HYDROLOGICAL MODEL TOPKAPI IN THE DSS OF MIÑO-SIL RIVER BASIN by Enrique Ortiz

MODELO HIDROLÓGICO TOPKAPI EN EL SAD DEL MIÑOSIL. RESULTADOS OBTENIDOS

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Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

ÍNDICE 1

Introducción al modelo Hidrológico TOPKAPI.............................................................. 3

Modelación hidrológica en la cuenca del Miño – Sil................................................... 21 2.1

modelo topkapi de la cuenca vertiente al embalse de belesar............................ 43

2.1.1 2.2

Modelo topkapi de la cuenca vertiente al embalse de velle ................................ 62

2.2.1 2.3

Velle .............................................................................................................62

Modelo topkapi de la cuenca vertiente al embalse de castrelo........................... 71

2.3.1 2.4

Belesar .........................................................................................................43

Castrelo........................................................................................................71

Modelo topkapi de la cuenca vertiente al embalse de frieira .............................. 79

2.4.1

Frieira ...........................................................................................................79

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

1 INTRODUCCIÓN AL MODELO HIDROLÓGICO TOPKAPI El modelo TOPKAPI (Todini y Ciarapica, 2001) es un modelo distribuido físicamente basado que realiza un balance celda a celda de la precipitación que le llega al modelo y lo propaga según las ecuaciones físicas que rigen el fenómeno tanto a nivel superficial como a nivel subsuperficial (no confundir con flujo subterráneo de respuesta lenta). En cambio en los modelos conceptuales se simplifica este proceso a la teoría del hidrograma unitario, siendo ésta una aproximación al fenómeno real. Las hipótesis fundamentales sobre las que se basa el modelo son las siguientes: 1. La precipitación es constante sobre el dominio de aplicación del modelo (es decir la precipitación es constante en cada celda para cada instante temporal), esto implica que el campo espacio-temporal de la precipitación es distribuido en la cuenca. Dicho campo puede ser interpolado a partir de datos puntuales (pluviómetros) mediante la técnica de los polígonos de Thiessen, Mediante geoestadística (Block Kriging) o mediante la combinación bayesiana y Block Kriging de datos puntuales, Radar Meteorológico y Satélite (EUMETSAT). 2. Toda la precipitación que cae en el suelo (celda) se infiltra, a menos que el suelo esté saturado en dicha celda o ésta sea impermeable, lo cual equivale a dotar como único mecanismo de la formación del flujo superficial el mecanismo por exceso de saturación o mecanismo de Dunne. Esta decisión está justificada por el hecho que el mecanismo por exceso de infiltración (mecanismo hortoniano) es característico de una escala de modelación local, mientras el mecanismo de exceso de saturación es un fenómeno de tipo acumulativo estando condicionado por la redistribución lateral del agua en el suelo, siendo dominante al aumentar la escala de la modelización. 3. La pendiente de la superficie piezométrica se asemeja a la pendiente del terreno, a menos que esta no sea muy pequeña (menor del 0.01%); lo que constituye la hipótesis de base de la aproximación de la onda cinemática en las ecuaciones de Saint Venant e implica la adopción de un esquema de propagación de onda cinemática por lo que respecta al flujo horizontal de agua o drenaje de la zona no saturada. 4. La trasmisividad local, así como el flujo local horizontal local, depende del contenido global de agua en el suelo, es decir de la integral del perfil del contenido de agua a lo largo de la dirección vertical. 5. La conductividad hidráulica saturada es constante en cada celda y a lo largo de la profundidad del estrato de suelo, y que es muchísimo más elevada que la de los estratos inferiores, esto representa la base para la agregación vertical de la trasmisividad y por supuesto del flujo horizontal. 3

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Precipitación: - Radar - Pluviómetros - Satélite - Predicciónes meteorológicas

Figura 1: Esquema del modelo TOPKAPI

Varias de las ventajas del modelo TOPKAPI es la facilidad para la obtención de los valores modales de los parámetros físicos, en la interpretación físicamente basada e inmediata de los parámetros y en la aplicabilidad del modelo a diferentes escalas, conservando al aumentar ésta el significado físico de los parámetros. En la siguiente tabla se presentan los parámetros necesarios para establecer topológicamente el modelo hidrológico en cada cuenca indicando en que componente se utiliza y el significado físico del mismo.

