Análisis del efecto de los dragados en la distribución de salinidad de estuarios aluviales

Escuela Técnica Superior de Ingeniería Universidad de Sevilla Sevilla, 2023 Trabajo de Fin de Grado Grado en Ingeniería Civil Análisis del efecto de los dragados en la distribución de salinidad de estuarios aluviales Autor: Ignacio Antequera Erro Tutores: Alejandro López Ruiz Guillermo Martín Llanes iii Trabajo de Fin de Grado Ingeniería Civil Análisis del efecto de los dragados en la distribución de salinidad de estuarios aluviales Autor: Ignacio Antequera Erro Tutores: Alejandro López Ruz Profesor titular Guillermo Martín Llanes Profesor Ayudante Dpto. Ingeniería Aeroespacial y Mecánica de Fluidos Escuela Técnica Superior de Ingeniería Universidad de Sevilla Sevilla, 2023 v Proyecto de Fin de Grado: Análisis del efecto de los dragados en la distribución de salinidad de estuarios aluviales Autor: Ignacio Antequera Erro Tutores: Alejandro López Ruiz Guillermo Martín Llanes El tribunal nombrado para juzgar el Proyecto arriba indicado, compuesto por los siguientes miembros: Presidente: Vocales: Secretario: Acuerdan otorgarle la calificación de: Sevilla, 2023 El Secretario del Tribunal vii A mi familia A mis maestros ix Agradecimientos La realización de este trabajo y la culminación de mis estudios de grado son testimonio del esfuerzo conjunto de todas las personas que me ayudaron en el camino. Mi espíritu y curiosidad científica tardó tiempo en despertar, hasta encontrarme con personas que fueron determinantes en estimular mi interés por los números, y posteriormente, por la física que vertebra las estructuras. Así, este trabajo y todo el conocimiento adquirido durante los últimos años se lo debo especialmente a ellos, que fueron clave en mi desarrollo académico, y, sobre todo, en la forma de pensar que me inculcaron. Para empezar, quiero agradecer a mi familia, en especial a mis padres, que siempre estuvieron ahí para apoyarme y enderezarme cuando era necesario. Sin ellos no hubiera sido posible. Mi estancia en Lima fue fundamental para llegar a mi posición actual, donde tuve la oportunidad de estar en el Colegio Markham, que, como yo digo ‘me enseñaron a pensar’, más allá de cualquier resultado o nota. Esta etapa de 3 años fue muy importante en mi crecimiento personal. A todos mis profesores, a quienes les debo todo el conocimiento transmitido y me contagian su pasión por esta rama de la Ingeniería. A mis amigos, tanto los de siempre como los que están por venir, que siempre han confiado en mí y aportan felicidad a mi vida. Finalmente, me gustaría expresar mi profundo agradecimiento a mis tutores Alejandro y Guille, ya que les debo que este trabajo haya logrado materializarse. Siempre han estado dispuestos a ayudarme y me han guiado de la mejor manera posible, pudiendo dar mi mejor versión en todo momento. Les admiro enormemente y les considero grandes referentes en mi formación académica. xvi 4.4 Análisis del pulso de descarga 61 4.4.1 Hidrograma de descarga con ramas de transición. 63 4.4.2 Hidrograma de descarga sin ramas de transición 66 5 Conclusiones 69 Bibliografía 73 xvii Índice de figuras Figura 2.1. Forma en planta de un estuario aluvial tipo. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 26 Figura 2.2 Perfil longitudinal de un estuario ideal tipo. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 28 Figura 2.3 Esquemas de la definición del prisma de marea: (a) como el producto de B, h y E; y (b) como el producto del área O y H', la carrera de marea entre las estoas. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 30 Figura 2.4 Perfil de salinidad tipo de un estuario estratificado. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 31 Figura 2.5 Perfil de salinidad tipo de un estuario parcialmente estratificado. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 31 Figura 2.6 Perfil de salinidad tipo de un estuario verticalmente homogéneo o bien mezclado. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 32 Figura 3.1 Vista en planta de los márgenes del estuario 36 Figura 3.2 Dominio espacial: malla de cálculo del modelo 37 Figura 3.3 Esquema representativo de los sistemas de coordenadas sigma-layer (a) y z-layer (b). Tal Ezer, George L. Mellor (2003) 38 Figura 3.4 Batimetría del estuario en planta 39 Figura 3.5 Sección transversal del estuario en la desembocadura (izquierda) y superficie escalada del estuario en la desembocadura (derecha) 40 Figura 3.6 Relación entre calado y capacidad de transporte en TEU de contenedores desde 1964 42 Figura 3.7 Sección transversal del estuario en la desembocadura (izquierda) y superficie escalada del estuario en la desembocadura (derecha) en escenarios de dragado 43 Figura 3.8 Representación del talud de transición del dragado 44 Figura 3.9 Perfil de la batimetría del modelo de dragado hasta 5000 metros 44 Figura 3.10 Perfil de la batimetría del modelo de dragado hasta 20000 metros 45 Figura 3.11 Evolución del área transversal de los distintos escenarios de dragado con la distancia del thalweg 45 Figura 3.12 Esquema representativo del perfil de salinidad de estuarios frente a las descargas fluviales. Xiang Pu, John Z. Shi (2015) 46 Figura 4.1 Localización de los puntos de control a lo largo del thalweg 47 Figura 4.2 Evolución espaciotemporal del nivel medio del estuario. Escenario original 48 Figura 4.3 Variación de las amplitudes y fases de las constituyentes M2 y M4. Escenario original 49 Figura 4.4 Variación de la asimetría de marea y el desequilibrio llenante-vaciante. Escenario original 50 Figura 4.5 Evolución de la amplitud de la velocidad y área de sección transversal con la distancia (arriba), y variación del prisma de marea y volumen de agua dulce en el estuario (abajo). Escenario original 51 Figura 4.6 Evolución espaciotemporal de la velocidad (izquierda) y de la salinidad (derecha) del estuario. Escenario original 52 xviii Figura 4.7 Evolución del nivel y la velocidad con la intrusión salina en la boca del estuario. Escenario original 53 Figura 4.8 Vista ampliada de la evolución del nivel y la velocidad con la intrusión salina en la boca del estuario. Escenario original 53 Figura 4.9 Distribución de salinidad del perfil del thalweg y la sección transversal de la desembocadura en el instante de máxima intrusión. Escenario original 54 Figura 4.10 Evolución espaciotemporal de la estratificación con el parámetro ΔS. Escenario original 55 Figura 4.11 Evolución temporal de la intrusión salina de los diferentes escenarios de dragado 56 Figura 4.12 Relación entre las variaciones espaciales del área transversal, amplitud de la velocidad y prisma de marea con los dragados 58 Figura 4.13 Relación entre la variación espacial del área transversal, amplitud de la velocidad y prisma de marea del dragado 20000m 59 Figura 4.14 Evolución de la amplitud del nivel con el dragado 60 Figura 4.15 Perfil de salinidad del thalweg en el instante que se produce la máxima intrusión, para el dragado 10000m (izquierda) y el dragado 20000m (derecha) 61 Figura 4.16 Hidrogramas de descarga con ramas de transición 63 Figura 4.17 Evolución temporal de la intrusión salina con los pulsos de descarga en el escenario original (izquierda) y el dragado 20000m (derecha). Hidrograma con ramas de transición. 63 Figura 4.18 Tiempos de ajuste y recuperación de salinidad de los diferentes dragados. Hidrograma con ramas de transición 65 Figura 4.19 Hidrogramas de descarga sin ramas de transición 66 Figura 4.20 Evolución temporal de la intrusión salina con los pulsos de descarga en el escenario original (izquierda) y el dragado 20000m (derecha). Hidrograma sin ramas de transición. 66 Figura 4.21 Tiempos de ajuste y recuperación de salinidad de los diferentes dragados. Hidrograma sin ramas de transición 67 Figura 4.22 Evolución espaciotemporal de la estratificación con el parámetro ΔX con pulso de descarga 1500 m3/s. Escenario original (izquierda), Dragado hasta 20000m (derecha). 68 xix Índice de tablas Tabla 1 Constituyentes armónicas de la marea astronómica 40 Tabla 2 Máxima y mínima intrusión salina de cada escenario de dragado 57 21 1 Introducción y contexto del trabajo Durante nuestra existencia como especie, hemos reconocido diferentes cuerpos de agua en la corteza terrestre sobre los que hemos asentado poblaciones para subsistir y satisfacer nuestras necesidades básicas. Con el tiempo, tras estudiarlos para su correcta explotación y sostenibilidad, evidenciamos cómo todos los recursos hídricos están interconectados en una compleja red de procesos hidrogeológicos, donde el agua fluye constantemente sobre el sustrato en el que se encuentra que, aun siendo consolidadamente rocoso, es inherentemente permeable. Esto da lugar a regiones intermedias entre medios acuáticos de diferente naturaleza y características, como son el mar, de agua salada, y los ríos, de agua dulce. Aquí nos encontramos con los estuarios y los deltas, normalmente localizados en la desembocadura de los ríos en el medio marino. Estas formaciones son claro ejemplo de zonas de transición entre dos masas de agua de mayor magnitud, las cuales regulan su hidrodinámica y las dotan con un ecosistema singular. Al verse influenciados de características propias de ambos medios, son entornos que se distinguen por tener una gran actividad morfodinámica y biológica, lo que los hace de gran interés de estudio de cara a estudios ambientales. Con la continua interacción entre el ambiente fluvial y marino, impulsados por la descarga fluvial y la variabilidad de la marea respectivamente, se obtiene una diversa circulación e intercambio de sedimentos y nutrientes. Estos procesos son clave para la biodiversidad; proporcionando un hábitat único para muchas especies adaptadas a vivir en ambientes de transición. Asimismo, se destaca la configuración de una distribución de salinidad particular y exclusiva de estas formaciones como resultado de la confrontación de flujos opuestos de agua dulce y agua salada. Este fenómeno será de vital importancia para las condiciones ambientales del ecosistema, como analizaremos más adelante. Igualmente, los estuarios y deltas también pueden tener una gran importancia económica y social para los humanos, ya que a menudo se utilizan como vías naturales para la navegación y como zonas de pesca y agricultura. En este estudio nos centraremos exclusivamente en el análisis de los estuarios debido a su mayor repercusión antropogénica en comparación con los deltas. Los deltas son estructuras geomorfológicas deposicionales con una alta concentración de sedimentos, formándose una red de canales trenzados de calado reducido que suele dificultar la navegación y la construcción de infraestructuras. Este comportamiento dificulta mucho el estudio de los deltas desde el punto de vista hidrodinámico, ya que la gran diversidad de procesos biogeoquímicos involucrados hace necesario enfoque multidisciplinar para entenderlo en su totalidad. Por otro lado, los estuarios son generalmente más accesibles para la actividad humana debido a su mayor profundidad y navegabilidad, siendo estructuras más favorables en el campo de la Ingeniería Civil. En este sentido, los estuarios se han utilizado como zonas de abrigo contra tormentas y puntos de acceso a puertos interiores en numerosos países desarrollados, dada su mayor accesibilidad en comparación con los deltas. Sin embargo, suelen ser necesarias operaciones de dragado para remover la acumulación de sedimento y asegurar el calado suficiente de los barcos que se introducen, evitando así el encallamiento en caso de que la sedimentación predomine a la erosión en el cauce. A su vez, la capacidad de transporte de mercancía de estas embarcaciones suele ser proporcional a su calado, por lo que es frecuente realizar dragados para aumentar el calado máximo de los buques mercantes que se introducen en el estuario. De esta manera se optimiza la operatividad y la competitividad de puertos interiores como el Puerto de Sevilla. Introducción y contexto del trabajo 22 22 Ahora bien, el proyecto de dragado estará sujeto a un estudio socioeconómico y medioambiental, de manera que su realización dependerá de si los beneficios económicos que conlleve son superiores al impacto ambiental generado, con la pertinente aprobación por parte del organismo de la cuenca. Para evaluar este balance, será de vital importancia entender el comportamiento hidro- y morfodinámico que se desarrolla en el estuario, al ser medios susceptibles a variaciones morfológicas ante intervenciones antrópicas, dada la compleja interacción entre los distintos agentes que intervienen en su equilibrio morfodinámico. Los dragados suponen cambios directos de la geometría del estuario, lo que conlleva cambios en sus condiciones hidráulicas y afecta su equilibrio dinámico. Esta alteración conlleva un tiempo de estabilización por parte del estuario en adaptarse al nuevo estado de equilibrio, en busca de la mínima energía del sistema, lo cual puede tener consecuencias ambientales negativas. Existen abundantes estudios, entre los que encontramos en la bibliografía (R. Siles-Ajamil, M. Díez-Minguito, & M.