ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA RECARGA EN … · tesis doctoral para optar al grado de doctor de la univers idad de alicante en ciencias biolÓgicas estimaciÓn del balance

ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA RECARGA EN EL ACUÍFERO VENTÓS-CASTELLAR (SE ESPAÑA). EFECTOS DEL

CAMBIO CLIMATICO

Issam Touhami

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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 LÚNIVERSITÉ DÁLICANTE

Discipline : SCIENCES BIOLOGIQUES

ESTIMATION DU BILAN HIDRIQUE ET DE LA RECHARGE DE LÁQUIFÈRE

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 lÉnvironnement Université dÁlicante DR. ESTEBAN CHIRINO MIRANDA Centre dÉtude de lÉnvironnement du Méditerranée Université dÁlicante DR. JUAN RAFAEL SÁNCHEZ MONTAHUD Département dÉcologie, Université dÁlicante

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.


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).


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


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.


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).


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.


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


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


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


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


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.


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.


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).


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.


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


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.


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).


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).


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


Objetivos generales

Antecedentes y

estado actual del

tema

Planteamiento del

problema a estudiar

2. Área y periodo de estudio

Revisión bibliográfica

Recopilación de información


21

8. Bibliografía

AEMet-Agencia Estatal de Meteorología. 2009. Generación de escenarios regionalizados de cambio

climático para España (Generation of regionalized scenarios of climate change for Spain).

Ministerio de Medio Ambiente, Medio Rural y Marino, Madrid. Available online:

http://escenarios.inm.es.

Aguilera, H., Murillo, J.M. 2009. The effect of possible climate change on natural groundwater

recharge based on a simple model: a study of four karstic aquifers in SE Spain, Environmental

Geology, 57, 963-974.

Allen, R.G., Pruitt, W.O., Jensen, M.E. 1991. Environmental requirements of lysimeters. In:

Lysimeters for evapotranspiration and environmental measurements. 23-25 p.

Allison, H.J. 1988. A review of some of the physical, chemical and isotopic techniques available

for estimating groundwater recharge. Simmers I. (ed); 49-72 p.

Andreo, B. 1997. Hidrogeología de acuíferos carbonatados en las Sierras Blanca y Mijas (Cordillera

Bética, Sur de España). Serv. Pub. Universidad de Málaga, 489 p.

Andreo, B., Vías J., López-Geta J.A., Carrasco F., Durán, J.J., Jiménez, P. 2004. Propuesta

metodológica para la estimación de la recarga en acuíferos carbonáticos. Boletín Geológico y

Minero, 115, 2.

Andreu, J.M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A., Bellot, J., Chirino E., Ortiz de

Urbina, J. M. 2002. Influencia de los episodios recientes en la recarga del acuífero del Ventós-

Castellar (Alicante). Geogaceta, 31: 63-66.

Andreu, J.M., Pulido-Bosch, A., García-Sánchez, E., Lema M.A. Vallejos. A., Bellot, J., Chirino, E.

2003. Singularidad de la recarga en pequeños acuíferos kársticos de regiones semiáridas. Ejemplo

del Ventós (Alicante, SE de España).Jornadas Luso-Espanholas sobre Aguas subterráneas no Sul da

península ibérica.


22

Bautista, S., Mayor, A.G., Bourakhouadar, J., Bellot, J. 2007. Plant Spatial Pattern Predicts

Hillslope Runoff and Erosion in a Semiarid Mediterranean Landscape. Ecosystems. Vol 10. 987-

998 p.

Beekamn, H.E., Xu, Y. 2003. Review of groundwater recharge estimation in arid and semi-arid

Southern Africa. En: Xu and Beekman (ed.), Groundwater recharge estimation in Southern Africa.

UNESCO, Paris, 3-18.

Bellot, J. 1989. Análisis de flujos de deposición global, transcolación, escorrentía cortical y

desposición seca en el encinar mediterráneo de lÁvic (Sierra de Prades, Tarragona), Tesis

Doctoral, Universidad de Alicante.

Bellot J., Escarré A. 1989. Efecto del estado de desarrollo del bosque mediterráneo sobre la

distribución del agua de lluvia y nutrientes en un suelo forestal. Options Méditerranéennes. 8 série.

Séminaires-nº 3: 221-225.

Bellot, J., Lledó, M.J., Piñol, J.Y., Escarré, A. 1992. Hydrochemical budgets, nutrient cycles and

hydrological responses in Quercus ilex L. forest of Prades Catchments. En: Teller, Mathy y Jeffers

(eds.) Responses of Forest Ecosystems to Environmental Changes. Elsevier. London. 389-396 p.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F., Martinez, J.M. 1999. Effect of

different vegetation type on the soil water balance in semi-arid areas of South Eastern Spain. Phys.

Chem. Earth (B) 24, 353-357.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Tejada, J.C., Gosalves, J., Peña, J., Bonet, A., Eisenhuth, D.

2005. Elaboration of a hydrologic model for balance in semiarid areas Alicante. Deliverable 8 (III).

AQUADAPT Project Report, Alicante. Spain.

Bellot, J., Bonet, A., Peña, J., Sánchez, J.R. 2007. Human impacts on land cover and water balances

in a coastal Mediterranean county. Environmental Management. 39: 412-422.

Bellot, J., Chirino, E. 2013. Hydrobal: An eco-hydrological modelling approach for assessing water

balances in different vegetation types in semi-arid areas, Ecological Modelling. 266, 30-41.


23

Belmonte, S.F., Romero, D.A., López, B.F. 1999. Efectos sobre la cubierta vegetal, la escorrentía y

la erosión del suelo, de la alternancia cultivo-abandono en parcelas experimentales. Investigaciones

geográficas, 22, 95-107.

CEDEX-Centro de Estudios y Experimentación de Obras Públicas. 2012. Estudio de los impactos

del cambio climático en los recursos hídricos y las masas de agua. Informe técnico para el

Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino, 398 p.

Chirino, E. 2003. Influencia de las precipitaciones y de la cubierta vegetal en el balance hídrico

superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Tesis doctoral Universidad de Alicante,

España. 387 p.

Chirino, E., Bonet, A., Bellot, J., Sánchez, J.R. 2006. Effects of 30-year-old Aleppo pine

plantations on runoff, soil erosion, and plant diversity in a semi-arid landscape in south eastern

Spain. Catena, Vol: 65,19-29 p.

CMNUCC. 1992. Convención Marco de Naciones Unidas sobre Cambio Climático. Disponible en:

http://unfccc.int/resource/docs/convkp/convsp.pdf.

Custodio, E. 1997. Evaluación de la recarga por la lluvia mediante métodos ambientales químicos,

isotópicos y térmicos. La Evaluación de la Recarga a los Acuíferos en la Planificación Hidrológica.

AIH–ITGE, Madrid: 83-109.

Custodio, E. 1998. Recarga a los acuíferos: aspectos generales sobre el proceso, la evaluación y la

incertidumbre. Bol. Geol. Min.Vol.109-4:329-346.

Derouiche, A. 1996. Estimation et modélisation des composantes du bilan hydrique chez différentes

formations arborées, arbustives et herbacées méditerranéennes. Tesis Master. CIHEAM. Zaragoza.

Derouiche, A., Bellot, J., Cartagena, D. 1996. Effet du couvert végétal sur le comportement

hydrique et le transport solide dans une pinède à sous-bois arbustif et herbacé. Réseau érosion nº

13,10 p.


24

Domingo, F., Sánchez, G., Moro, M.J., Brenner, A. J., Puigdefágrebas, J. 1998. Measurement and

modelling of rainfall interception by three semi.arid canopies. Agriculture and forest meteorology,

91: 275-292.

DPA-Diputación provincial de Alicante. 2007. Mapa de agua. Departamento de ciclo hídrico.

ISBN: 978-84-96206-91-5.

Durán, J.J., Andreo, B., Vías, J., López-Geta, J.A., Carrasco, F., Jiménez, P. 2004. Clasificación de

acuíferos carbonáticos de la Cordillera Bética según la tasa de recarga. Boletín Geológico y Minero,

115, 2.

Estrela, T., Quintas, L. 1996. El sistema integrado de modelización precipitación-aportación

SIMPA. Revista de Ingeniería Civil. 104:43-52.

Flint, A.L., Flint, L.E. 2002. Methods of Soil Analysis Part 4. SSSA Book Series No. 5. Soil

Science Society of America Inc.: Madison Wisconsin, USA. 229-237.

Gee, G.W., Wierenga, P.J., Andraski, B.J., Young, M.H., Fayer, M.J., Rockhold, M.L. 1994.

Variations in water balance and recharge potential at three western desert sites. Soil Science Society

of America Journal 58: 63-71.

Gee, G.W., Hillel, D. 1988. Groundwater. Recharge in arid regions: Review and critique of

estimation methods. Hydrological Processes, 2:255-266.

George, R., McFarlane, D., Nulsen, R. 1997. Salinity threatens the viability of agriculture and

ecosystems in Western Australia. Hydrogeology Journal 5:6-21.

Gleick, Peter H. 2006. The World's Water: The Biennial Report on Freshwater Resources.

Washington: Island Press. ISBN 978-1-59726-105-0.

Green, T.R., Taniguchi, M., Kooi, H. 2011. Beneath the surface of global change: impacts of

climate change on groundwater, Journal of Hydrology., 405, 532–560.


25

Guardiola-Albert, C., Jackson, C.R. 2011. Potential impacts of climate change on groundwater

supplies to the Doñana wetland, Spain. Wetlands, 31, 907-920.

Healy, R.W., Scanlon, B.R., 2010. Estimating groundwater recharge. Cambridge. ISBN

9780521863964.

Hendrickx, J.M., Walker, G.R. 1997. Recharge from precipitation. En: Recharge of Phreatic

Aquifers in Semiarid Areas. Rótterdam: A.A. Balkema, 19-111 p.

Hernández, N. 1998. Efecto del tipo de cubierta vegetal sobre la evolución temporal de la humedad

del suelo. Universidad de Alicante, Departamento de Ecología, Alicante-España. Tesis de

Licenciatura.

Herrera-Pantoja, M., Hiscock, K.M. 2008. The effects of climate change on potential groundwater

recharge in Great Britain, Hydrological Processes, 22, 73-86.

Hiscock, K., Sparkes, R., Hodgens, A. 2012. Evaluation of future climate change impacts on

European groundwater resources. In: Treidel, H., Martin-Bordes, J.J., Gurdak, J.J. (Eds.), Climate

change effects on groundwater resources: a global synthesis of findings and recommendations. IAH

International Contributions to Hydrogeology, Taylor and Francis, London, 351-366 p.

Huber, A., Iroumé, A. 2001. Variability of annual rainfall partioning for differents sites and forests

coners in Chile. Journal of Hydrology. 248: 78-92.