Tabla 1: Parámetros del modelo TOPKAPI

Los parámetros pueden ser estimados a partir de coberturas GIS como:

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

Modelo de Elevación Digital del Terreno, a partir del cual se deriva el flujo a través de la cuenca y la red de drenaje



Textura y litología del suelo y/o Edafología



Usos del suelo

Modelo de embalse no lineal para la componente del suelo

Integrando la ecuación de la onda cinemática (1) sobre la genérica celda i-ésima de dimensión X en metros del modelo digital de elevación del terreno, se encuentra la siguiente expresión (2):

 q  (C  )  p  p t x x  si t

 pX  (C si  si s  (C si 1 s1s1 )

(1)

(2)

Donde αs es un parámetro del suelo que asume el mismo valor sobre todas las celdas del mismo tipo de suelo en la cuenca, νs es el volumen almacenado por unidad de ancho en la i-ésima celda expresado en m2, mientras que el último término de la ecuación (2) representa el balance del flujo de entrada y salida. El subíndice s se ha introducido para distinguir la ecuación de la componente de suelo de aquellas relativas a la componente de escorrentía superficial y la componente de flujo en la red de drenaje.

En el modelo TOPKAPI, las celdas del modelo de elevación digital del terreno están conectadas mediante una red de forma arborescente en la cual el agua se mueve aguas abajo a través de la misma empezando por las celdas iniciales (las cuales no tienen área contribuyente de drenaje aguas arriba y pueden denominarse fuentes) y moviéndose aguas abajo hasta el desagüe de la cuenca.

De acuerdo con esta hipótesis y asumiendo que en cada una de las celdas la variación del contenido efectivo de agua en el suelo a lo largo del perfil vertical ηsi, sea despreciable, el volumen de agua almacenado en cada una de ellas (por unidad de ancho) puede ser relacionado con el contenido total de agua en el suelo ηsi, que es

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equivalente al volumen de agua libre en profundidad, por medio de la siguiente expresión simple:

v si  X si

(3)

Sustituyendo ηsi, en la ecuación (3) y rescribiéndola para aquellas celdas “fuente”, en cada inicio de red de drenaje, se obtiene la siguiente ecuación de embalse no lineal:

V s Cs X  pi X 2  2 Vs t X i

(4)

Del mismo modo, la ecuación de embalse no lineal para cualquier celda genérica, dado el flujo total que entra en la misma, es:

V s Cs X   pi X 2  Qou  Qsu   2 Vs t X i

(5)

Donde Vsi es el volumen almacenado en la celda i-ésima expresada en m3, Qoui es el caudal de ingreso en la celda i-ésima como escorrentía superficial del área drenante contribuyente aguas arriba en m3/s y Qsui es el flujo subsuperficial del área drenante contribuyente aguas arriba en m3/s.

Modelo de embalse no lineal para la componente de la escorrentía superficial y escorrentía de la red de drenaje

En analogía con cuanto se ha hecho en la componente del suelo, asumiendo que la altura de agua sea constante sobre una celda en cada paso computacional e integrando la ecuación cinemática a lo largo de la dimensión horizontal, se obtiene el modelo de embalse no lineal para la componente de escorrentía superficial:

Vo Co X  ro X 2  2 Vo t X i

(6)

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Donde el subíndice i indica la celda i-ésima, Voi es el volumen de agua en la superficie de la celda i-ésima en m2.

Similares consideraciones son aplicadas a la componente de escorrentía en la red de drenaje, dispuesta en una red arborescente de drenaje y de forma aproximada a la rectangular, cuyas dimensiones aumentan al aproximarse al desagüe de la cuenca. Bajo estas hipótesis, y para un tramo genérico de cauce la expresión del embalse no lineal es la siguiente:

Vci t





 rci XWi  Qcui 

C c iWi

 XWi 

c

Vci c

(7)

Donde Vci es el volumen de agua almacenado en el i-ésimo tramo de red de drenaje en m3, Wi es la anchura de tramo de cauce i-ésimo rectangular, el cual aumenta en función del área drenante de la celda i-ésima (ver la ecuación 19) en base a consideraciones de tipo geomorfológico, Qcui es el caudal de ingreso en el tramo proveniente de aguas arriba en m3/s.

w  wmin  w  wmax   max   Atot  Ath 



Adr  Atot



(8)

Donde w es el ancho genérico, wmax es el ancho máximo en el desagüe de la cuenca, wmin es el ancho mínimo de los cauces en la cuenca propia del área de drenaje umbral, Ath representa precisamente dicho umbral, o sea la mínima área considerada para que una celda sea considerada perteneciente a la red de drenaje, Atot es el área total y Adr es el área genérica drenada.