Á. Losada, 2019) , (P. Hoagland, y otros, 2020) que demuestran que el aumento de la sección de un estuario provoca un incremento de la intrusión salina, lo que afectaría a diversas especies y plantas que dependen de niveles específicos de salinidad para sobrevivir. Asimismo, debido a la interconexión entre aguas superficiales y subterráneas, una mayor intrusión salina aguas arriba supone el contacto de estos niveles de sal con los acuíferos circundantes. Estos terrenos, caracterizados por su elevada fertilidad, topografía llana y la alta disponibilidad de agua dulce, presentan normalmente un gran potencial agrícola. De esta manera, el aumento de salinidad podría llegar a contaminar el agua dulce de los acuíferos de los cuales se nutren los cultivos cercanos, que suelen localizarse en los márgenes de los ríos. Este impacto podría agravarse si existe un descenso previo del nivel freático, como es el caso del Parque Natural de Doñana por la explotación exhaustiva de pozos ilegales (Ecologistas en acción, 2023). Estos ejemplos, entre otros muchos, exponen la gran riqueza ambiental y la relevancia socioeconómica que caracterizan a los estuarios como ecosistemas, siendo también medios fuertemente sensibles ante intervenciones antrópicas. En efecto, resulta claro que su repercusión va más allá de la preocupación ambiental, al ser lugar de interés para diversas actividades y sectores de la sociedad, como se ha expuesto; donde los intereses del puerto en aumentar su actividad confrontan con los de la agricultura. Por consiguiente, este estudio pretende contemplar la variedad de aspectos que intervienen en el dragado del estuario, adoptando enfoque multidisciplinar necesario para lograr un alcance realista, tomando una perspectiva económica, técnica, ambiental e hidráulicamente favorable. 23 2 Hidrodinámica y salinidad en estuarios aluviales 2.1 Definición Se define el estuario como un cuerpo de agua parcialmente encerrado que se forma cuando las aguas dulces provenientes de ríos y quebradas fluyen hacia el océano y se mezclan con el agua salada del mar (EPA, 2023). Como se ha comentado, la singularidad de estos cuerpos de agua recae en su carácter mixto de los regímenes fluvial y litoral, dotándolos con una riqueza en nutrientes y sedimentos que da lugar a una amplia diversidad de fauna y flora, con un comportamiento hidrodinámico único y distinto al de los dos anteriores. Ahora bien, al ser los estuarios una combinación de distintos entornos, y pudiendo estar afectados por intervenciones antrópicas o modificaciones de la cuenca hidrográfica, son sistemas muy sensibles y susceptibles a variaciones morfodinámicas por cualquier cambio en sus condiciones ambientales. De este modo, no es sorprendente la existencia de distintas tipologías de estuarios, de acuerdo con sus características topográficas, geológicas, geométricas, mareales, … En primera instancia, este documento se desarrolla en torno al estudio de estuarios aluviales. El término ‘aluvial’ hace referencia al depósito de materiales transportados por corrientes de agua, siendo un tipo de estuario generalmente de relieve llano con abundancia de depósitos aluviales, que son normalmente material granular. Según Savenije (2012), un estuario aluvial es aquel que presenta un lecho formado por material depositado tanto por el río como por el mar y en el que existe posibilidad de transporte debido al movimiento del agua, que podrá erosionar el lecho (profundizando o ensanchando la sección) o depositar sedimentos en él, lo cual demuestra una clara relación entre la geometría y el comportamiento hidráulico. La mayor o menor medida en la que ocurre la erosión y la sedimentación revela la existencia de un perfil de equilibrio dinámico observable a tres escalas distintas: en un ciclo de marea (distinguiéndose la variación de velocidad entre pleamar y bajamar), cada quince días (que es el tiempo que permite apreciar la variación de amplitud entre una marea viva y una muerta) y estacional o anual (con elevada descarga fluvial en tiempo húmedo y reducida en tiempo seco). 2.2 Factores que afectan la forma del estuario Según se evidencia, es importante destacar la fuerte interdependencia que existe entre los procesos morfodinámicos del estuario con su geometría y condiciones de contorno, como son las mareas, la descarga fluvial y el oleaje. Todos estos factores determinarán su comportamiento hidráulico, así como sus condiciones ambientales, dando lugar a diferentes tipologías de estuario que presentaremos más adelante. Primero es conveniente entender los factores que afectan su evolución y comportamiento, que como se ha anticipado, incluye la influencia de la marea y la descarga fluvial. Pese a que participan una gran multitud de factores puede establecerse que, a grandes rasgos, son los siguientes: - La marea astronómica, generada por la rotación de la Tierra y su interacción gravitatoria con la Luna y el Sol, que provoca el ascenso y descenso del nivel de un cuerpo de agua. Esta variación actúa como una función periódica, que puede expresarse matemáticamente como la suma de 390 armónicos identificados, los cuales representan las interacciones existentes entre los cuerpos celestes. Los armónicos más representativos son los de periodos semidiurnos y diurnos, con periodos del orden de 12.3 y 24 horas respectivamente. Se trata del principal agente responsable de la importación de sal al estuario, así como uno de los componentes de mayor energía responsables de la entrada y salida del agua en la desembocadura. Esta onda se propaga aguas arriba en el río y tiene un gran poder erosivo, que se va atenuando o amplificando según el balance entre la geometría del estuario y la fricción a lo largo del cauce. Hidrodinámica y salinidad en estuarios aluviales 24 24 - La descarga fluvial, siendo la fuente de sedimento y agua dulce del sistema estuarino. Al igual que la propagación de la onda de marea, su influencia es condicionada por la forma del estuario. Los estuarios presentan generalmente una sección transversal creciente por la divergencia de sus márgenes a medida que avanzamos hacia la desembocadura, con una forma de embudo. Por lo tanto, la velocidad de la descarga fluvial disminuye aguas abajo por la conservación del caudal, y el transporte de sedimento dependerá de la energía de las corrientes residuales. Por otro lado, podemos encontrarnos también con estuarios de márgenes paralelos, denominados estuarios prismáticos, donde el transporte se produce de forma rápida dotando al estuario mayor carácter fluvial. No obstante, este tipo de estuarios es morfológicamente inestable y requiere de operaciones para la estabilización de los márgenes y dragado, por lo que suelen tratarse de canales artificiales de navegación. La ausencia de una descarga fluvial significativa puede ocasionar la formación de barras que pueden cerrar al estuario de la interacción marina. - El oleaje, de naturaleza estocástica, que es fruto de las condiciones meteorológicas. A diferencia de las mareas que se propagan a lo largo del río, la disipación de energía del oleaje se concentra en las inmediaciones de la desembocadura. Por ello, este factor está estrechamente relacionado con cuestiones morfológicas en la boca del estuario, determinando la configuración y forma de esta. En cualquier caso, las simulaciones a realizar en este trabajo no tendrán en cuenta el efecto del oleaje y no se incluirá en el análisis. - El transporte lateral de sedimentos a lo largo de la línea de costa puede ser también responsable de la formación de barras o flechas litorales, que pueden llegar a cerrar temporalmente la desembocadura. En tal caso, impediría la entrada de agua salada en el estuario y, por ende, un fuerte retroceso de la intrusión salina. La magnitud de este efecto dependerá de si el transporte de sedimentos es mayor en relación con el poder erosivo de la acción conjunta de la descarga fluvial y la marea. De ahí que los estuarios sean medios muy sensibles a la contaminación y a la acumulación de sedimentos, teniendo un tiempo de vida relativamente corto. - Por otro lado, cabe mencionar el gradiente de densidad, o gradiente de salinidad, que indica la variación espacial de salinidad en el estuario. Debido a la diferencia de densidades entre el agua dulce y salada, se genera el proceso de mezcla y de corrientes residuales del fondo, la cuales posibilitan el transporte de sedimentos. En concreto, se permite el transporte del sedimento marino aguas arriba, ya que el material transportado por el rio suele depositar una vez que entra en contacto con el agua salina por floculación. Además, la turbulencia creada por el complejo mecanismo de mezcla permite la deposición de carga en suspensión, que por su turbidez puede identificarse visualmente en el estuario como una referencia aproximada de la intrusión salina. Estos son algunos fenómenos importantes que ocurren en el proceso de mezcla que, en realidad, se compone de 4 procesos de mezcla distintos que desglosaremos más adelante. - Por último, es importante considerar la acción del clima, que es el principal agente regulador de la mayoría de los aspectos indicados. El clima determina los regímenes de lluvia que originan la respuesta hidráulica de la cuenca y, por consiguiente, el caudal de descarga fluvial. También es responsable de la temperatura del agua, el nivel de evaporación y el nivel de salinidad del agua, así como de las variaciones del nivel del mar a largo plazo e incontables procesos biogeológicos que condicionan la morfodinámica del sistema. Por ello, se debe prestar especial atención en proteger estos ecosistemas frente al cambio climático. Hidrodinámica y salinidad en estuarios aluviales 25 25 2.3 Clasificación general de Davies, 1964. Tipos de estuario basados en la marea. De todos estos factores, la marea astronómica y la descarga fluvial son considerados los más determinantes en la evolución de la forma del estuario, y por lo tanto serán los más relevantes en nuestro análisis. No obstante, es importante considerar que la combinación de la totalidad de agentes involucrados dará lugar a multitud de formas de estuario con diferente comportamiento hidráulico. Podemos distinguir distintas tipologías atendiendo a su forma, mareas, geología, etc., donde se comentarán las más relevantes, empezando por la influencia de la marea, encontramos los siguientes tipos (Clasificación de Davies, 1964): • Estuarios micromareales. En este tipo de estuarios la carrera de marea es inferior a los dos metros. La influencia de la marea no es muy significante y por lo general la hidrodinámica viene marcada por la descarga fluvial aguas arriba, la acción del oleaje y las posibles tormentas aguas abajo. • Estuarios mesomareales. En estos la carrera de marea oscila entre los dos y cuatro metros de altura. A diferencia del anterior, la influencia de la marea cobra una mayor importancia. • Estuarios macromareales. En este caso, la carrera de marea supera los cuatro metros. De esta manera, la hidrodinámica se encuentra gobernada fundamentalmente por la marea, que puede tener influencia en el estuario hasta los 100 kilómetros, siendo apenas significativo el aporte de la descarga fluvial Donde la carrera de marea es la diferencia altimétrica de la lámina de agua en situaciones de pleamar y bajamar, siendo uno de los parámetros más importantes que definen la marea. De esta clasificación se puede concluir que, cuanto mayor sea la influencia de la marea, como es el caso de estuarios macromareales, mayor será la intrusión salina en el estuario. Para nuestro estudio, partiremos de un estuario tipo mesomareal para así estar en una situación intermedia y poder ver su potencial evolución con el dragado, dado que supone un cambio en la geometría del estuario y, por tanto, en sus condiciones hidrodinámicas afectando la intrusión salina. 2.4 Forma de los estuarios aluviales Hasta ahora, se ha destacado la importancia de la topografía y geometría del estuario en su comportamiento hidráulico y evolución morfológica, ya que el hecho de que el agua fluya de cierta manera está fuertemente influenciado por el medio a través del cual fluye. En hidráulica de canales, la modelación del flujo puede resolverse con las ecuaciones de Saint Venant, que constituyen un sistema de ecuaciones diferenciales no lineales que en ocasiones conllevan un comportamiento impredecible o difícilmente convergente con apoyo del poder computacional. Más aun, la resolución de estas ecuaciones se dificulta notoriamente si se considera el transporte de sedimentos. No obstante, en los estuarios aluviales nos encontramos con numerosas simplificaciones en su geometría y comportamiento hidráulico sorprendentemente simples y realistas. Los estuarios con márgenes convergentes (no prismáticos) pueden describirse con una función exponencial, de forma que su anchura y sección transversal aumentan exponencialmente al aproximarse a la desembocadura. Esta relación se ha comprobado en numerosos estuarios de todo el mundo, donde se observa que todos tienen una forma en planta similar y consistente con la siguiente formulación geométrica, que deriva del principio energético de los estuarios ideales, como veremos en el siguiente apartado. De tal manera, cuando se verifican las hipótesis de estuario ideal (igualdad entre fricción y convergencia), podemos aproximar la forma en planta del estuario con la expresión: 𝐵(𝑥)=𝐵0exp(−𝑥 𝑏 ) Hidrodinámica y salinidad en estuarios aluviales 32 32 • Estuarios verticalmente homogéneos (𝑵𝑹 bajo). La descarga fluvial es notablemente menor a la de los casos anteriores, asociado a estaciones de sequía. Como consecuencia se produce un mayor avance del prisma de marea y el perfil de salinidad es prácticamente uniforme; con las isohalinas paralelas entre sí y aproximadamente perpendiculares al lecho, donde los flujos principales son unidireccionales con la profundidad. Esto favorece a la mezcla homogénea del agua dulce y agua salada, encontrándonos con un único nivel de salinidad en cada sección transversal. Aquí el flujo es dominado por los gradientes de densidad. En este trabajo, definiremos la intrusión salina como la posición