IPCC, 2001: Climate Change 2001: Synthesis Report. A Contribution of Working Groups I, II, and

III to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Watson,

R.T. and the Core Writing Team (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom,

and New York, NY, USA, 398 p.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change: Climate Change 2007. The Physical Science

Basis, in: Contribution of Working Group 1 to the Forth Assessment Report of the

Intergovernmental Panel on Climate Change, edited by: Solomon, S., Qin, D., Manning, M., Chen,


26

Z., Marquis, M., Averyt, K. B., Tignor, M., and Miller, H. L., Cambridge Univ. Press, New York,

103 p.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change: Summary for Policymakers. In: Climate

Change 2013. The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth

Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-

K. Plattner, M. Tignor, S. K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley

(eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, UK and NY, 1552 p.

Jiménez, P., Andreo, B., Durán, J.J., Carrasco, F., López-Geta, J.A., Vadillo, I., Vázquez, M. 2001.

Estudio hidrodinámico del manantial de El Tempul (Sierra de las Cabras, Cádiz, Sur de España).

Boletín Geológico y Minero, Vol. 112, Núm. 2, 85-102.

Lázaro Bello, J.A. 2004. El Pinar de Antequera (Valladolid, España): flora vascular de interés. Bot.

Complut. 28: 67-70.

Leblanc, M.J., Favreau, G. Massuel, S. Tweed, S. O., Loireau, M., Cappelaere, B. 2007. Land

clearance and hydrological change in the Sahel: SW Niger. Global and Planetary Change,

doi:10.1016/j.gloplacha.2007.08.011

Leduc, C., Favreau, G., Schroeter, P. 2001. Long-term rise in a Sahelian water-table: the continental

terminal in south-west Niger. Journal of Hydrology. 243: 43–54.

Lerner, D.N., Issar, A. S. Simmers, I. 1990. Groundwater Recharge: a guide to understanding and

estimating natural recharge, International Contributions to hydrogeology. IAH, Vol.8. Heise.

Hannovar, FRG. 345 p.

Liñán, C. 2003. Hidrogeología de acuíferos carbonatados en la Unidad Yunquera-Nieves (Málaga).

Tesis Doctoral. Universidad de Granada, 317 p.


27

López Rodríguez, J. 1997. Medida de la recarga por la lluvia: métodos instrumentales en parcelas y

trazadores. En: Custodio, E., Llamas, M.R. y samper, J. (Eds.). La evaluación de la recarga a los

acuíferos en la planificación hidrológica. IAH-GE e ITGE, 111-124.

Manzano, M., Cardoso da Silva, G., Tore, C., Custodio, E. 1997. Aplicación del programa BALAN

a la determinación de la recarga en Anoia (Barcelona) y en la Serra de Tramuntana (Mallorca).

Asoc. Intern. Hidrogeólogos. Grupo Español. ITGE: 339-346.

Manzano, M., Custodio, E., G. Cardoso da Silva, G., Lambán, J. 1998. Modelación del efecto del

cambio climático sobre la recarga en dos acuíferos carbonatados del área mediterránea. 4º Congreso

Latinoamericano de Hidrología Subterránea, Montevideo, Uruguay. ALHSUD, 1: 322-333.

Martín Rosales, W. 1997. Efectos de los diques de retención en el borde meridional de la Sierra de

Gádor (Almería). Tesis Doctoral. Universidad de Granada.

Mayor, A.G. 2008. El papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica, a varias

escalas, de una zona mediterránea semiárida. Tesis doctoral, Universidad de Alicante España,173 p.

Mayor, A.G, Bautista, S., Small, E.E., Dixon, M., Bellot, J. 2008. Measurement of the connectivity

of runoff source areas as determined by vegetation pattern and topography: A tool for assessing

potential water and soil losses in dry lands. Water Resources Research. Vol.44 (No.10).

Miller, T. 2005. IX-Water resources and water pollution. Sustaining the earth. Thomson, Brooks

and Cole. ISBN 0-534-49672-5.

MIMAM-Ministerio de Medio Ambiente. 2000. El Libro Blanco del Agua en España, Secretaría de

Estado para Aguas y Costas, Madrid, 900 p.

Navar, J., Bryan, R. 1990. Interception loss and rainfall redistribution by three semi-arid growing

shrubs in Northeastern México. Journal of Hydrology. 115: 51-63.


28

Návar, J., Carlyle-Moses, D.E., Martínez, A.M. 1999. Interception loss from the Tamaulipan

matorral thornscrub of north-eastern Mexico: an application of the Gash analytical interception loss

model. Journal of Arid Environment. 41: 1-10.

Padilla, A., Pulido-Bosch, A. 1986. El programa EVADIA para estimación automática de la lluvia

útil. En: Simposio del Agua en Andalucía: SIAGA-86. Granada. II: 631-636.

Parker, G.G.1983. Throughfall and stremflow in the forest nutrient cycling. Advances in Ecological

Research, 13:58-121.

Piñol, J., Lledó, M.J., Bellot, J., Escarré, A., Terradas, J. 1988. Evapotranspiration estimation and

runoff response of two mediterranean forested watersheds. In "Time scales and water stress". DI

CASTRI, F., FLORET CH., RAMBAL S., ROY J. (Eds.). IUBS, ISBN 92-9046-0725. 197-201 p.

Pulido-Velázquez, D., García-Aróstegui, J.L., Molina, J.L., Pulido-Velázquez, M. 2014.

Assessment of future groundwater recharge in semi-arid regions under climate change scenarios

(Serral-Salinas aquifer, SE Spain). Could increased rainfall variability increase the recharge rate?

Hydrological Processes. DOI: 10.1002/hyp.10191.

Pulido Bosch, A. 2001. Investigación y exploración de acuíferos kársticos. Boletín Geológico y

Minero, Vol. 112, Núm. especial, ISSN: 0366-0176. 65-76 p.

Raposo, J.R., Dafonte, J., Molinero, J. 2013. Assessing the impact of future climate change on

groundwater recharge in Galicia-Costa, Spain. Hydrogeology Journal, 21 (2), 459-479.

Samper, J., García Vera, M.A., 1992. Programa BALAN. Versión 8.0. Manual del usuario.

Departamento de Ingeniería del Terreno. E.T.S. Ingenieros de Caminos, canales y puertos de

Barcelona. Universidad Politécnica de Cataluña.

Samper, J. 1997. Evaluación de la recarga a partir de modelos numéricos de flujo en acuíferos. En:

Custodio, E., Llamas, M.R. y Samper, J. (Eds.). La evaluación de la recarga a los acuíferos en la

planificación hidrológica. IAH-GE e ITGE, 153-180.


29

Samper, J., García Vera, M.A. 1997. Estimación de la recarga producida por la lluvia y los

excedentes de riego mediante balances diarios de agua en el suelo: Experiencias en diferentes zonas

climáticas. Seminario sobre la evaluación de la recarga a los acuíferos en la Planificación

Hidrológica, Las Palmas de Gran Canaria. (eds). ITGE, 367-379.

Samper, J. 1998. Evaluación de la recarga por la lluvia mediante balances de agua: Utilización,

calibración e incertidumbres. Boletín Geológico y Minero: Hidrología subterránea. Vol. 109-4

(347-370).

Sánchez, J.R., Mangas, V.J., Ortiz, C., Bellot, J. 1994. Forest fire effect on soil chemical properties

and runoff. En: M. Sala y J.L. Rubio (Eds.). Soil erosion and degradation as a consequence of forest

fires. Geoforma Ediciones, Logroño, 53-65.

Sánchez, J.R., Mangas, V.J., Ortiz, C. 1995. Comparación de pérdidas erosivas entre tratamientos

de reforestación en el SE de España, Estudia Ecológica XII, 25-40 p.

Sanford, W. 2002. Recharge and groundwater models: an overview. Hydrogeology Journal, 10 (1),

110-120.

Scanlon, B.R., Healy, R.W., Cook, P.G. 2002. Choosing appropriate techniques for quantifying

groundwater recharge. Hydrogeology Journal, 10: 18-39.

Scanlon, B.R, Reedy, R.C, Stonestrom, D.A, Prudic, D.E, Dennehy, K.F. 2005. Impact of land use

and land cover change on groundwater recharge and quality in the southwestern USA. Global

Change Biology 11: 1577-1593.

Scanlon, B.R, Keese, K.E, Flint, A.L, Flint, L.E, Gaye, C.B, Edmunds, M.W, Simmers, I. 2006.

Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid regions. Hydrological Processes 20:

3335–3370.

Simmers, I. 1997. Groundwater recharge principles, problems and developments. En: Recharge of

Phreatic Aquifers in (Semi-) Arid Areas. Rótterdam: A.A. Balkema, 1-18 p.


30

Thampi, S.G., Raneesh, K.Y. 2012. Impact of anticipated climate change on direct groundwater

recharge in a humid tropical basin based on a simple conceptual model, Hydrological Processes.,

26, 1655-1671.

Thornthwaite, C.W., Mather, J.R., 1955. The water balance. Drexel Institute of Technology,

Laboratory of Climatology. Publication in Climatology, 8(8), 1-104.

Touhami, I., 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga en

ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster, CIHEAM, Zaragoza,

Spain, 176 p.

Trick, T., Custodio, E. 2004. Hydrodynamic characteristics of the western Doñana Region (area of

El Abalario), Huelva, Spain. Hydrogeology Journal 12: 321-335.

Turner, F.B., Randall, D.C., 1989. Net productivity by shrubs and winter annuals in southern

Nevada. Journal of Arid Environment 17, 23-26.

Wang, X.P., Brown-Mitic, C.M., Kang, E.S., Zhang, J.G., Li, X.R. 2004. Evapotranspiration of

Caragana korshinskii communities in a revegetated desert area: Tengger Desert, China.

Hydrological Processes 18: 3293-3303.

Wilcox, B.P., Seyfried, M.S., Breshears, D.D. 2003. The water balance on rangelands. En:

Encyclopedia of Water Science, BA Stewart, TA Howell (eds.), Marcel Dekker, New York.. 791-

794 p.

Younger, P.L., Teutsh, G., Custodio, E., Elliot, T., Manzano, M., Satuer, M. 2002. Assessments of

the sensitivity to climate change of flow and natural water quality in four major carbonate aquifers

of Europe. In: Hiscock KM, Rivett MO, Davison RM (eds) Sustainable groundwater development.

Special Publication 193, Geological Society, London, 303-323 p.

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.

6. Bibliografía

Abdelli, F. 1999. Análisis comparativo de la contribución de distintas comunidades vegetales a

la conservación de agua en el suelo y su contribución a la recarga de acuíferos. Tesis máster.

IAMZ. Zaragoza. 177 p.

Andreu, J.M., García-Sánchez, E. Pulido-Bosch, A. Bellot, J., Chirino, E., Ortiz de Urbina, J.M.

2001. Caracterización del funcionamiento y la recarga del acuífero del Ventós (Alicante).

Revista de la Sociedad Geológica de España, 14: 3-4.

Andreu, J.M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A., Bellot, J., Chirino E., Ortiz de

Urbina, J.M. 2002. Influencia de los episodios recientes en la recarga del acuífero del Ventós-

Castellar (Alicante).Geogaceta, 31: 63-66.