La escorrentía superficial de la celda i-ésima y la escorrentía del tramo de cauce i-ésimo de la red de drenaje son obtenidas respectivamente por medio de las ecuaciones (9) y (10):

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



Qodi  roi X 2 

Voi (t 0  T )  Voi (t 0 )



(9)



Qcdi  rci XWi  Qcui 

Vci (t 0  T )  Vci (t 0 )

(10)

Modelo tránsito de caudales

Como ya quedo demostrado en el apartado anterior, TOPKAPI es un modelo capaz de simular tanto el flujo superficial como el subsuperficial, por lo que se diferenciará la propagación de onda en ambos flujos.

El modelo de propagación de la onda cinemática para el flujo subsuperficial

Como primera hipótesis se debe asemejar la pendiente de la superficie piezométrica a la pendiente del terreno, a menos que esta no sea muy pequeña (menor del 0.01%); lo que constituye una de las más comunes simplificaciones de las ecuaciones de Saint Venant. El modelo de la onda cinemática requiere la definición de la ecuación de continuidad con una adecuada ley de resistencia que admita la conservación de momento, a las luces de lo descrito en los puntos anteriores, se puede asumir a tal efecto la ecuación aproximada de la trasmisividad.

 

~ ~ T   k s L

Bajo tales hipótesis el sistema de ecuaciones que gobiernan el fenómeno es el siguiente:

~  q ( s  r ) L  p t x

(11)

~ q  tan(  )k s L

(12)

en las cuales: 8

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

tan(β) es la pendiente del terreno



q es el flujo subsuperficial debido al drenaje, correspondiente a un caudal por unidad de longitud [L2T-1]



p es la intensidad de precipitación [LT-1]



t es el tiempo



x es la dirección principal del flujo a lo largo de la celda

Las ecuaciones (11) y (12) representan, respectivamente, la ecuación de continuidad de la masa y la ecuación de conservación del momento en la aproximación de la onda cinemática.

El modelo es a lo largo de una única dirección en cuanto que se asume que el flujo de agua se caracteriza por una dirección preferente, que puede ser definida como aquella de máxima pendiente, de ese modo el problema se reduce finalmente en unidimensional.

De la combinación de las dos ecuaciones (11) y (12), y rescribiendo el problema en términos del contenido total de agua efectiva a lo largo del perfil vertical,

  ( s  r ) L , haciendo la siguiente sustitución:

C

Lk s tan(  ) ( s  r )  L

(13)

se obtiene la siguiente ecuación de la onda cinemática:

 q  (C  )  p  p t x x

(14)

donde el término C representa, desde el punto de vista físico, un coeficiente de conductividad local, en cuanto que depende de los parámetros del suelo referidos a una posición particular (celda), que engloba los efectos de la conductividad hidráulica y la 9

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pendiente, a la cual es directamente proporcional, y de la capacidad de almacenamiento, a la cual es inversamente proporcional. Por tal razón C, en general, depende de la posición de la celda en la cuenca y su dimensión x.

Modelo de propagación de la onda cinemática para escorrentía superficial

Considerando que toda la precipitación se infiltra en el suelo a menos que el mismo esté saturado o sea impermeable, la escorrentía de la componente superficial es obtenida como exceso de precipitación respecto a la cantidad necesaria para saturarlo. En adición puede ocurrir que el flujo subsuperficial que entra en una celda la sature y se produzca el fenómeno de la exfiltración, incrementando así la escorrentía superficial como se ilustra en la siguiente figura:

Figura 2: Producción de exfiltración por saturación

El flujo superficial es descrito de igual forma que la componente de suelo mediante la aproximación de la onda cinemática en las ecuaciones de Saint Venant introduciendo en la ecuación de cantidad de momento la fórmula de resistencia de Manning. Para una celda genérica, el modelo aproximado de propagación de la onda cinemática para la componente de la escorrentía superficial y para la componente de escorrentía en la red de drenaje es descrito por las ecuaciones (15) y (16) respectivamente:

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q o  ho  t  ro  x   1 5 q  1 (tan  ) 2 h 3  C h  o o o o o  no donde ho es la altura de agua en la superficie del suelo en m,

(15)

ro es

el exceso de

saturación derivada de la solución de la ecuación del balance hídrico en el suelo (11), o del exceso de precipitación o exfiltración del suelo en ausencia de lluvia, en m/s,

número de fricción de Manning para la superficie del terreno en

C o  (tan  ) superficial,

es el

1

s 1 ,

n o es el coeficiente propio de la fórmula de Manning para la escorrentía

 o  5 3 es el exponente que se deriva de hacer uso de la fórmula de

resistencia de Manning.