longitudinal en la que la concentración de sal es de 3.6 psu (unidades prácticas de salinidad), que es el 10% de la concentración salina del agua del mar abierto (36psu). Figura 2.6 Perfil de salinidad tipo de un estuario verticalmente homogéneo o bien mezclado. (Hubert H.G. Savenije, 2012) 33 3 Metodología Hasta este punto, hemos presentado de manera general el concepto de estuario aluvial, así como las diversas tipologías existentes, proporcionando el marco teórico necesario para el entender adecuadamente el posterior análisis que se llevará al cabo en este trabajo. Dicha contextualización nos ha permitido exponer la importancia de estas formaciones y la complejidad inherente a su estudio, dada la multitud de factores que influyen en su dinámica. Para abordar el estudio hidrodinámico, existen diferentes metodologías que nos permiten obtener información de los procesos físicos que tienen lugar en la naturaleza, estos generalmente son: - Realización de campañas in-situ - Ensayos de laboratorio - Modelos numéricos En el primer caso, los datos pueden obtenerse de marera precisa e inmediata, dependiendo de la calidad de la instrumentación utilizada. No obstante, esta metodología por sí sola resulta insuficiente debido a que no se puede extrapolar los resultados de un punto o de una sección al comportamiento dinámico de toda la zona de estudio, por lo que se emplean habitualmente en la calibración y validación de modelos numéricos. Respecto a los ensayos de laboratorio, son técnicas de gran exigencia tanto económica como material, aun no pudiendo garantizar el diseño de prototipos que reproduzcan los fenómenos a escala de manera fiable. Es por ello que cada vez resulte más habitual acudir a herramientas matemáticas que permiten simular, con mayor o menor resolución, y con un coste computacional que dependerá de dicha resolución, dichos procesos: los modelos numéricos. Cabe señalar que el uso de estas tres técnicas no son necesariamente excluyentes, de hecho, suele ser beneficioso recurrir a más de una metodología para abordar el problema, apoyándonos de las distintas ventajas que cada técnica ofrece. Para este trabajo, dada la imposibilidad de realizar las primeras dos técnicas y siendo la última de ellas la más extendida, utilizaremos un modelo hidrodinámico para la resolución del problema. En este caso, hemos seleccionado el software comercial Delft3D, que es ampliamente utilizado en la comunidad científica por sus capacidades para el estudio hidro- y morfodinámico de ambientes fluviales, costeros y de estuarios. 3.1 Delft3D Delft3D es una plataforma de modelado de alta resolución desarrollado por Deltares en estrecha colaboración con la Technical Univeristy de Delft, que consiste de los módulos Flujo (FLOW), Morfología (MOR) y Olas (WAVE). Como la mayoría de los modelos numéricos que suelen usarse en ámbitos costeros y fluviales, su operación se fundamenta en la resolución numérica en un dominio concreto de las ecuaciones que gobiernan el comportamiento hidráulico; las ecuaciones de Navier Stokes. Estas son un sistema de ecuaciones diferenciales no lineales vertebradas por las ecuaciones de conservación de la masa y cantidad de movimiento para fluidos newtonianos. Para la modelización del estuario utilizaremos el módulo Delft3D-FLOW, que aprovecha la hipótesis de Boussinesq y la hipótesis de aguas someras de problemas en los que escala de longitud horizontal es significativamente mayor que la dimensión vertical, pudiendo despreciar las aceleraciones verticales en el modelo. Esto permite la integración vertical y promediado temporal de las ecuaciones anteriores, obteniendo las conocidas Shallow-water equations. A pesar de tomar esta hipótesis simplificativa que apunta a un enfoque bidimensional del problema, se elaborará un modelo tridimensional (3D), ya que nos interesa capturar ciertas características tridimensionales del flujo, como la interacción entre la corriente principal y los procesos de turbulencia o la influencia de la topografía del fondo. De este modo, podremos analizar ciertos fenómenos transitorios como la distribución de la salinidad, donde las variaciones verticales desempeñan un papel importante como se vio en el apartado 2.6.3. En consecuencia, la utilización de un Metodología 34 34 modelo numérico tridimensional conlleva un mayor coste computacional y tiempo de cálculo. Las ecuaciones comentadas son las siguientes: 𝜕𝜉 𝜕𝑡+𝜕|ℎ𝑢| 𝜕𝑥 +𝜕|ℎ𝑣| 𝜕𝑦 =0 Que es la ecuación de continuidad, despreciando los efectos meteorológicos de la precipitación y de la evaporación, donde 𝑢 y 𝑣 son las componentes de la velocidad (𝑚𝑠−1) promediadas en la profundidad en las direcciones 𝑥 y 𝑦, respectivamente; ℎ (𝑚) a profundidad y 𝜉 (m) el nivel de la superficie libre. Las ecuaciones de conservación de cantidad de movimiento de ambas direcciones promediadas también en la vertical, asumiendo una ley de fricción cuadrática, velocidad nula y condiciones de contorno de deslizamiento libre (esfuerzo tangencial nulo) en el terreno; despreciando el efecto de Coriolis y del viento, se escriben de la siguiente forma (Deltares): 𝜕𝑢 𝜕𝑡+𝑢𝜕𝑢 𝜕𝑥+𝑣𝜕𝑢 𝜕𝑦+𝑔𝜕𝜉 𝜕𝑥+𝑔𝑢√𝑢2+𝑣2 𝐶2ℎ−𝜐(𝜕2𝑢 𝜕𝑥2+𝜕2𝑢 𝜕𝑦2)=0 𝜕𝑣 𝜕𝑡+𝑣𝜕𝑣 𝜕𝑥+𝑢𝜕𝑣 𝜕𝑦+𝑔𝜕𝜉 𝜕𝑥+𝑔𝑣√𝑢2+𝑣2 𝐶2ℎ−𝜐(𝜕2𝑣 𝜕𝑥2+𝜕2𝑣 𝜕𝑦2)=0 donde 𝑔 (𝑚𝑠−2) es la aceleración de la gravedad, 𝑣 (𝑚2𝑠−1) la velocidad de turbulencia y 𝐶 (𝑚1 2 ⁄𝑠−1) el coeficiente de Chézy, para caracterizar la rugosidad, el cual se define como: 𝐶=18 log(12ℎ 𝑘𝑠) Siendo 𝑘𝑠 la rugosidad geométrica de Nikuradse. Otra ecuación fundamental en nuestro estudio será la ecuación de advección-difusión 3D, responsable del modelado del transporte de substancias conservativas y por tanto de la distribución de salinidad de nuestro análisis. Dicha expresión incluye términos asociados a sumideros y fuentes, con el fin de simular, en este caso, las condiciones de la descarga fluvial y la marea astronómica del modelo que afectan a la dinámica de transporte. Esta ecuación viene dada por: 𝛿(𝑑+𝜁)𝑐 𝛿𝑡 +𝛿[(𝑑+𝜁)𝑢𝑐] 𝛿𝑥 +𝛿[(𝑑+𝜁)𝑣𝑐] 𝛿𝑦 +𝛿𝜔𝑐 𝛿𝜎 =(𝑑+𝜁)·(𝛿 𝛿𝑥(𝐷𝐻𝛿𝑐 𝛿𝑥)+𝛿 𝛿𝑦(𝐷𝐻𝛿𝑐 𝛿𝑦))+𝛿 𝛿𝜎(𝑑+ 𝜁 ) (𝐷𝑉𝛿𝑐 𝛿𝜎)− 𝜆𝑑 (𝑑+𝜁)𝑐+𝑆 Donde en este caso 𝑑 representa la profundidad, ω la velocidad en dirección 𝑧, y 𝑐 la concentración de la sustancia, que será la sal. Los términos 𝐷𝐻 y 𝐷𝑉 son los coeficientes de difusión turbulenta horizontal y vertical, 𝜆𝑑 las soluciones numéricas del proceso de caimiento exponencial de primer orden, y 𝑆 los términos fuente y sumidero debidos a la descarga y retirada de caudal. Nótese que en los términos advectivos de la ecuación la concentración de la substancia 𝑐 aparece multiplicada por la variación del nivel y la velocidad. Esto explica que el transporte de salinidad sea impulsado por las variaciones de nivel y velocidad del estuario. Como veremos, en este estudio trabajaremos con un tipo de estuario dominado por la influencia de la marea, por lo que será la principal responsable del comportamiento de la intrusión salina. Para profundizar sobre la teoría de cálculo detrás de Delft3D-FLOW, se recomienda consultar el manual proporcionado por Deltares, la organización responsable del desarrollo del software. Metodología 35 35 3.2 Implementación de la zona de estudio Para la implementación del modelo hidrodinámico será necesario definir el área de estudio, así como su discretización en un dominio acotado que se pueda tratar numéricamente. Una vez establecida la zona de estudio, se abordarán las condiciones de contorno e iniciales, seguido de un análisis de sensibilidad de los diferentes parámetros para su correcto ajuste y posterior validación del modelo. Tras la implantación del modelo inicial, se propone el forzamiento del modelo numérico a los distintos escenarios de estudio alterando sus condiciones de contorno, como por ejemplo, realizando cambios en la batimetría para simular el efecto de los dragados. 3.2.1 Modelo de estuario ‘quasi-idealizado’. Forma en planta y aspectos generales. De acuerdo con la definición del concepto de estuario ideal, tal y como se abordó en el apartado 2.5, se trata de un modelo de estuario que se encuentra en condiciones ideales, y que nos sirve de referencia para el análisis de estuarios reales. Esto permite clasificar el comportamiento de los estuarios en función de sus características morfológicas y los tipos de forzamientos, de naturaleza variable, a lo que están sometidos, que los alejan de su equilibrio dinámico y un comportamiento síncrono. Ahora bien, este trabajo se enfoca en un análisis general de los cambios en la distribución de salinidad derivados de cambios en el perfil longitudinal de estuarios aluviales, por lo que no nos centraremos en un estuario en concreto, sino en describir un comportamiento generalizado y aplicable. Para lograr esto, se recurre a la utilización de la geometría idealizada, que es una forma sencilla de modelar el estuario y nos permitirá identificar tendencias. De ahí la relevancia del entendimiento de un estuario ideal, dado que nos interesa apoyarnos en este concepto para partir de un modelo de estuario en condiciones razonablemente ‘intermedias’ que puedan adaptarse para el estudio de un caso específico mediante el ajuste de parámetros físicos. En base a este objetivo, partiremos de un modelo de estuario quasi-idealizado desarrollado anteriormente (G. Martín Llanes, 2022) que nos permitirá situarnos en este escenario de trabajo, ya que este estudio no se centrará en la implementación de un modelo de estuario, sino en identificar la respuesta de estuarios ante cambios en su profundidad. Ahora bien, se entiende que la instauración de un estuario completamente ideal es intrínsicamente imposible. Por ello, la configuración del modelo inicial sobre el que se ha realizado este trabajo, así como sus parámetros físicos y condiciones iniciales, se han obtenido a partir de un análisis de sensibilidad realizado en dicho estudio previo para la validación del modelo, el cual representa un caso de estuario de convergencia intermedia. Habiendo aclarado este punto, será necesario describir la elaboración y características del modelo de partida sobre el que se han realizado los cambios geométricos y sustenta los resultados obtenidos en los próximos apartados. Este estuario tiene una longitud de 80km, y unos valores de longitudes de convergencia de 𝑏=156609𝑚 y 𝑎=108952𝑚. Dentro de este espectro estaría comprendido el estuario del Guadalquivir y el del Guadiana. La dimensión media de la boca del estuario (anchura) se estima de 1000m y con una de sección transversal de 3821m2 en la desembocadura. Observamos las expresiones resultantes de esta geometría: 𝐵(𝑥)=1000exp(− 𝑥 156609.2151) En caso de que la profundidad fuese constante a lo largo del estuario, se podría aproximar la evolución del área como el producto de la anchura 𝐵(𝑥) por la profundidad ℎ. No obstante, al introducirse una ligera pendiente del thalweg, como veremos, se realiza un ajuste exponencial de los puntos 𝐴(𝑥) calculados en Matlab para obtener una expresión análoga a la anterior, que es la siguiente: 𝐴(𝑥)=3820.976exp(− 𝑥 108952.7580) Metodología 36 36 Es importante subrayar que, en los estuarios reales, tanto la geometría en planta como la longitud de convergencia 𝑏 serán variables a lo largo de su desarrollo y en el tiempo, lo que dificultaría notablemente su modelado. Asimismo, este modelo describe una forma en planta rectilínea, despreciando la morfología meandriforme que se da en la mayoría de los estuarios aluviales; donde la suave pendiente y poder erosivo no es suficiente para mantener una trayectoria recta, resultando en una marcada sinuosidad. Ignorando este fenómeno, podemos simplificar el problema adoptando la geometría recta que describen de los estuarios ideales, que no consideran tramos meandriformes. Se visualiza en la figura 3.1 la forma en planta de los márgenes del estuario según la expresión anterior, junto con los márgenes exteriores; aspecto que abordaremos más adelante en la descripción de la sección transversal. Se ha visto en apartados anteriores que la profundidad del lecho es sensiblemente constante en estuarios aluviales, por lo que encontramos valores similares entre 𝑎 y 𝑏. Sin embargo, se decide introducir una ligera pendiente del thalweg constante de 0,025 ‰ para simular de manera más realista la evolución del calado, considerando la presencia habitual de una suave pendiente en los estuarios reales. En efecto, la evolución real de la forma del perfil longitudinal de un estuario aluvial vendrá dado por las leyes de Fargue, que expone que la pendiente local del fondo del thalweg es directamente proporcional a la variación de la curvatura del eje. En cambio, al haberse establecido una geometría en planta recta, la ausencia de curvaturas no provocará fluctuaciones en la profundidad del fondo, y podemos asumir por lo tanto una profundidad constante o con pendiente muy reducida, variando linealmente de 8 a 10 metros a lo largo de los 80km del estuario. Por otra parte, será necesario establecer la transición de la desembocadura del cauce del estuario en la zona marina, donde se localizarán las condiciones de contorno del régimen litoral (marea astronómica). Esto se modelará implementando un talud que simula la plataforma continental de la costa, con una pendiente del 2,5 ‰ y llegando a los 25m de profundidad. De tal forma, la batimetría de la zona litoral vendrá dada por la envolvente superior del plano de la plataforma continental y la superficie del cauce, tal y como se aprecia más adelante en la figura 3.5. Además, la inclusión de la plataforma continental supone un aumento en la dimensión transversal del dominio en planta, pasando de una anchura del cauce de 1km en la desembocadura (véase la