2. Área de Estudio

51

Andreu, J.M., García-Sánchez, E., Carratalá, A., Sanz, M.J., Pulido-Bosch, A., Bellot, J.,

Villacampa, L. 2006. Influencia de los eventos de recarga en la hidrogeoquímica del acuífero de

Ventós-Castellar. Geogaceta, 39: 91-94.

Andreu, J.M., Martínez-Santos, P., Pulido-Bosch, A., García-Sánchez, E. 2010. Resources

assessment of a small karstic Mediterranean aquifer (South-Eastern, Spain), Edited by: B.

Andreo et al., Advances in Research in Karst Media. ISBN 978-3-642-12485. 13-18 p.

Aragón, R., Rodríguez, L., Barba-Romero, J., Orejudo, E., García-Sánchez, E., Vázquez, E.,

Martí, E. y Catalán, J.M. 1992. Normas de explotación del Acuífero de Ventós-Castellar.

Instituto tecnológico Geominero de España-Excma. Diputación Provincial de Alicante, (Informe

interno). 117 p.

Azema, J. 1977. Étude géologique des Zones Externes des Cordilleres bétiques aux confins des

provinces dÁlicante et de Murcie (Espagne). Tesis doctoral, Université. Pierre et Marie Curie

París, 395 p.

Barba-Romero, J., Domínguez, J.A. 2004. Revisión hidrogeológica del perímetro de protección

e las captaciones de abastecimiento de la localidad de Agost (Alicante), TEYGESA, Informe

inédito. 59 p.

Chirino, E. 2003. Influencia de las precipitaciones y de la cubierta vegetal en el balance

superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Tesis doctoral. Universidad de

Alicante. 387 p.

De Bolós, O., Vigo, J., Masalles, R.M., Ninot, J.M., 1990. Flora manual dels Paisos Catalans.

Editorial Pòrtic, Bacelona.

DPA. 1982. Las aguas subterráneas en la provincia de Alicante. Informe Interno.

DPA. 1997. Informe final del bombeo de ensayo en el pozo Ventós para el abastecimiento

urbano de Agost (Alicante). Informe interno.

2. Área de Estudio

52

EVREN. 2000. Estudio para la delimitación del perímetro de protección de las captaciones de

abastecimiento a Agost (Alicante). Informe inédito.

FAO-ISRIC-ISSS: World Reference Base for Soil Resources. FAO, Roma, 1998.

Guijarro, J.A. 1981. Aproximación al clima de Alicante y su comarca. En: El medio físico de la

comarca de Alicante, Editado por Excmo. Ayuntamiento de Alicante. 248-277 p.

IGME. 1979. Informe sobre la captación de aguas subterráneas para el abastecimiento urbano de

Agost (Alicante), Informe interno. 62 p.

IGME. 1986. Testificación del sondeo Tabarias (Agost, Alicante). Informe interno

IGME. 2007. Síntesis hidrogeológica de los acuíferos Agost-Monegre, 38 p (Informe inédito).

IGME-DPA. 1988. Normas de explotación del sistema acuífero Ventós-Castellar para el

abastecimiento del núcleo urbano de Agost (Alicante). Informe Interno.

Leclerc, J. 1971. Étude géologique du massif du Maigmo et ses abords (province dÁlicante-

Espagne). Tesis doctoral, Université de París, 128 p.

Leclerc, J., Azema, J. 1976. Le Crétacé dans la région d'Agost, province d'Alicante-Espagne et

ses accidents sédimentaires. Cuadernos de Geología Universidad de Granada, 7: 35-51.

Leret, G., Nuñez, A., Colodrón, I., Martínez del Olmo, W. 1976. Mapa y memoria explicativa de

la Hoja 871 (Elda) del Mapa Geológico Nacional a escala 1:50.000 Plan MAGNA, IGME.

Martínez-Santos, P., Andreu, J.M. 2010. Lumped and distributed approaches to model natural

recharge in semiarid karst aquifers. Journal of Hydrology 388: 389-398.

2. Área de Estudio

53

Mayor, A.G. 2008. El papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica, a varias

escalas, de una zona mediterránea semiárida. Tesis doctoral, Universidad de Alicante, España,

173 p.

Millán, M.M., Estrela, M.J., Caselles, V., 1995. Torrential precipitations on the Spanish east

coast: The role of the Mediterranean sea surface temperature. Atmospheric Research 36:1-16.

Olcina, J., Rico, A.M., 2000. Estudios sobre lluvias torrenciales e inundaciones en la provincia

de Alicante. Serie Geográfica 9: 71-92.

Pérez Cueva, A.J. 1994. Atlas Climàtic de la Comunitat Valenciana, 1961-1990. Conselleria

d’Obres Públiques, Urbanisme i Transports. Generalitat Valenciana, Valencia-España.

Ramírez, D.R. 2006. Estudio de la transpiración del esparto (Stipa tenacissima L.) en una

cuenca del semiárido alicantino: un análisis pluriescalar. Tesis doctoral.Universidad de Alicante,

293 pp.

Rivas-Martínez, S. 1983. Pisos bioclimáticos de España. Lazaroa, 5: 33-43.

Rivas-Martínez, S., Alcaraz F., Belmonte D., Canto, P., Sánchez-Mata, D. 1984. Contribución al

conocimiento de la vegetación de los saladares del sureste de la península Ibérica

(Arthrocnemion glauci). Dep. Botánica, Madrid. Vol. 8, 335-342 p.

Rodríguez Estrella, T. 1977. Síntesis geológica del Prebético de la provincia de Alicante I.

Estratigrafía. Boletín Geológico y Minero, 88: 183-214.

Rodríguez Estrella, T. 2003. Propuesta de modificación del perímetro de protección de las

captaciones de abastecimiento de Agost (Alicante). Inédito

Touhami I. 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga en

ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster. CIHEAM-Zaragoza,

176 p.

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.


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


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


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.


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)


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


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


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


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.


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)


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


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


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


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.


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)


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


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

247

249

251

253

255

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


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

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Available water content (TW)

Soil moisture (VB)

Daily rainfall (mm)


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


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).

3.7. References

Aguilera, H., Murillo, J.M. 2009. The effect of possible climate change on natural

groundwater recharge based on a simple model: a study of four karstic aquifers in SE Spain.

Environmental Geology, 57, 963-974.

Andreo, B., Vías, J., Durán, J.J., Jiménez, P., López-Geta, J.A. and Carrasco, F. 2008.

Methodology for groundwater recharge assesment in carbonate aquifers: application to pilot

sites in southern Spain. Hydrogeology Journal, 16, 911-925.

Andreu, J.M., Alcalá, F.J., Vallejos, A., Pulido-Bosch, A. 2011. Recharge to mountainous

carbonated aquifers in SE Spain: Different approaches and new challenges. Journal of Arid

Environments, 75, 1262-1270.

Arnold, J.G., Srinivasan, R., Muttiah, R.S., Williams, J.R. 1998. Large area hydrologic

modeling and assessment-Part I: model development. Journal of the American Water

Resources Association, 34(1), 73-89.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F. and Martinez, J.M. 1999.

Effect of different vegetation type on the soil water balance in semiarid areas of South Eastern

Spain. Physics and Chemistry of the Earth, 24(B), 353-357.

Bellot, J., Bonet, A., Sánchez, J.R., Chirino, E. 2001. Likely effects of land use changes on

the runoff and aquifer recharge in a semiarid landscape using a hydrological model.

Landscape and Urban Planning, 55, 41-53.

Burke, S. 1995. Land surface parameterization: regionalized versus distributed approach to

groundwater recharge. Physics and Chemistry of the Earth, 20, 331-337.


77

Cantón, Y., Villagarcía, L., Moro, M. J., Serrano-Ortíz, P., Were, A., Alcalá, F. J., Kowalski,

A. S., Solé-Benet, A., Lázaro, R., Domingo, F. 2010. Temporal dynamics of soil water

balance components in a karst range in southeastern Spain: estimation of potential recharge.

Hydrological Sciences Journal, 55(5), 737-753.

Chassagneux, P., Choisnel, E. 1986. Modélisation de l’évaporation globale d’un couvert

forestier. Principes physiques et description du modèle. Annals of Forest Science, 43, 505-

520.


hídrico superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Thesis (PhD). University

of Alicante. Spain.

Chirino, E., Bonet, A., Bellot, J., Sánchez, J.R. 2006. Effects of 30-year-old Aleppo pine

plantations on runoff, soil erosion, and plant diversity in a semiarid landscape in south eastern

Spain. Catena, 65, 19-29.

De Luis, M., Raventós, J., González-Hidalgo, J.C., Sánchez, J.R., Cortina, J. 2000. Spatial

analysis of rainfall trends in the region of Valencia (East Spain). International Journal of

Climatology, 20, 1451-1469.

De Vries, J.J., Simmers, I. 2002. Groundwater recharge: an overview of processes and

challenges. Hydrogeology Journal, 10(1), 5-17.

Dripps, W.R., Bradbury, K.R. 2007. A simple daily soil water balance model for estimating

the spatial and temporal distribution of groundwater recharge in temperate humid areas.

Hydrogeology Journal, 15, 433-444.

Espinha-Marques, J., Samper, J., Pisani, B., Alvares, D., Carvalho, J. M., Chaminé, H. I.,

Marques, J. M., Vieira, G. T., Mora, C., Sodré-Borges, F. 2011. Evaluation of water

resources in 15 a high-mountain basin in Serra da Estrela, Central Portugal, using a semi-

distributed hydrological model. Environmental Earth Sciences, 62, 1219-1234.


78

FAO-ISRIC-ISSS. 1998. World Reference Base for Soil Resources. World Soil Resources

Report, 84. FAO, Rome, 88pp.

Flint, A.L., Flint, L.E. 2002. Methods of Soil Analysis Part 4. SSSA Book Series No. 5. Soil

Science Society of America Inc.: Madison Wisconsin,USA, 229-237.

Gollonet, F., Castillo, E. 1986. Climatología del Norte de la provincial de Almería.

Consideraciones sobre el cálculo de lluvia útil en clima árido y semiárido. II Simposio de

Agua en Andalucía, Vol II, Granada, Spain, 601-617 p.

Grindley, J. 1970. Estimation and mapping of evaporation. In World Water Balance

(Proceedings of the Reading Symposium): IAHS Publ. no. 92., vol. I, 200-213 p.

Hargreaves, G.H. and Samani, Z.A., 1982. Estimating reference evapotranspiration. Tech.

Note, Journal of Irrigation And Drainage Engineering, ASCE, 108(3), 225-230.

Healy, R.W., Scanlon, B.R. 2010. Estimating groundwater recharge, ed. Cambridge. pp 245

bibl index ISBN 9780521863964.

Hendrickx, J., Walker, G.R. 1997. Recharge from precipitation. In: I. Simmers (ed) Recharge

of phreatic aquifers in semiarid areas. AA Balkema, Rotterdam, 19-98 p.