q c  hc   r c  t x  1 5 qc  1 s0 2 hc 3  Cc hc  c  nc

Donde

es la altura de agua en el canal cauce de la red de drenaje en m,

(16)

es el

ingreso lateral de caudal, tanto vía de la escorrentía superficial como del drenaje del suelo, en m/s,

s 0 es la pendiente del lecho del cauce tan   , nc es el coeficiente de

C  s0 Manning en el cauce, c

n c es el coeficiente propio de la fórmula de Manning

  5 3 es el exponente que se deriva de

para la escorrentía a través de un cauce, o hacer uso de la fórmula de resistencia de Manning.

La componente debida a la evapotranspiración

En el modelo TOPKAPI la evapotranspiración puede ser calculada externamente y directamente introducida como input al modelo o puede ser estimada internamente como una función de la temperatura del aire. Para calcular la evapotranspiración se utiliza una técnica simplificada a partir de los datos de la temperatura del aire y de la información geográfica, orográfica y climática relevante a cada cuenca. Los efectos de la presión de 11

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vapor y la velocidad del viento son explícitamente ignorados y la evapotranspiración se calcula haciendo uso de la ecuación simplificada conocida como el método de la radiación (Doorembos et al., 1984).

La evapotranspiración es evaluada por el modelo a escala de celda y el valor de la temperatura para una genérica celda del modelo de elevación digital del terreno es calculada por medio del método del gradiente térmico o por métodos geoestadísticos como el Block Kriging ( de Marsily,1986; Materton, 1970):

Ti  Tr  0.006(hr  hi )

(17)

donde:

ti es la temperatura del aire en la ith celda del grid (ºC)

tr es la temperatura del aire en el punto donde se conoce (habitualmente estaciones meteorológicas o simplemente termométricas (ºC)

hi es la elevación de la ith celda del grid (m)

hr es la elevación en el punto de medida (m)

La evapotranspiración potencial es calculada mediante el método de la radiación, obtenido a partir de la ecuación de Penman-Monteith, la ecuación adoptada es la siguiente:

n   ET 0d  Cv W ta Rs  C v Wta 0. 25  0.50 Ra  N 

(18)

Siendo:

ET0d es la evapotranspiración de referencia, obtenida para el cultivo de referencia y en condiciones de saturación del suelo en mm/día

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Cv es una factor de ajuste obtenido de tablas como función de la velocidad media del viento

Wta es un factor de compensación que depende de la temperatura y de la altitud

Rs es la radiación de onda corta medida o expresada como una función de Ra en evaporación equivalente en mm/día

Ra es la radiación extraterrestre expresada en evaporación equivalente en mm/día

n/N es el ratio de horas de sol repecto al máximo horas de sol (estos valores son medidos o estimados a partir de datos medios mensuales.

Se ha desarrollado una ecuación empírica que relaciona la evapotranspiración Potencial de referencia, ET0d calculada a escala mensual con el factor de compensación Wta , la temperatura media mensual registrada T, y el máximo número de horas de sol N. La relación encontrada es de tipo lineal, y permite la desagregación de los datos mensuales a escalas diarias o horarias. La relación usada, la cual es estructuralmente similar al método de la radiación, en la cual la temperatura del aire es tomada como índice de radiación. La expresión es:

ET 0     NW taT m

(19)

donde:

ET0 es la evapotranspiración de referencia a escala mensual en mm α y β los coeficientes de regresión que deben ser estimados Tm es la temperatura del aire media mensual en ºC N es el valor medio del número de horas diarias de sol Wta es un factor de compensación que depende de la temperatura media mensual y de la altitud que puede ser aproximado por una función de la temperatura de la forma: Wta  AT 2  BT  C

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0.90

0.80

0.70

Wta y = -0.0002x2 + 0.0191x + 0.4034

0.60

R2 = 0.9975 0.50

0.40

0.30 0

Figura 3: Factor de compensación obtenido como función de la T y la altitud 140 120 100 y = 0.594x + 2.391 R2 = 0.998

80 ET m 60 40 20 0 0

100

150

200

250

N Wta Tm

Figura 4: Relación lineal

Para desagregar los valores mensuales a otra escala temporal (Δt) y para un cultivo determinado (Kc, factor de cultivo), distinto al de referencia la evapotranspiración potencial es calculada como:

ET0  K c    NWta Tt 

t 30 * 24 * 3600

Finalmente, la evapotranspiración real es calculada en función del estado actual de humedad del suelo en la celda ith.