figura 3.4) a unos 20km de extensión, reproduciendo así el estrechamiento que supone la presencia del cauce en comparación con el mar. Esta expansión del dominio puede contemplarse claramente a continuación en la figura 3.2. Figura 3.1 Vista en planta de los márgenes del estuario Metodología 37 37 3.2.1 Mallado y tiempo de cálculo Habiendo establecido los aspectos generales de la forma en planta del estuario, se procede a definir el mallado para acotar las dimensiones del problema y discretizar los puntos de cálculo. Esto último se consigue con la subdivisión interna del dominio en un número de celdas adecuado, vertebrando la resolución del modelo. La realización de la malla se desarrolló en el estudio antecedente al trabajo fue a través del propio programa de cálculo con la orden ‘spline’ del módulo Delft3D-RGFGRID, que permite definir los contornos del dominio con la intersección de secciones rectilíneas, y permitiendo su posterior refinamiento para aumentar la resolución. Cuanto más se refine la malla, resulta claro que obtendremos una mayor cantidad de resultados y con valores más precisos, lo que implica un aumento en el coste computacional del modelo y un mayor tiempo de cálculo. Por ello, será de vital importancia la adecuada disposición del mallado para optimizar el poder computacional en las zonas de interés donde se prevé mayor variación hidrodinámica, así como las zonas de estudio más relevantes como el tramo del cauce, donde se busca analizar la distribución de salinidad. Esto implica la posibilidad de anidar diferentes mallas con una discretización de celdas específica en cada una. En base a estos criterios, se presenta la malla de la que partiremos en el desarrollo modelo, la cual fue inicialmente creada con un objetivo distinto al del presente trabajo, aunque se comporta adecuadamente para extrapolar el estudio al análisis de los cambios de profundidad. Esta se ilustra en la figura 3.2, donde efectivamente se aprecia un mayor refinamiento en la zona del cauce del estuario y su proyección longitudinal hacia la plataforma continental, que corresponde con el espacio donde se modelará el dragado y analizaremos la distribución de salinidad. El perímetro del dominio de la malla describe la forma en planta comentada en el apartado 3.2.1. Resultando en un mallado con un total de 24300 celdas: 630 celdas en la dirección M y 189 celdas en la dirección N, reduciéndose esta última a 26 celdas en el tramo del cauce del estuario, que comprende desde la celda 83 a la 109. Figura 3.2 Dominio espacial: malla de cálculo del modelo Metodología 38 38 Dado que trabajaremos con un modelo tridimensional, el mallado consta de 10 capas en la dirección vertical en todas las celdas del dominio, quedando definido el volumen de estudio. Delft3D realiza esta discretización vertical a través del esquema σ-layer, donde el mallado vertical se adapta a la batimetría del fondo con discretizaciones no uniformes de estas capas, que se extienden desde la superficie del agua hasta el fondo, como se expone en la figura 3.3. Normalmente, se aumenta la resolución del mallado en las proximidades de la lámina de agua y el fondo del lecho para modelar el movimiento de la superficie libre y los fenómenos de turbulencia del fondo con mayor precisión. Otro esquema comúnmente utilizado en los modelos hidrodinámicos es el z-layer. Este, resumidamente, utiliza una discretización regular en la profundidad, la cual no permite adaptarse a la topografía irregular del fondo y es en general menos preciso. Ambos esquemas de modelado tridimensional se basan en la aplicación de las condiciones de continuidad entre las capas que definen cada plano 2D que conforman el dominio, además de asegurar el cumplimiento de las condiciones de frontera y forzamientos externos. Para la discretización de las capas se utiliza un enfoque basado en porcentajes de calado por cada celda. Vertical grid structure and bottom shear stress for uniform channel flow, using (left) the σ-layer grid and (right) the z-layer grid. De manera análoga con lo comentado sobre la resolución de la malla, el esfuerzo computacional dependerá a su vez del time step adoptado, que se refiere al intervalo de tiempo discreto en el que se realiza el sucesivo cálculo de soluciones en el dominio. Ahora bien, el tamaño del time step es un parámetro crítico en los modelos numéricos, debido a que la relación entre la discretización espacial y temporal del dominio influye en la precisión y estabilidad durante la convergencia de la solución. Por ello, se debe asegurar que el paso del tiempo o ‘time step’ tomado cumpla la condición de estabilidad de Courant, que se representa matemáticamente como: ∆𝑡≤ ∆𝑥 |𝑣±𝑐| Donde ∆𝑡 es el intercalo de tiempo, ∆𝑥 el intervalo de espacio, o tamaño de celda, y 𝑣 y 𝑐 la velocidad y celeridad de onda respectivamente. De este modo, número de Courant marca el límite superior del intervalo de tiempo interno que puede tomarse para asegurar la convergencia del modelo. En este caso, realizamos la comprobación mediante el módulo Delft3D-QUICKIN, donde puede verificarse el número de Courant de todas las celdas de la malla para un time step dado. En el software Delft3D, la experiencia demuestra que debe asegurarse un número de Courant menor a 10 para garantizar la estabilidad numérica. Esto nos lleva a la elección de un time step de 0.2min. Figura 3.3 Esquema representativo de los sistemas de coordenadas sigma-layer (a) y z-layer (b). Tal Ezer, George L. Mellor (2003) Metodología 39 39 3.2.2 Batimetría inicial La generación de la batimetría se desarrolló a través del software Matlab, donde podemos incorporar la malla previamente definida con la función ‘wlgrid’, que permite importar las coordenadas del dominio en forma matricial. A partir de estos datos podemos asignar un valor de profundidad para cada una de las celdas generando así la batimetría del estuario. Figura 3.4 Batimetría del estuario en planta La forma de la sección transversal del cauce se ha modelizado como una campana de Gauss, de manera que los puntos de la sección siguen una distribución normal. Esta curva será simétrica, con la máxima profundidad localizándose en el centro del cauce a lo largo del estuario siguiendo las leyes de Fargue, dado que se considera una forma en planta rectilínea. Las profundidades máximas representan el thalweg del estuario y aumentarán de forma lineal con una pendiente de 0,025 ‰ partiendo de una profundidad de 8m en la sección más aguas arriba. Estos valores corresponderán con la media de la distribución normal, donde la desviación estándar controla la amplitud del cauce. Debido a que el cauce contiene solamente 26 celdas en la dirección transversal, se ha decidido fraccionar esta parte del dominio en 5000 celdas para así minimizar el efecto de la interpolación lineal que realiza Matlab entre los puntos, aproximándonos mejor a la función real. Metodología 40 40 No obstante, esta interpolación de las profundidades del cauce conlleva que las celdas exteriores de las secciones del estuario tengan distintos valores, presentando márgenes discontinuos. Por ello, se han impuesto en estas celdas unos valores de profundidad fijos de -3m, asegurando así la continuidad del margen exterior con unos puntos secos (profundidad negativa). Observamos la sección transversal representativa del cauce a la izquierda de la figura 3.5. La segunda parte del dominio será la implementación del talud que corresponde a la plataforma continental en el mar. Como se ha descrito, se modelará con un plano de pendiente 2.5 ‰ que parte de una profundidad de 25m en la sección más aguas abajo, hasta intersectar con el cauce del estuario. La batimetría resultante en esta zona vendrá definida por la envolvente superior de estas dos geometrías. Aunque las pendientes longitudinales son muy reducidas en ambas estructuras, se puede observar la marcada presencia del talud a la derecha de la figura 3.5, debido a la diferencia de escalas en su representación Una vez definida la batimetría, se exporta esta matriz de profundidades como un archivo .dep para incorporarla a Delft3D, haciendo uso de la función ‘wldep’ en Matlab. 3.2.3 Condiciones de contorno Para establecer estas condiciones, primero será necesario indicar cada contorno en el dominio, los cuales serán sujetos a un forzamiento hidrodinámico. Se han introducido 4 contornos: uno en la sección más aguas arriba del estuario, otro en la sección más aguas abajo de la zona litoral, y otros dos en los contornos litorales que son perpendiculares a la alineación de la costa, situados en los exteriores de la plataforma continental. En el contorno litoral correspondiente a la sección más aguas abajo del dominio introduciremos una marea astronómica. Esto supone el forzamiento del nivel medio del mar en este contorno, y su posterior propagación hacia el resto del dominio. Dado que nos encontramos en un caso generalizado, se introduce una marea semidiurna típica del Océano Atlántico, caracterizada por las siguientes constituyentes armónicas: Armónicos Amplitudes (m) Fases (º) M2 1 180 S2 0.25 90 Tabla 1 Constituyentes armónicas de la marea astronómica Figura 3.5 Sección transversal del estuario en la desembocadura (izquierda) y superficie escalada del estuario en la desembocadura (derecha) Metodología 41 41 Además, se mantiene una concentración de sal constante de 36psu en este contorno a lo largo de toda la simulación. Este es el nivel de salinidad común del agua del mar. Así, se analizarán las condiciones de transporte siguiendo la concentración de sal a lo largo del dominio en el tiempo. En cuanto a los dos contornos laterales del litoral se introducirá una condición de contorno tipo Neumann, que consiste en la anulación de los gradientes de la superficie libre en la dimensión espacial transversal. En otras palabras, se impone unas condiciones hidrodinámicas constantes a lo largo de cada ‘fila de celdas’ perpendiculares a estos contornos, manteniéndose invariable cada sección transversal. Por último, el contorno de carácter fluvial se verá forzado a un caudal de descarga que modela el régimen el río. En primera instancia, este hidrograma se mantendrá constante con un caudal fijo de 150 m3/s, representando el caudal ecológico habitual de un cauce regulado en cuencas hidrográficas de superficie elevada. En cuanto a las condiciones de transporte, imponemos una concentración de sal nula en este contorno, asumiendo que la intrusión salina no llegará al curso alto del estuario. Como abordaremos más adelante, se evaluará la respuesta de los niveles de salinidad del estuario ante determinados pulsos de descarga fluvial. Esto simula el efecto de la posible descarga de una presa localizada aguas arriba del estuario, generando caudales mayores durante el vaciado del embalse. Esto se modelará modificando el hidrograma introducido en las condiciones de contorno aguas arriba. 3.2.4 Condiciones iniciales Las condiciones iniciales del modelo se introducen con un archivo .rst que corresponde a la situación final de una simulación anterior (G. Martín Llanes, 2022) que nos sirve como condición inicial Hot Start. Esta simulación piloto, de mayor duración, utiliza la batimetría inicial definida y permite alcanzar el régimen estacionario real partiendo de unas condiciones iniciales ficticias, manteniendo las condiciones de contorno y los parámetros físicos descritos en esta sección 3.2. Por lo tanto, nos aseguramos de partir de unas condiciones iniciales que se encuentran en equilibrio de acuerdo con la variabilidad temporal de las condiciones de contorno del sistema. 3.2.5 Parámetros físicos Tras el análisis de sensibilidad que se llevó al cabo en la construcción del modelo empleado, se concluyeron los siguientes parámetros físicos para su validación. Estos parámetros reflejan las condiciones óptimas de acuerdo con discretización espacial descrita para obtener resultados que se ajustan al comportamiento esperable de este tipo de estuarios en un tiempo de computación razonable, además de representar valores medios dentro del rango de los estuarios aluviales. Modelaremos la rugosidad a través del coeficiente de Chezy, introduciendo una fricción del fondo uniforme a lo largo del estuario con un valor de 75 en ambas direcciones (U y V), siendo consistentes con las hipótesis del estuario idealizado. Las constantes hidrodinámicas incorporadas son la aceleración de la gravedad (9.81 m2/s), la densidad del agua dulce (1000 kg/m3), y la temperatura del agua (15ºC). Para el correcto modelado de los complejos mecanismos de mezcla responsables de la disolución y transporte de sustancias conservativas, será fundamental la definición de los parámetros de difusividad y viscosidad, que son términos de la ecuación de advección-difusión 3D. Estos parámetros indican la velocidad a la cual se propaga una determinada substancia y por lo tanto disminuye su concentración debido a las reacciones que ocurren en el propio seno del fluido, siendo claves para nuestro estudio en la concentración de la salinidad. Resultados 48 48 4.2 Escenario original Antes de pasar con los resultados específicos de cada escenario de dragado, será conveniente analizar la hidrodinámica de la batimetría original, ya que representa la geometría del equilibrio natural del estuario ‘quasi-idealizado’, y corresponde con las condiciones iniciales de cada caso modificado. Por ello, primero es necesario examinar el estuario original en régimen ordinario para el adecuado análisis del resto. 