Jirkama, M.I., Sykes, J.F. 2007. The impact of climate change on spatially varying

groundwater recharge in the grand river watershed (Ontario). Journal of Hydrology, 338, 237-

250.

Lee, C.H., Chen. W.P., Lee, R.H. 2006. Estimation of groundwater recharge using water

balance coupled with base-flow-record estimation and stable-base-flow analysis.

Environmental Geology, 51, 73-82.

Lerner, D.N., Issar, A.S., Simmers, I. 1990. Groundwater recharge. A guide to understanding

and estimating natural recharge. In: IAH, ed. International Contributions to Hydrogeology,

Vol. 8. Heise, Hannover, pp 345.


79

Martín-Rosales, W., Gisbert, J., Pulido-Bosch, A., Vallejos, A., Fernández-Cortés, A. 2007.

Estimating groundwater recharge induced by engineering system in a semiarid area

(Southeastern Spain). Environmental Geology, 52, 985-995.


recharge in semiarid karst aquifers. Journal of Hydrology, 388, 389-398.

Mayor, A.G. 2008. El papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica, a

varias escalas, de una zona mediterránea semiárida. Tesis doctoral, Universidad de Alicante,

España, 173 p.

Nizinski, J., Saugier, B. 1989. A model of transpiration and soil water balance for a Mature

Oak Forest. Agricultural and Forest Meteorology, 47, 1-17.

Penman, H. L., 1949. The dependence of transpiration on weather and soil conditions. Journal

of Soil Science, 1, 74-89.

Ramírez, D.A. 2006. Estudio de la transpiración del esparto (Stipa tenacissima L.) en una

cuenca del semiárido alicantino. Un análisis pluriescalar. Thesis (PhD). University of

Alicante. Spain.

Samper, J., Huguet, L., Ares, J., García-Vera, M.A. 1999. User manual of VISUAL BALAN

v2.0 program: an Interactive code for water balance and recharge estimation. Technical

Publication. ENRESA, Madrid.

Samper, J., García-Vera, M.A. 2004. VISUAL-BALAN, an interactive model of water

balance: present state and future developments. In: VIII Simposio de Hidrogeología.

Zaragoza, Spain. pp 595-604.

Scanlon, B.R., Healy, R.H., Cook, P.G. 2002. Choosing appropriate techniques for

quantifying groundwater recharge. Hydrogeology Journal, 10, 18-39.


80

Scanlon, B.R., Keese, K.E., Flint, A.L., Flint, L.E., Gaye, C.B., Edmunds, M.W., Simmers, I.

2006. Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid regions. Hydrological

Processes, 20, 3335-3370.

Sibanda, T., Nonner, J.C., Uhlenbrook, S. 2009. Comparation of groundwater recharge

estimation methods for the semi-arid Nyamandhlovu area, Zimbabwe. Hydrogeology Journal,

107, 1427-1441.

Thornthwaite, C.W., Mather, J. R. 1955. The water balance. Drexel Institute of Technology,

Laboratory of Climatology. Publication in Climatology, 8(8), 1-104.

Touhami, I. 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga en

ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster. CIHEAM-

Zaragoza, 176 P.


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.

Wang, Y., Shao, M.A., Liu, Z.P., Warrington, D.N. 2012. Regional spatial pattern of deep soil

water content and its influencing factors. Hydrological Sciences Journal, 57 265-281.

Yin, L.H., Hou, G.C., Tao, Z.P., Li, Y. 2009. Origin and recharge estimates of groundwater in

the Ordos Plateau, P.R. China. Environmental Earth Sciences, 60, 1731-1738.

Yin, L.H., Hu, G., Huang, J., Wen, D., Dong, J.,Wang, X., Li, H. 2011. Groundwater-

recharge estimation in the Ordos Plateau, China: comparison of methods. Hydrogeology

Journal, 19, 1563-1575.

Zagana, Z., Kuells, C.H., Udluft, P., Constantinou, C. 2007. Methods of groundwater

recharge estimation in eastern Mediterranean a water balance model application in Greece,

Cyprus and Jordan. Hydrological Processes, 21, 2405-2414.

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



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.


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


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


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


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


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.


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.


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


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.


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)


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.


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


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.


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


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.


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.


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.


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.


101

Figure 10. Calibration results: Observed and calculated water-table elevation in dry, average

and wet hydrological year.


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.


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.

4.5. References


groundwater recharge based on a simple model: a study of four karstic aquifers in SE Spain.

Environmental Geology 57: 963-974.

Andreo, B., Vías, J., Durán, J.J., Jiménez, P., López-Geta, J.A., Carrasco, F. 2008.

Methodology for groundwater recharge assessment in carbonate aquifers: application to pilot

sites in southern Spain. Hydrogeology Journal 16: 911-925.


assessment of a small karstic Mediterranean aquifer (South-Eastern, Spain). Advances in

Research in Karst Media. (eds). DOI:10.1007/978-3-642-12486-0.

Andreu, J.M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A., Bellot, J., Chirino, E., y

Ortíz de Urbina, J.M. 2001. Caracterización del funcionamiento y la recarga del acuífero del

Ventós-Castellar (Alicante). Revista de la Sociedad Geológica de España 14 (3-4): 247-254.


carbonated aquifers in SE Spain: Different approaches and new challenges. Journal of Arid

Environments 75: 1262-1270.

Arnold, J.G., Srinivasan, R., Muttiah, R.S., Williams, J.R. 1998. Large-area hydrologic

modelling and assessment: Part I. Model development. Journal American Water Resources

Association 34(1): 73-89.


104

Arnold, J.G., Fohrer, N. 2005. SWAT2000: Current capabilities and research opportunities in

applied watershed modelling. Hydrological Processes 19(3): 563-572.

Bellot, J., Bonet, A., Peña, J., Sánchez, J.R. 2007. Human impacts on land cover and water

balances in a coastal Mediterranean county. Environmental Management 39: 412-422.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F., Martinez, J.M. 1999. Effect

of different vegetation type on the soil water balance in semiarid areas of South Eastern

Spain. Physics and Chemistry of the Earth (B) 24: 353-357.



Landscape and Urban Planning 55: 41-53.

Castaño, S., Martínez-Santos, P., Martínez-Alfaro, P.E. 2008. Evaluating infiltration losses in

a Mediterranean wetland: Las Tablas de Daimiel National Park, Spain. Hydrological

Processes 22(26): 5048-5053.


forestier. Principes physiques et description du modèle. Annals of Forest Science 43: 505-

520.


hídrico superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Ph.D. Thesis, University

of Alicante. Spain, 387 p.

Chirino, E., Bonet, A., Bellot, J., Sánchez, J.R. 2006. Effects of 30- year-old Aleppo pine

plantations on runoff, soil erosion, and plant diversity in a semiarid landscape in south eastern

Spain, Catena 65: 19-29.

Custodio, E. 1998. Recarga de los acuíferos: aspectos generales sobre el proceso, la

evaluación y la incertidumbre (Aquifer recharge: general issues on the process, assessment

and uncertainity). Boletín Geológico y Minero 109:13-29.


105

De Luis, M., Raventós, J., González-Hidalgo, J.C., Sánchez, J.R., Cortina, J. 2000. Spatial

analysis of rainfall trends in the region of Valencia (East Spain). International Journal of

Climatology 20:1451-1469.

De Vries, J.J., Simmers, I. 2002. Groundwater recharge: an overview of processes and

challenges. Hydrogeology Journal 10: 5-17.

Domingo, F., Sánchez, G., Moro, M.J., Brenner, A.J., Puigdefágrebas, J. 1998. Measurement

and modelling of rainfall interception by three semiarid canopies. Agriculture and Forest

Meteorology 91: 275-292.

Dripps, W., Bradbury, K. 2010. The spatial and temporal variability of groundwater recharge

in a forested basin in northern Wisconsin. Hydrological Processes 24: 383-392.

Eilers, V., Carter, R., Rushton, K. 2007. A single layer soil water balance model for

estimating deep drainage (potential recharge): an application to cropped land in semiarid

Northeast Nigeria. Geoderma 140(1/2): 119-131.

FAO-ISRIC-ISSS. 1998. World Reference Base for Soil Resources. FAO, Roma.

Flint, A.L., Flint, L.E. 2002. SSSA Book Series No. 5. Methods of Soil Analysis Part 4-

Published by Soil Science Society of America Inc. Madison Wisconsin, USA, 229-237.

Gee, G.W., Wierenga, P.J., Andraski, B.J., Young, M.H., Fayer, M.J., Rockhold, M.L. 1994.

Variations in water balance and recharge potential at three western desert sites. Soil Science

Society of America Journal 58: 63-71.

Hargreaves, G.H., Samani, Z.A. 1982. Estimating potential evapotranspiration. Tech. Note,

Journal of Irrigation and drainage Engineering, ASCE, 108(3): 225-230.

Hart, D.J., Schoephoester, P., Bradbury, K. 2009. Groundwater Recharge in Dane County,

Wisconsin, Estimated by a GIS-Based Water-Balance Model. Open-file Report 2009-01.

Wisconsin Geological and Natural History Survey, 16.


106

Hendrickx, J., Walker, G. 1997. Recharge from precipitation. In: Recharge of phreatic

aquifers in semiarid areas. IAH, A.A. Balkema / Rotterdam / Brookfield 19: 19-111.

IGME. 2003. Memoria sobre la obtención de la información para la mejora del conocimiento

sobre el funcionamiento hidrogeológico de diferentes acuíferos del Subbético y Prebético del

alto Guadalquivir. Ministerio de Ciencia y Tecnología, 46.

IPCC. 2007. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fourth Assessment Report of

the Intergovernmental Panel on Climate Change. Core Writing Team, Pachauri, R.K. and

Reisinger, A. (eds). Geneva, Switzerland, 104 p.

Kendy, E., Zhang, Y., Liu, C., Wang, J., Steenhuis, T. 2004. Groundwater recharge from

irrigated cropland in the North China plain: case study of Luancheng County, Hebei Province,

1949-2000. Hydrological Processes 18: 2289-2302.

Leduc, C., Bromley, J., Schroeter, P. 1997. Water-table fluctuation and recharge in semiarid

climate: some results of the HAPEX-Sahel hydrodynamic survey. Journal of Hydrology 188-

189: 123-138.

Lerner, D.N., Issar, A.S., Simmers, I. 1990. Groundwater recharge. A guide to understanding

and estimating natural recharge. International contributions to hydrogeology. Vol 8. (eds).

IAH, Heisse, Hannover, 345 p.


recharge in semiarid karst aquifers. Journal of Hydrology 388: 389-398.

DOI:10.1016/j.jhydrol.2010.05.018.

Mayor, AG. 2008. El papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica, a

varias escalas, de una zona mediterránea semiárida. Tesis Doctoral, Universidad de Alicante.

España, 173 p.

