo
1961-90. Estas afecciones en las variables climáticas repercutirán sobre la recarga del
acuífero según indica la aplicación del modelo HYDROBAL. Si bien, esta afección
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puede incluso llegar a ser positiva a corto plazo aumentando su recarga, en la segunda
parte del siglo, ésta se reducirá considerablemente, pudiendo llegar a producirse
disminuciones en algunos años de casi un 90% según las previsiones en un escenario
A2. No obstante, estos resultados son una primera aproximación y han de ser tomados
con mucha cautela y contrastados en futuras investigaciones.
Agradecimientos
Este trabajo ha sido realizado en el marco de los proyectos ECOBAL CGL2011-30531-
C02-01 y SURVIVE CGL 2011-30531-C02-02. Agradecemos a la AEMET habernos
permitido acceder a su base de datos. Agradecemos al Dr. Gavilán Jiménez y a otro
revisor anónimo las sugerencias y comentarios que han mejorado el presente trabajo.
7. Referencias
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regionalizados de cambio climático para España (Generation of regionalized scenarios
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Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., Moutahir, H., Pulido-Bosch, A.,
Martínez Santos, P., and Bellot, J. 2013. Recharge estimation of a samall karstic aquifer in a
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alan
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astellar. Efe
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el cam
bio
climático
Estimación del balance hídrico y de la recarga en el acuífero Ventós-
Castellar. Efectos del cambio climático
En regiones semiáridas, la evaluación de los recursos hídricos disponibles constituye uno
de los objetivos de la planificación hidrológica, más aún cuando las aguas subterráneas
resultan ser la principal fuente de abastecimiento. En la actualidad las múltiples
perturbaciones naturales y antrópicas, principalmente el cambio climático afectan la
cantidad y calidad de los recursos hídricos. El objetivo principal de esta tesis doctoral
consistió en la estimación del balance hídrico y de la recarga en el acuífero Ventós-
Castellar en una región semiárida del sur de España, bajo las previsiones del cambio
climático. La metodología desarrollada en esta tesis y sus resultados, principalmente los
relacionados con el cambio climático, puede ser de utilidad para académicos,
profesionales, gestores, ONGs y autoridades de gobierno, tanto para entender el
funcionamiento del acuífero, como para la toma de decisiones de gestión y la elaboración
de estrategias para el uso eficiente y la conservación de los recurso hídricos.
Issam Touhami
Técnico Superior en Ingeniería Rural, ESIER Túnez-2001. Ingeniero
Agrónomo, ISA Túnez-2004. Diploma de Especialización Post-universitaria
(DEPU)-IAMZ-2005. Master of Sciences. Planificación Integrada para el
Desarrollo Rural y la Gestión del Medio Ambiente, España-2006.
Certificado de Docencia en Tercer Ciclo, Universidad de Alicante España-
2007. Diploma de Estudios Avanzados, DEA. Conservación y Restauración
de Ecosistemas y de la diversidad Biológica, Universidad de Alicante
España-2008. E-mail: Issam_touhami@yahoo.fr
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