4.2.1 Hidrodinámica Como se ha comentado a lo largo del documento, es predecible que la marea astronómica sea el principal agente regulador de la hidrodinámica del estuario, especialmente cuando la dinámica fluvial se mantiene constante, como ocurre en esta simulación, y sin presencia de oleaje. Esto se puede comprobar si representamos la evolución de los niveles del estuario, en la figura 4.2, donde se observa un comportamiento notablemente sinusoidal por la influencia oscilatoria de la marea. A partir de esta gráfica de contorno se puede extraer una gran cantidad de información acerca de la evolución espaciotemporal del nivel en el estuario. No obstante, la gran extensión del tiempo de simulación dificulta la visualización del comportamiento a escala intramareal. Por ello, será conveniente desglosar el gráfico en un intervalo de tiempo más corto, mostrando en la figura de la derecha un periodo de 37 horas que corresponde a la ocurrencia de la segunda marea viva. Realizando un seguimiento de la envolvente de máximos valores del gráfico de la derecha a lo largo del thalweg, se puede apreciar la propagación las perturbaciones generadas por la marea como condición de contorno aguas abajo, que, al ser la fuente de mayor componente energética en nuestro caso, tiene gran influencia en la zona superior del estuario. La velocidad a la que avanzan estas perturbaciones aguas arriba está determinada por la inversa de la pendiente de las envolventes (ver la disposición de los ejes del gráfico). Si bien se señala la propagación hacia aguas arriba de las crecidas de pleamar y bajamar a través del conjunto de puntos de mayor y menor valor, respectivamente, se percibe una atenuación general de las ondas de marea ocasionado por la fricción en el estuario. Asimismo, nótese que se produce un ligero aumento del nivel en la zona superior del dominio, lo cual puede atribuirse a la influencia de la descarga fluvial y la reducción de la sección transversal, que contribuye al aumento de la lámina de agua en esa zona. Figura 4.2 Evolución espaciotemporal del nivel medio del estuario. Escenario original Resultados 49 49 Se puede constatar esta información representando la evolución de la amplitud de la onda de marea. Para ello, se realiza un análisis armónico donde identificamos que el armónico de mayor influencia es el M2, al tener una marea principalmente semidiurna. Debido a la ausencia del oleaje y viento en la simulación, y teniendo una descarga fluvial moderada, no se espera una contribución significante de marea meteorológica, lo que permite concluir que la componente de marea M2 será una buena aproximación del nivel real del estuario. Bajo esta premisa, analizaremos la evolución de las amplitudes y fases de las constituyentes M2 y M4. Este último está asociado con las interacciones no lineales de la fricción del cauce y nos servirá para calcular la asimetría de marea más adelante. Tal y como se comentó en apartados anteriores, se confirma que a pesar de haber sido consistentes con las relaciones geométricas que describen los estuarios ideales en la construcción del modelo, nuestro estuario se aleja de encontrarse en condiciones ideales. Los estuarios ideales se caracterizan por una amplitud y carrera de marea constantes a lo largo de su eje longitudinal, teniendo un comportamiento síncrono. En cambio, nuestro estuario se encuentra principalmente en régimen hiposíncrono, observando un descenso generalizado de la carrera de marea con la distancia longitudinal hasta la mitad de su extensión, aproximadamente, donde parece estabilizarse y la amplitud de marea aumenta pasando a ser hipersíncrono en el curso superior. Nótese que este comportamiento se sustenta con lo visto en la figura 4.2. De acuerdo con el apartado 2.5, la tendencia hiposíncrona del estuario resulta del balance energético de la onda de marea M2, donde la disipación de energía por la fricción es superior a la ganancia de energía por unidad de anchura debido a la convergencia de los márgenes durante la propagación de la onda. En lo que respecta al avance de la onda de marea, la experiencia recogida en numerosos estudios demuestra que la descarga fluvial tiene el mismo efecto que la fricción, lo que debería contribuir en la atenuación de la amplitud M2 aguas arriba donde su efecto es mayor. En concreto, lo que se denomina flujo advectivo fluvial en la ecuación de advección-difusión 3D se opone al término de transporte hacia aguas arriba, afectando al avance de la onda de marea y la intrusión salina. De igual manera, la rugosidad del cauce tendrá un mayor efecto en la zona aguas arriba debido a la reducción de las profundidades. En este sentido, sería de esperar una mayor disminución de la amplitud de onda aguas arriba, al contrario del pequeño repunte que observamos en la gráfica. No obstante, aunque la convergencia del estuario sea constante, cabe destacar que la función es exponencial negativa, por lo que la reducción del ancho es muy fuerte cuando nos encontramos aguas arriba, provocando una mayor reducción de la sección transversal. Esto implica que la energía se concentra en una superficie más pequeña. Por lo tanto, si la concentración energética es mayor que el aumento relativo de la fricción por estrechamiento de la sección el nivel Figura 4.3 Variación de las amplitudes y fases de las constituyentes M2 y M4. Escenario original Resultados 50 50 aumenta, a lo que se suma el efecto de la descarga (caudal entrante) en una superficie menor. Esto hace que el nivel aumente y se vea reflejado en el análisis armónico como una suavización en la atenuación de la M2. Así, a pesar de que el comportamiento hipersíncrono de esta zona difiere con el efecto sumidero de la descarga fluvial, vemos que, por cuestiones de la geometría en equilibrio con la fricción, la reducción de la sección y la propia descarga provocan un aumento de nivel. Por otro lado, sí podemos contemplar este efecto fijándonos en el aumento del armónico M4 en la zona superior del estuario, donde se reduce la profundidad del lecho y por lo tanto el efecto de la fricción en combinación de la descarga fluvial es mayor. En esta zona notamos un crecimiento de las barras de error lo que señala una mayor incertidumbre en los resultados, aunque en líneas generales no afecta a evolución comentada. Con los valores de la fase de la constituyente M2, puede calcularse cuánto tiempo tarda la marea en propagarse aguas arriba desde la desembocadura. Esto se puede hacer midiendo la diferencia entre las fases de dos puntos, dado que el desfase un ciclo completo de 360º corresponde con periodo de 12.42h, que será el tiempo de propagación de la onda. Además, conocidas las fases de los armónicos M2 y M4 podremos determinar el desequilibrio llenante/vaciante posteriormente. Se representarán los resultados de la asimetría de marea y la relación llenante-vaciante del estuario. La asimetría nos indica si la oscilación del nivel en los ciclos de la marea es o no simétrica en relación con el nivel medio del mar. También se aplica al campo de velocidades, estableciendo la dirección de las corrientes y el transporte neto de sedimentos. Se puede calcular con la siguiente expresión: 𝑎𝑠𝑖𝑚𝑒𝑡𝑟í𝑎 = 𝜂𝑀4 𝜂𝑀2 Para deducir si predomina la marea llenante o vaciante: |2 φM2− φM4| De manera que si obtenemos un desfase entre 0-90º y 270-360º domina la vaciante, y si es entre 90-270º domina la llenante. Y cuando es exactamente 90º o 270º hay igualdad en llenante y vaciante. Figura 4.4 Variación de la asimetría de marea y el desequilibrio llenante-vaciante. Escenario original Resultados 51 51 A valores más altos de la asimetría, mayor es la distorsión de la propagación de la onda de marea en el estuario. De este modo, la figura 4.4 ilustra cómo la asimetría aumenta aguas arriba donde, en general, el efecto de la fricción y por consecuente la amplitud M4 aumenta. Así pues, este gráfico tiene gran semejanza con la evolución de la amplitud M4. Además, hemos visto que el estuario es en su mayor parte hiposíncrono con una disminución de la amplitud M2, lo que contribuye en el aumento de la asimetría a medida que se avanza aguas arriba donde existe mayor carácter fluvial. Uno de los parámetros hidrodinámicos más importantes para el análisis de salinidad será el prisma de marea 𝑃𝑡, que determinará el volumen de agua salada que entra en el estuario durante un ciclo de marea completo. 𝑃𝑡 puede aproximarse con la expresión: 𝑃𝑡≈𝐴0𝐸0=1.08 𝐴(𝑥)𝑈(𝑥) 𝑇 𝜋 Donde 𝐴(𝑥) es el área de la sección transversal, 𝑈(𝑥) es la amplitud de la velocidad de marea y 𝑇 es el periodo de la onda de marea. Consideraremos las amplitudes y periodo de onda (12.42h) correspondientes al armónico M2, que es el más representativo de nuestra marea. Por otra parte, podríamos calcular el 𝑃𝑡 apoyándonos del modelo midiendo el caudal que atraviesa una sección de control localizada en la boca del estuario durante un ciclo completo. Sin embargo, nos interesará representar la evolución de la velocidad 𝑈(𝑥) y el área 𝐴(𝑥) más adelante para analizar la variación del prisma con los dragados, que, como veremos, es principal responsable del aumento de la intrusión salina. Así pues, se contempla la evolución espacial de estos parámetros en la batimetría original Se ha incluido en el grafico inferior de la figura 4.5 el volumen de agua dulce del aporte fluvial, de manera que podamos compararlo con el volumen de agua salada que entra al estuario durante un ciclo de marea. Al tener un caudal de descarga fijo de 150 m3/s, el volumen de descarga permanece constante a lo largo del estuario, ya que será el producto del caudal y el periodo de la componente de marea M2 (12.42h). El cociente de estos dos volúmenes representa el número de estuario, definido en el apartado 2.6.2, que nos indica la relación entre la energía procedente del aporte fluvial y litoral, y nos ayuda a predecir el proceso de mezcla entre agua dulce y salada. Fijándonos en la figura 4.5, el número de estuario o de Canter-Cremers es reducido debido a la dominancia de la dinámica litoral en el sistema, lo que favorece la homogeneidad de la mezcla en el estuario. Este número alcanza la unidad aproximadamente en el km 70, a partir del cual predomina el régimen fluvial y se produce un ligero aumento del nivel por la influencia de la descarga, tal y como señalamos en la figura 4.2 y la figura 4.3. Figura 4.5 Evolución de la amplitud de la velocidad y área de sección transversal con la distancia (arriba), y variación del prisma de marea y volumen de agua dulce en el estuario (abajo). Escenario original Resultados 52 52 4.2.2 Salinidad En vista de la dominancia de la marea en la hidrodinámica del estuario, puede intuirse que los niveles de salinidad experimenten un comportamiento oscilatorio, impulsado por las corrientes inducidas por la variabilidad de la marea. Esto puede comprobarse en la figura 4.6, mostrando la evolución espaciotemporal la velocidad y salinidad del estuario. Se ha representado la salinidad hasta el kilómetro veinte, dado que aguas arriba de este punto la salinidad es prácticamente despreciable. En efecto, se observa un carácter doblemente periódico en la oscilación de las velocidades y la salinidad, que se explica por la doble periodicidad asociada a la marea introducida. Así, los gráficos de contorno representados tanto del nivel, velocidad y salinidad manifiestan esta frecuencia tanto a nivel intramareal (pleamares y bajamares) como intermareal (mareas vivas y muertas). De la figura 4.6, nos interesará hacer un seguimiento de la intrusión salina a lo largo del tiempo, la cual indica la penetración del agua salada e impacto ambiental generado aguas abajo de dicho punto. Recordemos que la intrusión salina se ha establecido como la posición del eje longitudinal del estuario que tiene una concentración del 10% del agua del mar, equivalente a 3.6psu. Debido a la forma de los gradientes de densidad y a los patrones de circulación longitudinal, normalmente la máxima intrusión de la cuña salina se localiza en el fondo del cauce, como vemos en la figura 3.12, que representa el perfil típico de la distribución salina. De esta manera, y como comprobaremos en la figura 4.9, hemos calculado la intrusión salina en la capa 10, que es la próxima al lecho, lo que nos deja en el lado de la seguridad. A continuación, representamos la evolución de la intrusión comparando con respecto al nivel y velocidad en la desembocadura del estuario. Figura 4.6 Evolución espaciotemporal de la velocidad (izquierda) y de la salinidad (derecha) del estuario. Escenario original Resultados 53 53 En primera instancia, contemplamos un comportamiento doblemente periódico en consistencia con lo comentado en la figura anterior. Además, se evidencia la influencia de la marea astronómica en la evolución de la intrusión salina, notándose una alineación vertical razonable a nivel intermareal con los niveles y la velocidad, coincidiendo la máxima y mínima intrusión cuando se producen las mareas vivas. Finalmente, se determina que la máxima intrusión alcanza los 13200 metros, que son 11200 metros desde la desembocadura. Si nos fijamos en el envolvente inferior, la intrusión mínima llega a retroceder hasta los 1865 metros, es decir, 135 m aguas abajo de la boca del estuario. Para visualizar la variación de los resultados en escala intramareal representamos los mismos gráficos en el intervalo de tiempo correspondiente a la segunda marea viva. Figura 4.7 Evolución del nivel y la velocidad con la intrusión salina en la boca del estuario. Escenario original Figura 4.8 Vista ampliada de la evolución del nivel y la velocidad con la intrusión salina en la boca del estuario. Escenario original Resultados 54 54 Como puede verse ahora, existe un desfase entre la oscilación de la intrusión salina con respecto al nivel y la