McMahon, P.B., Dennehy, K.F., Bruce, B.W., Bohlke, J.K., Michel, R.L., Gurdak, J.J.,

Hurlbut, D.B. 2006. Storage and transit time of chemicals in thick unsaturated zones under


107

rangeland and irrigated cropland, High Plains, USA. Water Resources Research 42: DOI:

10.1029/2005WR004417.

Molina, J.L., García-Aróstegui, J..L, Benavente, J., Varela, C., De la Hera, A., López-Geta,

J.A. 2009. Aquifers overexploitation in SE Spain: a proposal for the integrated analysis of

water management. Water Resources Management 23 : 2737-2760.

Návar, J., Charles, F., Jurado, E. 1999. Spatial variations of interception loss components by

Tamaulipan thornscrub in northeastern Mexico. Forest Ecology and Management 124: 231–

239

Nizinski, J., Saugier, B. 1989. A model of transpiration and soil-water balance for a Mature

Oak Forest. Agricultural and Forest Meteorology 47: 1-17.

Ramírez, D.A. 2006. Estudio de la transpiración del esparto (Stipa tenacissima L.) en una

cuenca del semiárido alicantino: Un análisis pluriescalar, Ph.D. Thesis, University of

Alicante, Spain, 293.

Rickert, K.G., Mckeon, G.M. 1982. Soil water balance model: WATSUP. Proceeding of

Australian Society of Animal Production 14: 198-200.

Samper, J., García Vera, M.A. 1997. Estimación de la recarga producida por la lluvia y los

excedentes de riego mediante balances diarios de agua en el suelo: Experiencias en diferentes

zonas climáticas. Seminario sobre la evaluación de la recarga a los acuíferos en la

Planificación Hidrológica, Las Palmas de Gran Canaria. (eds). ITGE, 367-379.

Samper, J., Alvares, D., Pisani, B., García Vera, M.A. 2007. Evaluation of climate change

impacts on water resources of Ebre River Basin with GIS-BALAN. In: XXXV AIH Congress

(Lisboa): Groundwater and Ecosystems, 11.


2006. Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid regions. Hydrological

Processes 20: 3335-3370.


108

Scanlon, B.R., Healy, R.H., Cook, P.G. 2002. Choosing appropriate techniques for

quantifying groundwater recharge. Hydrogeology Journal 10: 18-39.

Scanlon, B.R., Reedy, R.C., Stonestrom, D.A., Prudic, D.E., Dennehy, K.F. 2005. Impact of

land use and land cover change on groundwater recharge and quality in the southwestern

USA. Global Change Biology 11: 1577-1593.

Touhami, I. 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga en

ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster. CIHEAM-

Zaragoza, 176.

Trevor, J.H., Ashley, D.S., Joe, J.L. 1994. A model of soil moisture balance and herbage

growth in the arid rangelands of central Australia. Journal of Arid Environments 28: 281-298.

Wang, X.P., Brown-Mitic, C.M., Kang, E.S., Zhang, J.G., Li, X.R. 2004. Evapotranspiration

of Caragana korshinski communities in a revegetated desert area: Tengger Desert, China.

Hydrological Processes 18: 3293-3303.

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


112


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).


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


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


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


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.


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


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


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


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


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


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


123


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 23Ń; 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.


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


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


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 >


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


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


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

n (P

) and m

axim

um

(max

Tª) an

d m

inim

um

(min

Tª) air tem

peratu

re for th

e stud

y p

eriod an

d th

e two scen

arios (A

2-h

igh

and B

2-lo

w). T

he G

eneral L

inear M

od

el univ

ariate results u

sing

two facto

rs: perio

ds (1

961

-1990

, 2011

-2040, 2

041

-2070

and 2

071

-2099) an

d

emissio

n scen

arios (A

2-h

igh an

d B

2-lo

w). M

ean ±

standard

error; N

perio

d =

30, N

scenario =

30; T

ukey

’s HS

D p

ost h

oc test; th

e valu

es follo

wed

by

the sam

e letter are not sig

nifican

tly d

ifferent at p

< 0

.05; *

** p

< 0

.001; *

* p

< 0

.01; n

s not sig

nifican

t.

P

eriod

factor

Scen

ario facto

r

Main

effects and

interactio

ns

1

96

1-1

99

0

20

11-2

04

0

20

41

-20

70

20

71

-20

99

A2

-hig

h

B2

-low

Perio

d

Scen

ario

Perio

d x

scen

ario

P (m

m)

27

3.5

8 ±

5.8

2a

27

0.8

1 ±

6.9

0a

25

8.1

0 ±

6.6

4ab

2

40.2

6 ±

7.5

4b

2

61

.21

± 4

.67

26

0.5

1 ±

4.9

5

0

.00

2*

*

0.9

12

ns

0.9

40

ns

max

Tª (ºC

) 2

1.3

9 ±

0.1

1d

22

.74

± 0

.11c

24

.04 ±

0.1

1b

25

.79

± 0

.12

a

23

.63

± 0

.13

23

.31

± 0

.10

<

0.0

01

***

0.0

02

**

<0

.00

1*

**

min

Tª (ºC

) 1

0.2

5 ±

0.1

2d

11

.59

± 0

.11c

12

.71 ±

0.1

2b

14

.23

± 0

.13

a

12

.33

± 0

.12

12

.03

± 0

.10

<

0.0

01

***

0.0

09

**

<0

.00

1*

**


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)


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).


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


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).


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

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e

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d th

e two scen

arios (A

2-h

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2-lo

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eriod: co

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years/p

eriod/scen

ario) in

each p

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961

-1990, 2

011

-2040, 2

041

-2070 an

d 2

071

-2099) an

d (2

) scenario

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hig

h an

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2-lo

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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


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


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).

6. References

Agencia Estatal de Meteorología (AEMet). 2009. Generación de escenarios regionalizados de

cambio climático para España (Generation of regionalized scenarios of climate change for

Spain). Ministerio de Medio Ambiente, Medio Rural y Marino, Madrid. Available online:

http://escenarios.inm.es. (last access: February 2012).


groundwater recharge based on a simple model: a study of four karstic aquifers in SE Spain,

Environ. Geol., 57, 963-974.

Ali, R., McFarlane, D., Varma, S., Dawes, W., Emelyanova, I., Hodgson, G. 2012. Potential

climate change impacts on the water balance of regional unconfined aquifer systems in South-

Western Australia, Hydrol. Earth Syst. Sci. Discuss., 9, 6367-6408, doi:10.5194/hessd-9-

6367-2012.


139

Andreu, J.M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A. Bellot, J., Chirino, E., Ortíz

De Urbina, J.M. 2002. Influencia de los episodios lluviosos recientes en la recarga del

acuífero Ventós-Castellar (Alicante). Geogaceta, 31: 55-58.


assessment of a small karstic Mediterranean aquifer (South-Eastern, Spain), Edited by: B.

Andreo et al., Advances in Research in Karst Media. DOI: 10.1007/978-3-642-12486-0.


carbonated aquifers in SE Spain: Different approaches and new challenges, Journal of Arid

Environments, 75, 1262-1270.

Ayala-Carcedo, F.J, Iglesias, A. 2000. Impactos del posible Cambio Climático sobre los

recursos hídricos, el diseño y la planificación hidrológica en la España Peninsular, edited by:

Balairón, L., El Cambio Climático, Servicio de Estudios del BBVA, El Campo de las

Ciencias y las Artes, 137, 201-222.

Bakkenes, M., Eickhout, B., Alkemade, R. 2006. Impacts of different climate stabilisation

scenarios on plant species in Europe, Global Environmental Change, 16(1) 19-28.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F., Martinez, J.M. 1999. Effect

of different vegetation types on the soil water balance in semiarid areas of South Eastern

Spain, Physics and Chemistry Earth, 24, 353-357.



Landscape Urban Planning, 55, 41-53.

Bellot, J., Chirino, E. 2013. Hydrobal: An eco-hydrological modelling approach for assessing

water balances in different vegetation types in semi-arid areas, Ecological Modelling, 266,

30-41, 2013.


140

Candela, L., von Igel, W., Elorza, F.J., Aronica, G. 2009. Impact assessment of combined

climate and management scenarios on groundwater resources and associated wetland

(Majorca, Spain). Journal of Hydrology, 376, 510-527.

CEDEX-Centro de Estudios y Experimentación de Obras Públicas. 2012. Estudio de los

impactos del cambio climático en los recursos hídricos y las masas de agua. Informe técnico

para el Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino, 398 p.

Chen, Z.H., Grasby, S.E., Osadetz, K.G. 2002. Predicting average annual groundwater levels

from climate variables: an empirical model, Journal of Hydrology, 260, 102-117.


hídrico superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Tesis doctoral, universidad

de Alicante, España, 387 p.

Chirino, E., Bonet, A., Bellot, J., Sánchez, J.R. 2006. Effects of 30-years-old Aleppo pine

plantations on runoff, soil erosion, and plant diversity in a semi-arid landscape in south-

eastern Spain. Catena 65, 19-29.

Christensen, J. H., Carter, T. R., Rummukainen, M., Amanatidis, G. 2007. Evaluating the

performance and utility of regional climate models: the PRUDENCE project, Climate

Change, 81(Suppl. 1), 1-6.

Croley, T.E., Luukkonen, C.L. 2003. Potential effects of climate change on ground water in

Lansing, Michigan, Journal of the American Water Resources Association, 39, 149-163.

ENSEMBLES PROJECT. 2009. European Commission's 6th Framework Integrated Project

from 2004-2009 (through the contract GOCE-CT-2003-505539) under the Thematic Sub-

Priority "Global Change and Ecosystems" (web site http://ensembles-eu.metoffice.com/).

FAO-ISRIC-ISSS. 1998. World Reference Base for Soil Resources. FAO, Roma.


141

Flato, G.M., Boer, G.J., Lee, W.G., McFarlane, N.A., Ramsden, D., Reader M.C., Weaver,

A.J. 2000. The Canadian Centre for Climate Modelling and Analysis global coupled model

and its climate. Climate Dynamics, 16, 451-467.

Gordon, C., Cooper Senior, C., Banks, H.T., Gregory, J.M., Johns, T.C., Mitchell, J.F.B.,

Wood, R.A. 2000. The simulation of SST, sea ice extents and ocean heat transports in a

version of the Hadley Centre coupled model without flux adjustments, Climate Dynamics.,

16, 147-168.

Graham, L.P., Andréasson, J., Carlsson, B. 2007. Assessing climate change impacts on

hydrology from an ensemble of regional climate models, model scales and linking methods-a

case study on the Lule River basin, Climatic Change, 81, 293-307.

Green, T.R., Taniguchi, M., Kooi, H. 2011. Beneath the surface of global change: impacts of

climate change on groundwater, Journal of Hydrology, 405, 532–560.

Guardiola-Albert, C., Jackson, C.R. 2011. Potential impacts of climate change on

groundwater supplies to the Doñana wetland, Spain. Wetlands, 31, 907-920.