velocidad, las cuales tienen una fase similar entre sí, revelando que se trata de una onda de marea casi progresiva en la desembocadura. Este desfase de debe principalmente a dos factores clave. El más significante será el tiempo de propagación de la onda de marea hasta el emplazamiento de la cuña salina, que puede distanciarse hasta 11200m de la desembocadura. En segundo lugar, el tiempo de reacción de los niveles de salinidad en alcanzar la máxima intrusión, que dependerá de la difusividad y la dinámica de transporte del estuario, dado que los procesos de mezcla entre agua dulce y salada pueden causar un retardo en la respuesta de los niveles de sal, contribuyendo al desfase observado. De esta manera, se observa un desfase de 2.67 horas entre los valores máximos de la intrusión y del nivel en la desembocadura. Dado que el nivel y la velocidad presentan un desfase de 1 hora, vemos que no se trata de una onda completamente progresiva, y por tanto el desfase entre la intrusión y la velocidad es de 3.67 horas. De este modo, se concluye que las corrientes del estuario y la dinámica de transporte no están acopladas. Además, puede observarse que las velocidades oscilan respecto un nivel medio menor que cero, lo que indica que prevalece la marea vaciante, acentuada por la descarga fluvial, con un transporte potencial de sedimentos hacia aguas abajo. Véase la figura 4.4, donde en la mayor parte del dominio tenemos resultados entre 0 y 90º, que indica marea vaciante. Gracias a la determinación de estos tiempos de desfase, sería posible determinar la posición del frente salino con exactitud llevando al cabo un registro a través de mareógrafos en la desembocadura u otros puntos. No obstante, este método presentará limitaciones cuando la presencia de la marea meteorológica sea significante en la contribución del nivel medio del mar, lo que podría afectar al desfase observado. Será también conveniente representar el perfil de salinidad del estuario, aprovechando que los puntos de control del modelo están localizados a lo largo del talweg. Este gráfico resulta muy útil ya que nos permite visualizar la disposición de las isohalinas de forma análoga a la figura 3.12, evaluando si existen fuertes gradientes de salinidad o si la mezcla es homogénea a grandes rasgos. Además, se ha decidido incluir una sección de control ubicada en la desembocadura (2km aguas arriba del origen longitudinal) para contemplar de manera general la distribución transversal de la salinidad. Estas representaciones espaciales de la figura 4.9 corresponderán a un instante de tiempo específico, por lo que tomamos el instante cuando se produce la máxima intrusión salina, que será cuando ocurre la segunda marea viva más el desfase de 2.67 horas. El perfil de salinidad obtenido corresponde en líneas generales con la configuración típica de los estuarios, como vimos de manera representativa en la figura 3.12, observando gradientes de densidad verticales con una mayor intrusión salina en las capas del fondo. Esto es debido, entre otros factores, a la circulación interna del estuario (entrada de agua salada por el fondo y salida de agua dulce por la superficie, por la diferencia de densidad). De esta manera justificamos haber cuantificado la intrusión de la cuña con la salinidad de la capa del fondo, lo que también nos sitúa del lado de la seguridad ya que una mayor intrusión Figura 4.9 Distribución de salinidad del perfil del thalweg y la sección transversal de la desembocadura en el instante de máxima intrusión. Escenario original Resultados 55 55 implica un mayor impacto ambiental. Además, se destaca que nos encontramos con los mayores gradientes horizontales en las inmediaciones aguas abajo de la cuña salina, indicando una fuerte variación de salinidad en poca distancia. Esto resalta la importancia de un seguimiento adecuado de la cuña salina para garantizar la protección del medio ambiente. Vemos que el perfil transversal de salinidad en la desembocadura se distribuye de manera simétrica y con una disposición de isolíneas análoga al campo de velocidades habitual del cauce de un río. Esto último refleja claramente cómo la dinámica de transporte de sal es impulsada por las corrientes del estuario. En efecto, como el instante de la máxima intrusión se da al inicio de la marea vaciante en la desembocadura (ver la figura 4.8), vemos cómo en el centro del cauce, donde las velocidades de flujo son mayores, los niveles de salinidad más bajos. Esta diferencia de las corrientes en la sección transversal genera un desfase en la distribución de salinidad, especialmente en los márgenes del estuario, dando lugar gradientes de densidad importantes que inducen un proceso de mezcla bidireccional. Este mecanismo se conoce como ‘tidal trapping’, y es uno de los procesos de mezcla dominantes en estuarios aluviales, especialmente en aquellos de grandes dimensiones y formas irregulares donde el agua pueda quedar “atrapada” durante los ciclos de marea. Volviendo al perfil longitudinal de la figura 4.9, se señala la inclinación de las isohalinas aguas abajo de la desembocadura, en el régimen litoral, las cuales presentan una clara estratificación del flujo, con unos mayores gradientes verticales de salinidad. Por lo tanto, será conveniente cuantificar la estratificación mediante el número de Richardson para comprobar esta condición en el tiempo. No obstante, se obtienen valores inestables al calcular el número de Richardson de la expresión de Savenije en las simulaciones, por lo que se ha decidido no incluirlos en los resultados. En su lugar, se ha optado por representar la diferencia de salinidad entre la capa del fondo y de la superficie (∆𝑆), que también se considera un parámetro representativo de la estratificación. Esta elección evita los problemas de inestabilidad al no tener denominador, ya que no se producen divisiones por cero. ∆𝑆=|𝑆𝐹𝑜𝑛𝑑𝑜−𝑆𝑆𝑢𝑝𝑒𝑟𝑓𝑖𝑐𝑖𝑒| Para una mejor visualización del gráfico de contorno de la figura 4.10, se han excluido los valores cercanos a cero (<10-6 psu), y se ha representado en un intervalo de tiempo adecuado que corresponde a la segunda marea viva. Debido a que a partir de los 15 km nos encontramos con agua dulce y los gradientes de salinidad son prácticamente nulos, como se aprecia en la figura 4.9, podemos acortar el eje horizontal del gráfico. Figura 4.10 Evolución espaciotemporal de la estratificación con el parámetro ΔS. Escenario original Resultados 56 56 En consonancia con la figura 4.9, se puede observar que los valores máximos de la estratificación se encuentran en la zona litoral aguas abajo del dominio, aunque no se dan de forma permanente en el tiempo. En efecto, la mayor estratificación del flujo se produce durante la marea vaciante, como se puede observar si comparamos los tiempos con los de la figura 4.8, donde la diferencia de salinidad entre superficie y fondo alcanza sus valores máximos. 4.3 Análisis del dragado Habiendo examinado de manera global la hidrodinámica y la distribución salina del estuario en su estado original, pasamos a analizar la respuesta de los niveles de sal a los diferentes escenarios de dragados que se han definido. En este apartado, nos enfocaremos de manera concisa en la comparación y el efecto que tienen los dragados en la dinámica del transporte. En primer lugar, representamos la intrusión salina de cada escenario de dragado en el tiempo, incluyendo la batimetría original, en la figura 4.11. Para una mejor visualización, al igual que se hizo en figuras anteriores, se muestra la intrusión en un periodo menor cuando se produce la segunda marea viva, que será cuando se da la máxima intrusión de interés en este estudio. En vistas a los resultados, la figura 4.11 revela un aumento general de la intrusión salina cuanto mayor es la distancia dragada desde la desembocadura. De acuerdo con la hipótesis de aguas someras, el efecto de la fricción aumenta significativamente en condiciones de menor profundidad, ya que la superficie de contacto con el fondo aumenta en proporción a la profundidad del cauce, y por lo tanto la resistencia al flujo. Esto ya se vio reflejado en el apartado anterior, observando una atenuación de la onda de marea debido al efecto sumidero que supone la reducción de la sección del cauce aguas arriba, que, entre otros factores, aumentaba las interacciones no lineales de la fricción. Esto se traducía con un aumento de la amplitud M4 en el curso alto. En este sentido, al encontrarnos ahora con unas profundidades del lecho mayores en la zona dragada, el efecto de la fricción será menor en esta zona. Esto supone un aumento de la amplitud de la onda de marea y el campo de velocidades del canal de navegación en comparación con la batimetría inalterada, afectando la dinámica de transporte del estuario. Cuanto mayor sea la profundidad y la longitud dragada a lo largo del cauce, se concluye que menor será la fricción del estuario en términos generales, favoreciendo el término de transporte hacia aguas arriba y el aumento de la intrusión salina. Figura 4.11 Evolución temporal de la intrusión salina de los diferentes escenarios de dragado Resultados 57 57 En el gráfico derecho de la figura 4.11, se observa que el avance de la intrusión salina no sigue una progresión constante a medida que aumenta la distancia de dragado en el estuario. En general, se puede apreciar que cuanto mayor es la distancia de dragado, el avance de la intrusión salina se produce en menor medida. De hecho, véase que la mínima intrusión del dragado 20000m es menor a la del dragado 15000m, lo que difiere con lo comentado en el párrafo anterior. Para cuantificar esta observación, la tabla 2 recoge los valores de máxima y mínima intrusión de cada caso, así como el avance respecto a la distancia dragada inmediatamente anterior. Max X (m) ΔX (m) ΔX (%) (ΔX)i-j (%) Min X (m) ΔX (m) ΔX (%) (ΔX)i-j (%) Original 13199 1865.1 5000 13733 534 4.05 4.05 3067.7 1203 64.48 64.48 10000 14000 801 6.07 2.04 4532.4 2667 143.01 78.53 15000 14000 801 6.07 0 5065.3 3200 171.58 28.57 20000 14399 1200 9.09 3.02 4798.7 2934 157.29 -14.29 Tabla 2 Máxima y mínima intrusión salina de cada escenario de dragado Debido a que el emplazamiento físico de la desembocadura de localiza 2km aguas arriba del origen, el primer dragado tiene una distancia de 3km y el segundo de 8km desde a desembocadura. Es por ello que se observa un mayor avance en el caso del dragado de 10000m en comparación con el de 5000m. Es importante subrayar que, aunque utilicemos la intrusión salina como una medida rápida para evaluar el impacto ambiental del estuario, en realidad, la salinidad se distribuye de manera continua a lo largo del estuario de acuerdo con su configuración y perfil de salinidad, como se observó en la figura 4.9. En lugar de tener valores discretos, como se refiere el término de intrusión de la cuña salina, la salinidad varía gradualmente desde la desembocadura hasta la parte más interna del estuario. Esto nos lleva a deducir que, si bien los dragados son un medio impulsor del avance de sal, estos tendrán un mayor efecto en aquellas zonas donde los niveles de salinidad son mayores, al igual que no tendría ningún efecto aparente dragar en regiones donde los niveles son nulos. Siguiendo esta línea, resulta fácil entender que los dragados realizados cerca de la desembocadura tengan un impacto más significativo en la penetración de la sal en comparación con los dragados más hacia aguas arriba, donde los niveles de salinidad son naturalmente más bajos. En consecuencia, el avance de la intrusión salina es relativamente mayor en los dragados con menor distancia (partiendo desde la desembocadura), y se produce generalmente un mayor avance en la intrusión salina mínima en comparación con la intrusión máxima en todos los dragados analizados. Una vez que la distancia del dragado supera la posición de la cuña salina, como vemos, el avance de la intrusión apenas es significante. De este modo, los valores de intrusión parecen converger gradualmente hacia un valor máximo a medida que se incrementa la distancia de dragado, llegando a obtener intrusiones de magnitud similar, en función de la profundidad dragada. Es importante tener en cuenta que estos resultados están sujetos a cierta incertidumbre debido a la discretización espacial del dominio, con un tamaño longitudinal de celda de aproximadamente 133 metros. Por ello, se respalda la obtención de un avance nulo en el caso de la intrusión en el dragado de 10000m a 15000m, así como un ligero retroceso de la cuña salina en el dragado de 20000m en comparación con el dragado de 15000m. A pesar de que se esperaría una tendencia progresiva de avance de la intrusión salina con la distancia de dragado, con una disminución en la magnitud de dicho avance, vemos que con distancias de dragado considerables el orden de magnitud de la incertidumbre asociada puede ser mayor al avance real de la cuña salina, afectando la coherencia e interpretación de los resultados obtenidos. Por otro lado, resultaría interesante de comprobar si al dragar suficientemente aguas arriba, hasta una distancia donde predomine la marea vaciante, se produciría un retroceso de la intrusión salina en comparación con distancias menores. Resultados 64 64 En la figura 4.17, se manifiesta de manera clara un retroceso de la intrusión salina proporcional a la magnitud de los pulsos de descarga. En ambos gráficos, el efecto del pulso empieza a notarse a partir de la segunda crecida de la intrusión 2.67 horas después de producirse la segunda pleamar aproximadamente, ya que la intrusión en este instante disminuye en comparación con la intrusión de la descarga