Gurdak, J., Roe C.: Review. 2010. Recharge rates and chemistry beneath playas of the High

Plains aquifer, USA, Hydrogeology Journal, 18(8), 1747–1772, doi:10.1007/s10040-010-

0672-3.

Hargreaves, G.H., Samani, Z.A. 1982. Estimating potential evapotranspiration. Tech. Note,

Journal of Irrigation and Drainage Engineering, ASCE, 108, 225-230, 1982.

Hendricks Franssen, H.J. 2009. Impact of climate change on groundwater resources: the need

for integrative approaches, International Journal of Climate Change Strategies and

Management, 1, 241-254.

Herrera-Pantoja, M., Hiscock, K.M. 2008. The effects of climate change on potential

groundwater recharge in Great Britain, Hydrological Processes, 22, 73-86.


142

Hiscock, K., Sparkes, R., Hodgens, A. 2012. Evaluation of future climate change impacts on

European groundwater resources. In: Treidel, H., Martin-Bordes, J.J., Gurdak, J.J. (Eds.),

Climate change effects on groundwater resources: a global synthesis of findings and

recommendations. IAH International Contributions to Hydrogeology, Taylor and Francis,

London, 351-366 p.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change: Summary for Policymakers. In: Climate

Change 2013. The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth

Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin,

G.-K. Plattner, M. Tignor, S. K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M.

Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, UK and NY.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change In: Climate Change 2007. The Physical

Science Basis, in: Contribution of Working Group 1 to the Forth Assessment Report of the

Intergovernmental Panel on Climate Change, edited by: Solomon, S., Qin, D., Manning, M.,

Chen, Z., Marquis, M., Averyt, K. B., Tignor, M., and Miller, H. L., Cambridge Univ. Press,

New York.

Manzano, M., Custodio, E., G. Cardoso da Silva, G., Lambán, J. 1998. Modelación del efecto

del cambio climático sobre la recarga en dos acuíferos carbonatados del área mediterránea. 4º

Congreso Latinoamericano de Hidrología Subterránea, Montevideo,Uruguay. ALHSUD, 1:

322-333.

Marengo, J.A., Jones, R., Alves, L.M., Valverde, M.C. 2009. Future change of temperature

and precipitation extremes in South America as derived from the PRECIS regional climate

modelling system, International Journal of Climatology, 29, 2241-2255.

Maxwell, E.W., Kollet, S.J. 2008. Interdependence of groundwater dynamics and land-energy

feedbacks under climate change, Natural Geoscience, 1, 665-669.

Pope, V.D., Gallani, M.L., Rowntree, P.R., Stratton, R.A. 2000. The impact of new physical

parameterizations in the Hadley Centre climate model-HadCM3, Climate Dynamics 16, 123-

146.


143

PRUDENCE PROJECT. 2004. Prediction of Regional scenarios and Uncertainties for

defining European climate change risks and effects. The Prudence Projects by the EU through

contract EVK2-CT2001-00132 (web site http://prudence.dmi.dk/).


Assessment of future groundwater recharge in semi-arid regions under climate change

scenarios (Serral-Salinas aquifer, SE Spain). Could increased rainfall variability increase the

recharge rate?, Hydrological Processes DOI: 10.1002/hyp.10191.

Raposo, J.R., Dafonte, J., Molinero, J. 2013. Assessing the impact of future climate change on

groundwater recharge in Galicia-Costa, Spain. Hydrogeology Journal, 21 (2), 459-479.


Roeckner, E., Arpe, K., Bengtsson, L., Christoph, M., Claussen, M., Dümenil, L., Esch, M.,

Giorgetta, M., Schlese, U., Schulzweida, U. 1996. The atmospheric general circulation model

ECHAM 4: model description and simulation of present-day climate. Max-Planck Institute for

Meteorology, Report No.218, Hamburg, Germany, 90 p.


2006. Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid regions, Hydrological

Processes, 20, 3335-3370.

Scibek, J., Allen, D.M. 2006. Modeled impacts of predicted climate change on recharge and

groundwater levels, Water Resources Research, 42, 1-18, 2006.

Stoll, S., Hendricks Franssen, H.J., Butts, M., Kinzelbach, W. 2011. Analysis of the impact of

climate change on groundwater related hydrological fluxes: a multi-model approach including

different downscaling methods, Hydrology and Earth System Science, 15, 21-38.

Thampi, S.G., Raneesh, K.Y. 2012. Impact of anticipated climate change on direct

groundwater recharge in a humid tropical basin based on a simple conceptual model,

Hydrological Processes, 26, 1655-1671.


144

Thuiller ,W., Lavorel, S., Araujo, M.P., Sykes, M.T., Prentice, I.C. 2005. Climate change

threats to plant diversity in Europe. Proceedings National Academy of Sciences USA

(PNAS), 102: 8245-8250.

Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., 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.

Touhami, I., Andreu, J.M., Chirino, E., Sánchez, J.R., Pulido-Bosch, A., Martínez-Santos, P.,

Moutahir, H., Bellot, J. 2014. Comparative performance of soil water balance models in

computing semiarid aquifer recharge, Hydrology Sciences Journal, 59 (1), 1-11.

Van Vuuren, P.D., O’Neill, B.C. 2006. The consistency of IPCC’s SRES scenarios to recent

literature and recent projections, Climatic Change, 75, 9-46.

Viviroli, D., Archer, D.R., Buytaert, W., Fowler, H.J., Greenwood, G.B., Hamlet, A.F.,

Huang, Y., Koboltschnig, G., Litaor, M.I., López-Moreno, J.I., Lorentz, S., Schädler, B.,

Schwaiger, K., Vuille, M., Woods, R. 2010. Climate change and mountain water resources:

overview and recommendations for research, management and politics, Hydrology and Earth

System Sciences. Discussions 7, 2829-2895.

Wilby, R.L., Dawson, C.W. 2007. SDSM 4.2. A Decision Support Tool for the Assessment of

Regional Climate Change Impacts: User Manual.

XLSTAT. 2014 complete data analysis software system and statistics add-in for MS Excel,

Version 2014.2.

Younger, P.L., Teutsh, G., Custodio, E., Elliot, T., Manzano, M., Satuer, M. 2002.

Assessments of the sensitivity to climate change of flow and natural water quality in four

major carbonate aquifers of Europe. In: Hiscock KM, Rivett MO, Davison RM (eds)

Sustainable groundwater development. Special Publication 193, Geological Society, London,

303-323 p.

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


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


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


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


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,


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


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


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


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%


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).


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.

Referencias

AEMet-Agencia Estatal de Meteorología. 2009. Generación de escenarios

regionalizados de cambio climático para España (Generation of regionalized scenarios

of climate change for Spain). Ministerio de Medio Ambiente, Medio Rural y Marino,

Madrid. Available online: http://escenarios.inm.es.


158

Andreo, B., Vías J., López-Geta J.A., Carrasco F., Durán, J.J., Jiménez, P. 2004.

Propuesta metodológica para la estimación de la recarga en acuíferos carbonáticos.

Boletín Geológico y Minero, 115, 2.

Andreo, B., Vías, J., Durán, J. J., Jiménez, P., López-Geta, J. A., Carrasco, F. 2008.

Methodology for groundwater recharge assessment in carbonate aquifers: application to

pilot sites in southern Spain, Hydrogeology Journal, 16: 911-925.

Andreu, J. M., García-Sánchez, E. Pulido-Bosch, A. Bellot, J., E. Chirino, y J. M.Ortiz

de Urbina. 2001. Caracterización del funcionamiento y la recarga del acuífero del

Ventós (Alicante). Revista de la Sociedad Geológica de España, 14: 3-4.

Andreu, J. M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A., Bellot, J., Chirino E.,

Ortiz de Urbina, J. M. 2002. Influencia de los episodios recientes en la recarga del

acuífero del Ventós-Castellar (Alicante). Geogaceta, 31: 63-66.

Andreu, J. M., Pulido-Bosch, A., García-Sánchez, E., Lema M. A. Vallejos. A., Bellot,

J., E. Chirino. 2003. Singularidad de la recarga en pequeños acuíferos kársticos de

regiones semiáridas. Ejemplo del Ventós (Alicante, SE de España).Jornadas Luso-

Espanholas sobre Aguas subterráneas no Sul da península ibérica.

Andreu, J.M.; García-Sánchez, E.; Carratalá, A., Sanz, M.J.; Pulido-Bosch, A. Bellot, J.,

Villacampa, L. 2006. Influencia de los eventos de recarga en la hidrogeoquímica del

acuífero de Ventós-Castellar. Geogaceta, 39: 91-94.

Arnold, J.G., Srinivasan R., Muttiah R.S., Williams, J.R. 1998. Large area hydrologic

modeling and assessment. Part 1: Model development. Journal of the American Water

Resources Association 34(1): 73-89.

Arora, V.K. 2002. Modeling vegetation as a dynamic component in soil-vegetation-

atmosphere transfer schemes and hydrological models. Reviews of Geophysics, 40(2),

1006, doi:10.1029/2001RG000103.


159

Bakkenes, M., Eickhout, B., Alkemade, R. 2006. Impacts of different climate

stabilisation scenarios on plant species in Europe, Global Environmental Change, 16(1):

19-28.

Bellot, J., Escarré, A. 1989. Efecto del estado de desarrollo del bosque mediterráneo

sobre la distribución del agua de lluvia y nutrientes en un suelo forestal. Options

Mediterranéennes. 8 série. Séminaires-nº 3: 221-225.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F., Martinez, J.M. 1999.

Effect of different vegetation type on the soil water balance in semi-arid areas of South

Eastern Spain. Physics and Chemistry of the Earth, (B) 24: 353-357.

Bellot, J., Bonet, A., Sánchez, J.R., Chirino, E. 2001. Likely effects of land use changes

on the runoff and aquifer recharge in a semiarid landscape using a hydrological model.

Landscape and Urban Planning. 55: 41-53.

Bellot, J., Chirino, E. 2013. Hydrobal: An eco-hydrological modelling approach for

assessing water balances in different vegetation types in semi-arid areas, Ecological

Modelling. 266: 30-41.

Bhark, E.W., Small, E.E., 2003. Association between plant canopies and the spatial

patterns of infiltration in shrubland and grassland of the Chihuahuan desert, New

Mexico. Ecosystems 6: 185-196.

Bochet, E., Rubio, J.L., Poesen, J., 1999. Modified topsoil islands within patchy

Mediterranean vegetation in SE Spain. Catena 38: 23-44.

Bochet, E., Poesen, J., Rubio, J. L., 2006. Runoff and soil loss under individual plants of

a semiarid Mediterranean shrubland: influence of plant morphology and rainfall

intensity. Earth Surface Processes and Landforms 31: 536-549.


160

Bolzicco, J., Morales, R. 1998. Aspectos hidrogeológicos e hidrológicos en relación al

funcionamiento del manantial de Almadrava, Mallorca.IV seminario Hispano-argentino

sobre temas actuales de hidrología subterránea, Santa Fé (Argentina). IN: Tineo, A (Ed.)

nº 13: 12 p.

Candela, L., von Igel, W., Elorza, F.J., Aronica, G. 2009. Impact assessment of

combined climate and management scenarios on groundwater resources and associated

wetland (Majorca, Spain). Journal of Hydrology, 376: 510-527.

Cerdà, A., 1997. Seasonal changes of the infiltration rates in a Mediterranean scrubland

on limestone. Journal of Hydrology 198: 209-225.


hídrico superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Tesis doctoral

Universidad de Alicante, España. 387 p.

Christensen, J.H., Carter, T.R., Rummukainen, M., Amanatidis, G. 2007. Evaluating the

performance and utility of regional climate models: the PRUDENCE project, Climatic

Change, 81(Suppl. 1), 1-6.

Custodio, E. 1997. Evaluación de la recarga por la lluvia mediante métodos ambientales

químicos, isotópicos y térmicos. La Evaluación de la Recarga a los Acuíferos en la

Planificación Hidrológica. AIH–ITGE, Madrid: 83-109.

De Luis, M., Garcia, M.F., Cortina, J., Raventos, J., Gonzalez, J.C., Sánchez, J.R. 2001.

Climatic trends, disturbances and short-term vegetation dynamics in a Mediterranean

shrubland. Forest Ecology and Management. 147 : 25-37 p.

Derouiche, A., Bellot, J., Cartagena, D. 1996. Effet du couvert végétal sur le

comportement hydrique et le transport solide dans une pinède à sous-bois arbustif et

herbacé. Réseau érosion nº 13, 10 p.


161

Derouiche, A. 1996. Estimation et modelisation des composantes du bilan hydrique

chez differentes formations arborées, arbustives et herbacées mediterraneennes. Tesis de

Máster. CIHEAM. Zaragoza.

DGOHCA-ITGE. 1998. Programa de ordenación de acuíferos sobreexplotados

/salinizados. Formulación de estudios y actuaciones (Inventory program for

overexploited/salinizated aquifers. Studies and management options) Dirección General

de Obras Hidráulicas y Calidad de las Aguas-Instituto Tecnológico Geominero de

España, 66 p.

Domingo, F., Sánchez, G., Moro, M.J., Brenner, A.J., Puigdefágrebas, J. 1998.

Measurement and modelling of rainfall interception by three semiarid canopies.

Agriculture and forest meteorology, 91: 275-292.

Dripps, W.R., Bradbury, K.R., 2007. A simple daily soil water balance model for

estimating the spatial and temporal distribution of groundwater recharge in temperate

humid areas. Hydrogeology Journal, 15: 433-444.

Dunkerley, D. L., Brown, K. J., 1995. Runoff and runon areas in a patterned chenopod

shrubland, arid western New South Wales, Australia: Characteristics and origin. Journal

of Arid Environments 30: 41-55.

Durán, J.J., Andreo, B., Vías, J., López-Geta, J.A., Carrasco, F., Jiménez, P. 2004.

Clasificación de acuíferos carbonáticos de la Cordillera Bética según la tasa de recarga.

Boletín Geológico y Minero, 115, 2.

Eagleson, P.S. 2002. Ecohydrology: Darwinian expression of forest form and function.

Cambridge University Press, Cambridge.

Eldridge, D.J., Rosentreter, R., 2004. Shrub mounds enhance water flow in a shrub-

steppe community in southwestern Idaho, U.S.A. En: Hild, A. L., Shaw, N. L., Meyer,

S. E., Booth, D. T., McArthur, E. D., eds., Seed and soil dynamics in shrubland


162

ecosystems: proceedings; Proceedings RMRS-P-31. Ogden, UT: U.S. Department of

Agriculture, Forest Service, Rocky Mountain Research Station.

Espinha-Marques, J., Samper, J., Pisani, B., Alvares, D., Carvalho, J.M., Chaminé, H.I.,

Marques, J.M., Vieira, G.T., Mora, C., Sodré Borges, F. 2011. Evaluation of water

resources in 15 a high-mountain basin in Serra da Estrela, Central Portugal, using a

semi-distributed hydrological model. Environnemental Earth Sciences, 62: 1219-1234.

Favreau, G., Leduc, C., Marlin, C., Dray, M., Taupin, J.D., Massault, M., La Salle, C.L.,

Babic, M. 2002. Estimate of recharge of a rising water table in semiarid Niger from H-3

and C-14 modeling. Ground Water 40: 144-151.

Ferguson, B. 1996. Estimation of Direct Runoff in the Thornthwaite Water Balance.

Professional Geographers 48(3): 263-271.

Flint, A.L., Flint, L.E., Hevesi, J.A., Blainey, J.B. 2004. Fundamental concepts of

recharge in the Desert Southwest: a regional modeling perspective. In Groundwater

Recharge in a Desert Environment: The Southwestern United States, Water Science and

Applications Series, Vol. 9, edited by: Hogan JF, Phillips FM, Scanlon BR. American

Geophysical Union: Washington, DC; 159-184.

Gerten, D., Schaphoff, S. Haberlandt, U. Lucht, W. Sitch, S. 2004. Terrestrial

vegetation and water balance: hydrological evaluation of a dynamic global vegetation

model. Journal of Hydrology, 286 (1-4): 249-270.

González-Hidalgo, J. C., Raventos, J., Echevarria, M.T. 1997. Comparison of sediment

ratio curves for plants with different architectures. Catena 29 (3-4): 333-340.

Good, P., L. Bärring, C. Giannakopoulos, Holt, T., Palutikof, J. 2006. Non-linear

regional relationships between climate extremes and annual mean temperatures in

model projections for 1961-2099 over Europe. Climate Research, 31: 19-34.


163

Greene, R.S.B. 1992. Soil physical properties of three geomorphic zones in a semi-arid

Mulga woodland. Australian Journal of Soil Research 30: 55-69.

Guardiola-Albert, C., Jackson, C.R. 2011. Potential impacts of climate change on

groundwater supplies to the Doñana wetland, Spain. Wetlands, 31: 907-920.

Hiscock, K., Sparkes, R., Hodgens, A. 2012. Evaluation of future climate change

impacts on European groundwater resources. In: Treidel, H., Martin-Bordes, J.J.,

Gurdak, J.J. (Eds.), Climate change effects on groundwater resources: a global synthesis

of findings and recommendations. IAH International Contributions to Hydrogeology,

Taylor and Francis, London, 351-366 p.

Huber, A., Iroumé, A. 2001. Variability of annual rainfall partioning for differents sites

and forests coners in Chile. Journal of Hydrology. 248: 78-92.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change: Climate Change. 2007.The Physical

Science Basis, in: Contribution of Working Group 1 to the Forth Assessment Report of

the Intergovernmental Panel on Climate Change, edited by: Solomon, S., Qin, D.,

Manning, M., Chen, Z., Marquis, M., Averyt, K. B., Tignor, M., and Miller, H. L.,

Cambridge Univ. Press, New York.

Kar, G., Verma, H. 2005. Climatic water balance, probable rainfall, rice crop water

requirements and cold periods in AER 12.0 in India. Agricultural Water Management

72: 15-32.

Kendy, E., Zhang, Y., Liu, C., Wang, J., Steenhuis, T. 2004. Groundwater recharge

from irrigated cropland in the North China plain: case study of Luancheng County,

Hebei Province, 1949-2000. Hydrological Processes 18: 2289-2302.

Kerkides, P., Michalopoulou, H., Papaioannou, G., Pollatou, R. 1996. Water balance

estimates over Greece. Agricultural Water Management 32: 85-104.


164

Leduc, C., Favreau, G., Schroeter, P. 2001. Long-term rise in a Sahelian water-table: the

continental terminal in south-west Niger. Journal of Hydrology. 243: 43-54.

Lenderink, G., Van Ulden, A. Van den Hurk B., Van Meijgaard, E. 2007: Summertime

inter-annual temperature variability in an ensemble of regional model simulations:

analysis of the surface energy budget. Climatic Change, 81, S233-S247.

Lerner, D.N., Issar, A. S. y Simmers, I. 1990. Groundwater Recharge: a guide to

understanding and estimating natural recharge, International Contributions to

hydrogeology. IAH, Vol.8. Heise. Hannovar, FRG. 345 p.

Liñán, C. 2003. Hidrogeología de acuíferos carbonatados en la Unidad Yunquera-

Nieves (Málaga). Tesis Doctoral. Universidad de Granada, 317 p.

Llorens, P., Domingo, F., 2007. Rainfall partitioning by vegetation under Mediterranean

conditions. A review of studies in Europe. Journal of Hydrology, 335: 37-54.

Mayor AG. 2008. El papel de la dinámica fuente-sumidero en la respuesta hidrológica, a

varias escalas, de una zona mediterránea semiárida. Tesis doctoral, Universidad de

Alicante. España, 173 p.

McCabe G, Markstrom S. 2007. A monthly water-balance model driven by a graphical

user interface. Reston, Virginia 6 p.

McMahon, P.B., Dennehy, K.F., Bruce, B.W., Bohlke, J.K., Michel, R.L., Gurdak, J.J.,

Hurlbut, D.B. 2006. Storage and transit time of chemicals in thick unsaturated zones

under rangeland and irrigated cropland, High Plains, USA. Water Resources Research

42: DOI: 10.1029/2005WR004417.

Mergen, D.E., Trlica, M.J., Smith, J.L., Blackburn, W.H., 2001. Stratification of

variability in runoff and sediment yield based on vegetation characteristics. Journal of

the American Water Resources Association 37(3): 617-628.


165

Navar, J., Bryan, R. 1990. Interception loss and rainfall resdistribution by three semi-

arid growing shrubs in Northeastern México. Journal of Hydrology. 115: 51-63.

Navar, J., Carlyle-Moses, D.E., Martínez, A.M. 1999. Interception loss from the

Tamaulipan matorral thornscrub of north-eastern Mexico: an application of the Gash

analytical interception loss model. Journal of Arid Environment. 41: 1-10.

Neave M., Abrahams, A.D., 2002. Vegetation influences on water yields from grassland

and shrubland ecosystems in the Chihuahuan desert. Earth Surface Processes and

Landforms 27: 1011-1020.

Noy-Meir, I., 1973. Desert ecosystems: environment and producers. Annual Review of

Ecology and Systematics 4: 25-51.

Parker, G.G. 1983. Throughfall and stremflow in the forest nutrient cycling. Advances

in Ecological Research, 13:58-121.

Polemio, M., Casarano, D. 2004: Rainfall and Drought in Southern Italy (1821-2001).

UNESCO/IAHS/IWHA, Pub. 286.

Pulido Bosch, A. 2001. Investigación y exploración de acuíferos kársticos. Boletín

Geológico y Minero, Vol. 112, Núm. especial, ISSN: 0366-0176. 65-76 p.



scenarios (Serral-Salinas aquifer, SE Spain). Could increased rainfall variability

increase the recharge rate?, Hydrological Processes. DOI: 10.1002/hyp.10191.