original. No obstante, se aprecia que en ese momento todavía no se alcanza la mínima posición de la cuña salina, que puede deberse porque el caudal máximo todavía no se haya propagado hasta la posición de la cuña, o bien porque los niveles de salinidad se encuentran en proceso de transporte hacia aguas abajo. En cualquier caso, se observa que a partir del segundo máximo la intrusión parece haberse estabilizado en respuesta a la nueva descarga fluvial, siguiendo una evolución análoga al hidrograma original controlada por la variabilidad de la marea astronómica. Durante la permanencia del pulso de descarga, destacamos que se produce un mayor retroceso de los máximos del frente salino en comparación con los mínimos de las intrusiones en ambos gráficos. Esto no es sorprendente debido a la mayor influencia de la descarga fluvial en las posiciones más altas del estuario, donde la sección del cauce disminuye y nos alejamos del régimen litoral. Además, se puede observar claramente en el gráfico de la derecha que hay un retroceso notablemente mayor en respuesta a los pulsos de descarga en el caso del estuario dragado. Esto resulta interesante debido a que el rango de la intrusión salina se encuentra dentro de la zona dragada (por debajo de 20000m), donde la sección del cauce se amplía considerablemente. Teóricamente, esto implica que la influencia de la descarga en esta zona debería ser menor, lo que explica parcialmente el aumento de la intrusión salina en comparación con la batimetría original. A pesar de esto, se contempla que la intrusión retrocede hasta valores próximos a los de la batimetría original, aunque inicialmente fuesen bastante más altos. Esto sugiere que, en el caso de dragados más extensos, que conllevan una mayor intrusión salina, la efectividad de los pulsos de descarga parece ser relativamente mayor. Al incrementar la profundidad, tanto la descarga fluvial como la onda de marea se propagan con mayor facilidad. A partir de las 124 horas, cuando finaliza el pulso de descarga, podemos apreciar que la intrusión comienza a adaptarse gradualmente al régimen ordinario. En comparación con el tiempo de ajuste, resulta notable que la intrusión tarda más en estabilizarse a los niveles originales del caudal base, como veremos a continuación. Una vez que la salinidad del estuario se estabiliza y retorna a un estado de equilibrio, su evolución posterior es gobernada fundamentalmente por la dinámica mareal. Estas simulaciones se han llevado al cabo como una continuación directa de las simulaciones anteriores, en las cuales se mantuvo un caudal constante de 150 m3/s para cada caso de dragado. Con esto asegurábamos partir de un régimen permanente en las condiciones iniciales del análisis de los pulsos de descarga. No obstante, cabe destacar que la elección del momento de inicio y la duración de los pulsos de descarga debe ser cuidadosamente analizada debido a la variabilidad de la intrusión salina y la influencia de las mareas. Es por esta razón que el efecto de la descarga no es el mismo según el instante del ciclo en el que se realice. Teniendo esto en cuenta, sería posible optimizar el retroceso de salinidad generado si se programa la descarga del pulso en el momento adecuado, de acuerdo con el programa de captación de agua de los agricultores. Si, por ejemplo, las captaciones de agua son frecuentes y de corta duración, podría ser beneficioso iniciar la descarga del pulso en el momento de la estoa vaciante más 3.67 horas (teniendo en cuenta el desfase de la intrusión), menos el tiempo de ajuste del sistema. Esta estrategia permitiría maximizar el retroceso de la cuña salina y asegurar un suministro adecuado de agua dulce para los regantes. Para hacer esta afirmación será necesario verificar exactamente cuándo se produce la máxima efectividad en el transporte. Por otro lado, en situaciones donde se busca evitar que la intrusión salina alcance una posición determinada, se podría programar la descarga durante las mareas vivas. Esto ayudaría a contrarrestar el avance máximo de la intrusión y mantener la salinidad dentro de límites aceptables para los cultivos. No obstante, esta consideración no se ha incluido en este apartado del trabajo, aunque se reconoce su relevancia en el contexto de la gestión de la intrusión salina para futuros análisis Resultados 65 65 En primera instancia, contemplamos que los tiempos de recuperación son mayores que los tiempos de ajuste. Como se plasma en la figura 4.17, el aumento del pulso de descarga provoca un mayor retroceso de la intrusión salina, alejando a la cuña de su posición de equilibrio correspondiente al caudal base. Por consecuente, la distancia que debe recuperar la cuña salina una vez que cesa el pulso de descarga es mayor, viéndose reflejado en un aumento del tiempo de recuperación, como vemos en la figura 4.18. Por otro lado, cuanto mayor sea el pulso de descarga, menor es el tiempo que tarda la salinidad en alcanzar el régimen permanente. De hecho, destacamos que el tiempo de ajuste es menor para una mayor distancia que debe recorrer la cuña, lo que representa claramente una mayor velocidad de ajuste del sistema con los pulsos de descarga en adaptarse a la nueva configuración, debido al mayor caudal. En cuanto al efecto que tienen los dragados, se identifica que su realización conlleva un aumento del tiempo de ajuste en comparación con la situación original, sin embargo, parece que estos tiempos no se ven afectados por la distancia dragada. No ocurre lo mismo con los tiempos de recuperación, los cuales sí aumentan con la distancia del dragado, aunque en menor medida cuanto mayor sea la distancia desde la desembocadura. Este comportamiento es análogo con lo visto en el aumento de la intrusión en el apartado anterior, cuyo avance se reduce asintóticamente a medida que se aumenta la distancia de dragado. De ahí que observemos que el tiempo de recuperación del dragado 15000m es ligeramente mayor al de 20000m, ya que la incertidumbre de los resultados tiene mismo orden de magnitud que la diferencia entre los valores, considerando una distancia longitudinal de las celdas de 133m. No obstante, hasta el momento se esperaba encontrar un comportamiento similar en la evolución de los tiempos de ajuste y recuperación con los dragados, siendo explicados por el mismo proceso hidrodinámico en la dinámica de transporte, lo que nos lleva a destacar esta diferencia del comportamiento de la capacidad de adaptación del estuario con la distancia dragada. Figura 4.18 Tiempos de ajuste y recuperación de salinidad de los diferentes dragados. Hidrograma con ramas de transición Resultados 66 66 4.4.2 Hidrograma de descarga sin ramas de transición Continuando con la misma estructura, observamos el hidrograma de la hipótesis de descarga inmediata, sin ramas de transición. Representaremos directamente los gráficos de la evolución de la intrusión salina, para el caso original y del dragado de 20000m de distancia, prestando atención a su desarrollo en comparación con los hidrogramas anteriores. En términos generales, observamos un comportamiento equivalente con lo comentado en el apartado anterior. Para cuantificar las posibles diferencias que provoca la presencia de ramas de transición en el hidrograma, mostramos los tiempos de estabilización de la salinidad. Figura 4.19 Hidrogramas de descarga sin ramas de transición Figura 4.20 Evolución temporal de la intrusión salina con los pulsos de descarga en el escenario original (izquierda) y el dragado 20000m (derecha). Hidrograma sin ramas de transición. Resultados 67 67 Como se observa, se obtiene una configuración consistente con los resultados del hidrograma anterior, lo que respalda el análisis y las conclusiones tomadas acerca del comportamiento del sistema frente los pulsos de descarga y con la presencia de dragados en el estuario. Sin embargo, se manifiesta una diferencia significante en la magnitud del tiempo de ajuste, que disminuye más de 10 horas cuando no se incluyen las ramas de transición en los hidrogramas. No obstante, considerando que la duración de la rama ascendente del hidrograma es de 2 horas, y teniendo en cuenta la semejanza entre las figuras 4.17 y 4.20, se concluye que esta diferencia de 10 horas es un valor demasiado elevado. Esto que puede ser debido a las limitaciones de la propia formulación para calcular tiempo de ajuste, que provoca un salto de una oscilación de diferencia (de aproximadamente 12h, un ciclo de marea) respecto al tiempo de ajuste del apartado anterior, aunque se reconoce que la diferencia real sea menor. Nótese que los tiempos de recuperación de este escenario son ligeramente menores a los hidrogramas con rama, del orden de 0.1 horas, lo que sí parece reflejar la verdadera magnitud del efecto de las ramas de transición. En conclusión, se puede afirmar que la velocidad con la que operan los órganos de descarga de las presas no influye significativamente en la hidrodinámica del estuario, y se demuestra que la dinámica de transporte de la salinidad apenas se ve afectada. Ahora bien, si en lugar de dos horas de transición, que se consideró un tiempo razonablemente conservador para la adecuada explotación de las válvulas y elementos, se presenta una transición más duradera, se reflejará con un aumento de los tiempos de estabilización. En cualquier caso, se concluye que la velocidad de operación de la descarga deberá atender principalmente a los criterios de seguridad y mantenimiento de los elementos reguladores del caudal de descarga de la presa. Por último, en el apartado 4.3 se destacó que la máxima estratificación se produce durante la marea vaciante del estuario. En este sentido, es predecible que un aumento en la descarga fluvial magnifique el cizallamiento de velocidades que se produce en la desembocadura, contribuyendo a la estratificación del flujo. Por lo tanto, para verificar este efecto, se propone representar el parámetro ∆S con el pulso de descarga de 1500 m3/s en los gráficos de contorno de la figura 4.22, utilizando el pulso de descarga de 1500 m3/s tanto para el escenario original como para el dragado de mayor distancia. El intervalo temporal de las representaciones será de las 100 a las 200 horas, de forma que incluimos tanto el caudal punta como la rama descendente del hidrograma hasta llegar al caudal base de 150 m3/s (véase la figura 4.20), permitiéndonos así observar la evolución de la estratificación con el pulso de descarga. Para simular unas condiciones más extremas se ha incluido el hidrograma sin ramas de transición. Figura 4.21 Tiempos de ajuste y recuperación de salinidad de los diferentes dragados. Hidrograma sin ramas de transición Resultados 68 68 Se concluye de la figura 4.22 que, efectivamente, el aumento del caudal de descarga genera una mayor estratificación del flujo, como se evidencia en los valores de ∆S. En comparación con la figura 4.10, los valores máximos de ∆S alcanzan hasta 30 psu, mientras que en el escenario original se observan valores máximos de 16 psu. En cuanto a la evolución de ∆S, se observa un comportamiento análogo al de la figura 4.10, donde la máxima estratificación ocurre durante las mareas vaciantes. Durante este período, en combinación con la mayor descarga fluvial, se produce un retroceso significativo de la interfase y los gradientes verticales de salinidad aumentan, lo que contribuye a la máxima estratificación del flujo en el estuario. Una vez que cesa el pulso de descarga, a partir de las 140 horas, observamos que los valores de estratificación se estabilizan, alcanzando el mismo comportamiento de la figura 4.10 correspondiente al régimen ordinario de descarga. Por otro lado, se concluye que las operaciones de dragado no tienen efectos significativos sobre la estructura del flujo en estos escenarios, ya que apenas observamos diferencias significativas entre ambos gráficos. No obstante, cabe resaltar que la máxima estratificación en estas simulaciones se produce en el régimen litoral, donde se localiza el talud continental, por lo que realmente no existen cambios de profundidad entre ambos escenarios en esta zona. En cambio, si los mayores gradientes verticales se produjesen en la zona dragada, donde las profundidades sí son diferentes, podríamos encontrarnos con distintos valores de ∆S. Dado que ∆S representa la diferencia de salinidad entre la capa del fondo y la capa de superficie, se refleja su dependencia con la profundidad del lecho. Por lo tanto, es posible que los dragados den lugar a cambios en la estratificación del flujo cuando los gradientes verticales se localizan en zonas de variación de profundidad, dejando un frente abierto a futuras líneas de trabajo. Figura 4.22 Evolución espaciotemporal de la estratificación con el parámetro ΔX con pulso de descarga 1500 m3/s. Escenario original (izquierda), Dragado hasta 20000m (derecha). 