Raposo, J.R., Dafonte, J., Molinero, J. 2013. Assessing the impact of future climate

change on groundwater recharge in Galicia-Costa, Spain. Hydrogeology Journal, 21 (2):

459-479.


166

Reid, K.D., Wilcox, B., Breshears, D., MacDonald, L., 1999. Runoff and erosion in a

piñonjuniper woodland: influence of vegetation patches. Soil Science Society of

American Journal 63: 1869-1879.


Roberts, J. 2000. The influence of physical and physiological characteristics of

vegetation on their hydrological response. Hydrological Processes, 14: 2885-2901.

Rodríguez-Iturbe, I., Porporato, A., Laio, F., Ridolfi, L. 2001. Intensive or extensive

use of soil moisture: plant strategies to cope with stochastic water availability.

Geophysical Research Letters 28:4495-4497.

Rodríguez-Iturbe, I., Porporato, A. 2004. Ecohydrology of water-controlled ecosystems:

soil moisture and plant dynamics. Cambridge University Press, Cambridge.

Samper, J. 1997. Evaluación de la recarga a partir de modelos numéricos de flujo en

acuíferos. En: Custodio, E., Llamas, M.R. y Samper, J. (Eds.). La evaluación de la

recarga a los acuíferos en la planificación hidrológica. IAH-GE e ITGE, 153-180.

Samper, J. 1998. Evaluación de la recarga por la lluvia mediante balances de agua:

Utilización, calibración e incertidumbres. Boletín Geológico y Minero: Hidrología

subterránea. Vol. 109-4:347-370.

Samper, J., Huguet, Ll., Ares, J. & García Vera, M.A. 1999. “Manual del usuario del

programa VISUAL BALAN V.1.0: Código interactivo para la realización de balances

hidrológicos y la estimación de la recarga”. Pub. Tec. ENRESA. 5/99, Madrid, 205 p.

Sanford, W. 2002. Recharge and groundwater models: an overview. Hydrogeology

Journal, 10 (1): 110-120.

Scanlon, B.R., Healy, R.W., Cook, P.G. 2002. Choosing appropriate techniques for

quantifying groundwater recharge. Hydrogeology Journal, 10: 18-39.


167

Scanlon, B.R., Reedy, R.C., Stonestrom, D.A., Prudic, D.E., Dennehy, K.F. 2005.

Impact of land use and land cover change on groundwater recharge and quality in the

southwestern USA. Global Change Biology 11: 1577-1593.

Scanlon, B.R., Keese, K.E., Flint, A.L., Flint, L.E., Gaye, C.B., Edmunds, M.W.,

Simmers, I. 2006. Global synthesis of groundwater recharge in semiarid and arid

regions. Hydrological Processes 20: 3335-3370.

Schär, C., Vidale, P.L., Luthi, D., Frei, C., Haberli, C., Liniger M.A., Appenzeller, C.,

2004. The role of increasing temperature variability in European summer heatwaves.

Nature, 427(6972): 332-336.

Schlesinger, W.H., Abrahams, A.D., Parsons, A.J., Wainwright, J. 1999. Nutrient losses

in runoff from grassland and shrubland in Southern New Mexico: I. rainfall simulation

experiments. Biogeochemistry 45: 21–34.

Sharma, B., Rao, K., Vittal, K., Ramakrishna, Y., Umarasinghe, U. 2010. Estimating the

potential of rainfed agriculture in India: Prospects for water productivity improvements.

Agricultural Water Management 97(1): 23-30.

Singh, V.P., 1988. Hydrologic systems. Rainfall-runoff modeling. Volumen I.. Prentice

Hall Prentice-Hall, New Jersey. Estados Unidos. 122-128 p.

Thornthwaite, C.W., Mather, J.R. 1955. The water balance. Drexel Institute of

Technology, Laboratory of Climatology. Publication in Climatology, 8(8): 1-104.

Thuiller ,W., Lavorel, S., Araujo, M.P., Sykes, M.T., Prentice, I.C. 2005.Climate

change threats to plant diversity in Europe. Proceedings National Academy of Sciences

USA (PNAS), 102: 8245-8250.


168

Touhami I. 2007. Análisis comparativo entre varios métodos de estimación de recarga

en ambientes semiáridos caso del acuífero Ventós-Castellar. Tesis de Máster. CIHEAM-

Zaragoza, 176 p.

Wang, X.P., Brown-Mitic, C.M., Kang, E.S., Zhang, J.G., Li, X.R. 2004.

Evapotranspiration of Caragana korshinskii communities in a revegetated desert area:

Tengger Desert, China. Hydrological Processes 18: 3293-3303.

Wilcox, B.P., Breshears, D.D., Allen, C.D. 2003. Ecohydrology of a resource-

conserving semiarid woodland: effects of scale and disturbance. Ecological Monographs

73: 223-239.

Younger, P.L., Teutsh, G., Custodio, E., Elliot, T., Manzano, M., Satuer, M. 2002.

Assessments of the sensitivity to climate change of flow and natural water quality in

four major carbonate aquifers of Europe. In: Hiscock KM, Rivett MO, Davison RM

(eds) Sustainable groundwater development. Special Publication 193, Geological

Society, London, 303-323 p.

CAPÍTULO 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


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.


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.

Andreo, B., Durán, J.J., Vías, J., López-Geta, J.A., Carrasco F. Jiménez. P. 2004.

Métodos para la estimación de la recarga en acuíferos carbonáticos. Aplicación en

acuíferos de la Cordillera Bética (Sur de España). En: Investigaciones en sistemas

kársticos españoles. Publ. ITGE. Hidrogeología y Aguas Subterráneas, nº 12. 185-203.

Andreu, J.M., Linares, J., Pulido-Bosch, A., García-Sánchez, E., Bellot, J. 2006.

Utilización de registros automatizados para el conocimiento de la infiltración en un

pequeño acuífero kárstico mediterráneo: ejemplo del Ventós (Alicante, España). Publ.

IGME. Ser: Hidrogeología y Aguas Subterráneas. nº 18. Madrid: 193-202.

186

Bellot, J., Bonet, A., Sánchez, J.R. Chirino, E. 2001. Likely effects of land use changes

on the runoff and aquifer recharge in a semi-arid landscape using a hydrological model.

Landscape and Urban Planning 778:1-13.

Lener, D.N., Issar, A.S. Simmers, I. 1990. Groundwater recharge. A guide to

understanding and estimating natural recharge. IAH Int.Contrib. Hydrogeol. 8 Heinz

Heise, Hannover, 345 p.

Rodríguez-Estrella, T. 2003. Propuesta de modificación del perímetro de protección de

las captaciones de abastecimiento de Agost, Alicante, 67 p.

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

Andreu, J.M., Delgado, J., García-Sánchez, E., Pulido-Bosch, A., Bellot, J., Chirino, E.,

Ortiz de Urbina, J.M. 2002. Influencia de los episodios lluviosos recientes en la recarga

del Acuífero del Ventós-Castellar. Geogaceta, 31: 55-58.

199

Andreu, J.M., Linares, J., Pulido-Bosch, A., García-Sánchez, E., Bellot, J. 2006.

Utilización de registros automatizados para el conocimiento de la infiltración en un

pequeño acuífero kárstico mediterráneo: ejemplo del Ventós (Alicante, España). Publ.

IGME. Ser: Hidrogeología y Aguas Subterráneas. nº 18. Madrid: 193-202.

Bellot, J., Sánchez, J.R., Chirino, E., Hernández, N., Abdelli, F., Martínez, J.M. 1999.

Physics and Chemistry of the Earth (B), 24, 353-357.

Bellot, J., Bonet, A., Sánchez, J.R., Chirino, E. 2001. Likely effects of land use changes

on the runoff and aquifer recharge in a semi-arid landscape using a hydrological model.

Landscape and Urban Planning, 778: 1-13.


forestier. Principes physiques et description du modèle. Annals of Forest Science, 43:

505–520.


hídrico superficial y en la recarga de acuíferos en clima semiárido. Tesis Doctoral,

Universidad de Alicante, 387 p.

Martínez-Santos, P., Andreu, J.M. 2010. Lumped and distributed approaches to model

natural recharge in semiarid karst aquifers. Journal of Hydrology 388: 389-398.

DOI:10.1016/j.jhydrol.2010.05.018.

Návar, J., Charles, F., Jurado, E. 1999. Spatial variations of interception loss

components by Tamaulipan thornscrub in northeastern Mexico. Forest Ecology and

Management 124: 231–239.

Ramírez, D.A., 2006. Estudio de la transpiración del esparto (Stipa tenacissima L.) en

una cuenca del semiárido alicantino: Un análisis pluri-escalar. Tesis Doctoral,

Universidad de Alicante, 293 p.

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.

204

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).

205

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

206

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

207

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.

208

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.

209

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.

210

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

211

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

Agencia Estatal de Meteorología (AEMet) 2009. Generación de escenarios

regionalizados de cambio climático para España (Generation of regionalized scenarios

of climate change for Spain). Ministerio de Medio Ambiente, Medio Rural y Marino,

Madrid. Available online: http://escenarios.inm.es.


groundwater recharge based on a simple model: a study of four karstic aquifers in SE

Spain, Environmental Geology, 57, 963-974.

Bellot, J., Chirino, E. 2013. Hydrobal: An eco-hydrological modelling approach for

assessing water balances in different vegetation types in semi-arid areas, Ecological

Modelling, 266, 30-41.

Candela, L., von Igel, W., Elorza, F.J., Aronica, G. 2009. Impact assessment of

combined climate and management scenarios on groundwater resources and associated

wetland (Majorca, Spain). Journal of Hydrology, 376, 510-527.

212

CEDEX-Centro de Estudios y Experimentación de Obras Públicas. 2012. Estudio de los

impactos del cambio climático en los recursos hídricos y las masas de agua. Informe

técnico para el Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino, 398 p.

DPA 2007. Mapa del agua provincia de Alicante. Escala 1:150.000. Mapa y memoria,

78 p.

IPCC-Intergovernmental Panel on Climate Change: Climate Change 2007. The Physical

Science Basis, in: Contribution of Working Group 1 to the Forth Assessment Report of the

Intergovernmental Panel on Climate Change, edited by: Solomon, S., Qin, D., Manning, M.,

Chen, Z., Marquis, M., Averyt, K. B., Tignor, M., and Miller, H. L., Cambridge Univ.

Press, New York.

MIMAM 2000. Libro blanco del agua en España. Ed. Ministerio Medio Ambiente, 637

pp.

Pulido-Velázquez, D., García-Aróstegui, J.L., Molina, J.L., and Pulido-Velázquez, M. 2014.


scenarios (Serral-Salinas aquifer, SE Spain). Could increased rainfall variability increase the

recharge rate?, Hydrological Processes. DOI: 10.1002/hyp.101911.

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.

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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: [email protected]

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ESTIMACIÓN DEL BALANCE HÍDRICO Y DE LA RECARGA EN … · tesis doctoral para optar al grado de doctor de la univers idad de alicante en ciencias biolÓgicas estimaciÓn del balance