69 5 Conclusiones En los últimos años, la presente preocupación ambiental aumenta de la mano con el deterioro acelerado de los medios y recursos naturales que disponemos. Lejos de ser una estrategia preventiva, la excesiva antropización de los ecosistemas ha llevado a la Ingeniería Civil a enfrentarse a exigencias más rígidas en términos ambientales, impuestas tanto por organismos ambientales como por otras actividades de la sociedad que se ven directamente afectadas Esto desafía progresivamente el desarrollo infraestructuras e intervenciones, que, impulsadas por el desarrollo ininterrumpido de la sociedad, deben ser compatibles con la preservación de espacios, actividades locales e infraestructuras preexistentes. En este sentido, se reconocen los estuarios como entornos de gran valor ecológico, económico y social, que requieren de su estudio técnico, así como una gestión adecuada que asegure la sostenibilidad de todas las actividades realizadas en ellos. En este estudio se ha expuesto el caso del estuario del Guadalquivir que, al ser el único puerto interior de España, desempeña un papel crucial como vía de navegación para la economía de Sevilla, requiriendo de dragados cada cierto tiempo para mantener el calado de diseño de los buques. Sin embargo, se ha observado que el aumento de la intrusión salina generado no solo afecta las condiciones ambientales del estuario, sino también al sector agrícola, que es un componente fundamental de la economía local. Así, se ha reflejado la importancia real de estudiar estas formaciones en los primeros apartados del trabajo, pasando al posterior análisis de la distribución de salinidad que experimentan en respuesta a cambios en su perfil longitudinal. Para ello, se ha partido de un modelo numérico desarrollado en un estudio anterior por A. López Ruiz y G. Martín Llanes de un estuario preparado para analizar la respuesta hidrodinámica ante modificaciones geométricas, tras su correcto análisis de sensibilidad. Durante el transcurso del trabajo, hemos abordado de manera significativa concepto de estuario ideal según Savenije (2012), una vez establecido el marco informativo del apartado 2. La formulación del estuario idealizado, como se vio, resulta útil para modelar los estuarios de manera sencilla, y permite identificar diferentes tendencias acerca del comportamiento energético que caracterizan a los distintos tipos de estuario. En consecuencia, la implementación del modelo original se realizó a partir de la definición geométrica de estuarios ideales. En este sentido, se ha dedicado el primer apartado de los resultados en analizar la hidrodinámica de la batimetría inalterada, lo que resulta fundamental para comprender adecuadamente los fenómenos asociados los dragados, ya que representa el régimen ordinario del sistema que se pretende modificar De esta manera, el objetivo principal de este trabajo ha consistido en describir un comportamiento generalizado de los estuarios aluviales desde una perspectiva teórica, centrándonos especialmente en los procesos hidrodinámicos que subyacen a estos sistemas, a través de un modelo tipo sin basarnos en un caso real específico. Para ello, se han propuesto los distintos escenarios de dragado en función de la distancia dragada desde la desembocadura, simulando así ubicaciones alternativas de un puerto interior. Los resultados obtenidos evidencian que, para los estuarios dentro del rango de aplicación del modelo, las operaciones de dragado provocan un aumento significativo de la intrusión salina. La susceptibilidad de este avance de la cuña salina es proporcional a los niveles de sal que registran la zona dragada, lo que implica que el avance de la intrusión por unidad de distancia dragada es mayor en las proximidades de la desembocadura, es decir, con menores distancias dragadas. Estos resultados son consistentes con la experiencia que recogen los dragados realizados en distintos estuarios de todo el mundo, como es el caso del Guadalquivir, el estuario de New-York y New-Jersey, entre otros que encontramos en la bibliografía. Este comportamiento es explicado por el aumento general del prisma de marea que generan los dragados, lo que permite que una mayor cantidad de agua salada penetre en el interior del estuario. Sin embargo, se ha observado que la intrusión del prisma de marea es constante para todos los casos y converge en el kilómetro ochenta. En esta zona se encuentra la condición de contorno aguas arriba, que evita que la salinidad llegue a ese punto. Por lo tanto, se podría esperar que, si se aumentara la distancia aguas arriba en el dominio, se produciría un cambio en la intrusión del prisma de manera similar al aumento de la intrusión Conclusiones 70 70 con la distancia de dragado, aunque en menor proporción. En este escenario, el nivel mínimo de salinidad aumentaría la distancia recorrida aguas arriba con la distancia de dragado. Esta limitación se debe a la propia configuración del modelo numérico y la necesidad de establecer una condición de contorno aguas arriba donde se fuerza los niveles de sal a ser nulos, o visto de otra manera, donde la amplitud de la velocidad de marea es cero, ya la velocidad de flujo en esa sección corresponde con el caudal de descarga. No obstante, este fenómeno se considera poco significante en el análisis de la intrusión salina, que alcanza su máximo en el km catorce. En general, se ha visto que el aumento de profundidad de los dragados confiere al estuario un mayor carácter litoral, observándose un aumento en la amplitud de la onda de marea con la distancia dragada, y por lo tanto, un aumento general de la intrusión salina. Esto se debe principalmente a que la zona dragada experimenta una menor interacción de la fricción del cauce, y al encontrarse en una zona donde predomina el régimen litoral, la influencia de la marea aumenta en mayor medida que la influencia de la descarga del aporte fluvial. Esto nos lleva a plantear la siguiente cuestión: si realizamos dragados a una distancia suficiente aguas arriba, ¿podría haber un retroceso de la intrusión salina, hasta el punto en el que la marea llenante predomine sobre la vaciante (sobre km cuarenta), o posiblemente alrededor del kilómetro setenta, donde el volumen de agua dulce del régimen fluvial sea superior al prisma de marea? No obstante, es poco común encontrar dragados de esta extensión en la realidad. Ahora bien, cabe señalar que los cálculos derivados del análisis armónico deberán contemplar todas las constituyentes identificadas de la marea astronómica real, y será una buena aproximación del nivel real siempre que la marea astronómica no sea significante. Así, en este trabajo no se ha incluido presencia de viento ni oleaje, que son agentes clave en la dinámica litoral de costas y estuarios, lo que expone las limitaciones del modelo utilizado. En caso de temporales o eventos extremos, por tanto, nuestros resultados estarían alejados de la realidad y no nos permitiría predecir la posición de la cuña salina a través de aplicar un tiempo de desfase a la evolución del nivel registrado por mareógrafos. De la misma manera, este estudio contempla la relevancia de anticipar las posibles incertidumbres de los resultados obtenidos mediante el modelo. Gracias a la previa elaboración de un modelo tridimensional, con el esquema sigma-layer, podemos estudiar las variaciones verticales de la salinidad en el dominio, que resultan necesarias para la correcta modelización del transporte. En general, nos encontramos con unos perfiles de salinidad verticalmente homogéneos (poca estratificación) en todos los escenarios de dragado. No obstante, se identifican fuertes gradientes horizontales de densidad en las inmediaciones aguas abajo de la cuña, lo que señala la necesidad de realizar un monitoreo adecuado y cauteloso de la posición de la cuña salina. Si la intrusión avanza más allá de lo esperado, resultará en un incremento significativo de los niveles de salinidad en las zonas afectadas por dicho avance. Esto magnifica el impacto ambiental generado, tanto para los organismos que habitan en el rango de niveles de sal alterados, como la calidad de agua de las captaciones localizadas en las zonas que comprenden el avance de la cuña, así como la contaminación de los acuíferos circundantes. Como maniobra para contrarrestar dicho avance, se ha comprobado que los pulsos de descarga fluvial tienen un efecto positivo. Ahora bien, se destaca que el retroceso de la intrusión es temporal, ya que no afecta al equilibrio dinámico del sistema. Aunque esta medida puede resultar útil para la gestión del riego en la zona de las marismas, es necesario tener en cuenta que su aplicación se ve limitada en los tiempos actuales de sequía. Como la descarga de agua dulce desemboca directamente en el mar, es probable que resultase en un mayor desperdicio de agua en comparación con la cantidad captada durante el período de recuperación del estuario, aparte de suponer un malgasto energético. Esto hace que esta medida sea inviable desde el punto de vista de la gestión hidrológica de una cuenca. No obstante, el objetivo de este análisis es describir un modelo de comportamiento; en concreto, cómo responde un estuario dragado ante una crecida en comparación a su análogo no dragado. Asimismo, este conocimiento también es aplicable a valores de descarga asociados a eventos extremos, como avenidas debido al régimen de lluvias. Es importante comentar que este modelo presenta algunas limitaciones que deben tenerse en cuenta, como son la ausencia de marea meteorológica, la geometría adoptada simplificada con una forma en planta rectilínea, o valores de rugosidad y difusividad constantes en el dominio; lo cual puede no ser realista, ya que estos parámetros varían en diferentes secciones del estuario debido a los materiales del lecho y las formas del fondo. Algunas de estas limitaciones se han ido comentado a lo largo del trabajo, aunque se destaca principalmente que la ausencia del módulo de transporte de sedimentos es una de las mayores simplificaciones tomadas, que resultaría fundamental para realizar un estudio más sofisticado y realista Conclusiones 71 71 sobre los dragados en el estuario. De esta manera, se reconoce el interés de investigar la velocidad de los procesos de erosión y sedimentación en el estuario, con el objetivo de alcanzar su perfil de equilibrio, considerando otros posibles fenómenos locales como la estabilidad de los márgenes y del talud de transición. Esto permite evaluar la duración del calado de diseño, que es el tiempo durante el cual el canal de navegación mantiene la profundidad necesaria, pudiendo analizar la viabilidad económico-ambiental de las operaciones de dragado. No obstante, la inclusión del módulo de sedimentos implicaría un aumento considerable del esfuerzo computacional necesario para realizar las simulaciones. Además, sería necesario prestar especial atención a la correcta validación del modelo numérico y a las características de los materiales del lecho que se introducen en el modelo. Debido a las limitaciones de tiempo y alcance del trabajo, se ha optado por descartar esta opción y en su lugar centrarse en el análisis hidrodinámico llevado a cabo. De lo contrario, gran parte del estudio habría estado dedicado exclusivamente a la implementación del modelo numérico. Conclusiones 72 72 73 Bibliografía Agencia de Protección Ambiental de Estados Unidos. (2023). Los estuarios. Obtenido de https://espanol.epa.gov/espanol/los-estuarios Biemond, B., de Swart, H., Dijkstra, H., & Díez-Minguito, M. (2022). Estuarine salinity response to freshwater pulses. Utrecht University, University of Granada. Coastal Wiki. (s.f.). Seawater intrusion and mixing in estuaries. Obtenido de https://www.coastalwiki.org/wiki/Seawater_intrusion_and_mixing_in_estuaries Deltares. (2014). Delft3D Flow: User Manual. Diario de Sevilla. (2019). Los arroceros denuncian que el río Guadalquivir sigue sufriendo una alta salinidad. Ecologistas en acción. (2023). Más pozos ilegales en el acuífero de Doñana. Obtenido de https://www.ecologistasenaccion.org/293975/mas-pozos-ilegales-en-el-acuifero-de-donana/ Europa Press. (2014). El aumento de la salinidad por el dragado del Guadalquivir, despreciable según la Autoridad Portuaria de Sevilla. iagua. Garrido, J. (2019). Container-ship size: What dimensions can we expect to see? PierNext. Granado Domínguez, I. (2016). Modelado hidrodinámico y de la calidad en la Bahía de Santander. TFM. Máster Universitario en Gestión Integrada de sistemas Hídricos. Universidad de Cantabria. Hubert H.G. Savenije. (2012). Salinity and tides in alluvial estuaries, 2nd completely revised edition. Delft, The Netherlands: Delft University of Technology. K. Ralston, D., Talke, S., Rockwell Geyer, Al-Zubaidi, & K. Sommerfiel, C. (2019). Bigger Tides, Less Flooding: Effects of Dredging on Barotropic Dynamics in a Highly Modified Estuary. Advancing Earth and Space Sciences. Martín Llanes, G. (2020). Análisis del efecto de la descarga fluvial en la distribución de salinidad de estuarios. TFG Grado Ingeniería Civil. ETSI Universidad de Sevilla. Martín Llanes, G. (2022). Desarrollo de una nueva herramienta para la gestión de estuarios: modelado numérico idealizado. TFG Grado Ingeniería Civil. ETSI Universidad de Sevilla. MathWorks. (s.f.). Centro de ayuda. Obtenido de MATLAB: https://es.mathworks.com/help/index.html P. Hoagland, A. Beet, D. Ralston, G. Parsons, Y. Shirazi, & E. Carr. (2020). Salinity Intrusion in a Modified River-Estuary System: An Integrated Modeling Framework for Source-to-Sea Management. Obtenido de Frontiers in Marine Science. R. Siles-Ajamil, M. Díez-Minguito, & M.Á. Losada. (2019). Tide propagation and salinity distribution response to changes in water depth and channel network in the Guadalquivir River Estuary: An exploratory model approach. Andalusian Institute for Earth System Research, University of Granada. Tal Ezer, G. L. (2003). A generalized coordinate ocean model and a comparison of the bottom boundary layer dynamics in terrain-following and in z-level grids. Program in Atmospheric and Oceanic Sciences, Princeton University. Talke, R. F. (2016). The effect of channel deepening on tides and storm surge: A case study of Wilmington, NC. Department of Civil and Environmental Engineering, Portland State University, Portland, Oregon, USA. Xiang Pu, J. Z. (2015). Circulation and mixing along the North Passage in the Changjiang River.