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V  ETa  ET0 Vsat  ET  ET 0  ea

V   Vsat (20)

otherwise

Siendo:

ETa la evapotranspiración real para un Δt dado en mm

ETo la evapotranspiración potencial para un Δt dado en mm

V el volumen en ese Δt dado de agua almacenada en el suelo en m3

Vsat es el contenido máximo de humedad (a saturación) en m3

β el porcentaje de saturación a tener en cuenta para la resolución de la ecuación (20), que debe ser fijado

La componente debida a la acumulación y fusión de nieve

La componente debida al deshielo de la nieve supone un aporte importante en la hidrología superficial que afecta directamente al control de inundaciones.

La comprensión básica de la relación entre nieve e hidrología ha evolucionado en los últimos 45 años, comenzando en 1956 con el informe Snow Hydrology de la U.S. Army Corps of Enginner, hasta hoy en día que es descrita en la mayor parte de los textos básicos de hidrología (Linsey et al., 1975; Viessman et al. , 1989; Bras, 1990; Dingman, 1994). Los procesos físicos involucrados en la fusión de nieve son muy complejos, involucrando balances de masa y energía, así como transporte de calor y masa por conducción, difusión de vapor y drenaje del agua derretida. Existe la formación de capas de hielo que impiden la propagación hacia abajo del agua derretida resultado de la concentración de flujos. En Colbeck (1978; 1991) se pueden encontrar análisis sobre este aspecto. Las entradas de energía por radiación son las más importantes en el mecanismo de intercambio para la fusión de nieve (Male and Gray, 1981).

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La transferencia de calor por radiación se compone en la absorción y reflexión de la radiación solar entrante (onda corta), así como la absorción y la emisión de radiación de onda larga. La radiación solar entrante es función de la latitud, de la estación, exposición, pendiente, y transmisividad de la radiación a través de la atmósfera, así como factores meteorológicos como es el caso de la nubosidad. Excepto el efecto derivado de la nubosidad el resto de factores son predecibles en la predicción. En regiones montañosas las zonas de sombra generadas por la orografía juegan un papel importante en la cantidad de radiación que llega a un punto. Dozier (1979) describe un modelo completo de la radiación solar, que incluye una función que tiene en cuenta las zonas de sombra debido al terreno. La reflexión de la radiación solar se describe en términos de albedo el cual puede variar considerablemente en función de las condiciones y edad de la nieve en superficie. Dada la magnitud del término de radiación solar en el balance de energía, pequeños cambios en el albedo son importantes en el balance de energía en la superficie de la capa nevada. El valor máximo de albedo se alcanza justo después de la nevada, decreciendo con el tiempo debido al crecimiento de los granos, el agua derretida cerca de la superficie de la nieve y la acumulación de polvo y escombros en la superficie nevada (U.S. Army Corps of Engineers, 1956). La tasa de crecimiento del grano es función de la temperatura de la superficie (Wiscombe y Warren, 1981; Dozier, 1987; Marshall y Warren, 1987).

De la discusión anterior se puede observar que las variables principales que caracterizan el estado de la capa de nieve son la equivalencia de agua, profundidad, temperatura y los perfiles verticales de densidad, y el albedo y el contenido de agua líquida. Muchos modelos de fusión de la nieve se han desarrollado para describir la evolución de estas variables. Actualmente los niveles de implementación en el que se encuentran los modelos de nieve son los siguientes:

1) Métodos de Índices Relacionados, 2) Métodos de Balance de Energía 3) Resolución completa de las ecuaciones de flujo de energía y masa.

En el desarrollo de un modelo es necesario tener en cuenta que el nivel de sofisticación elegido debe ser coherente con los datos de entrada. Charbonneau et al. (1981) probaron diferentes modelos de escorrentía del deshielo en las cuencas de los Alpes en Francia y concluyó que la elección de los procedimientos de la interpolación de los datos de entrada, como temperatura del aire y la precipitación, es mucho más importante que el nivel de sofisticación de los modelos de deshielo individuales.

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El modelo TOPKAPI estima para cada celda de cálculo la formación y fusión de nieve utilizando un algoritmo basado en el balance energético en términos de calor y nivel de la capa nevada, así como en el balance de masa de la capa nevada. Debido a la limitación en la disponibilidad de datos, el módulo de fusión de nieve del modelo TOPKAPI se basa en una estimación de la radiación a partir de los datos de temperatura del aire. En la práctica, las entradas al módulo son la precipitación, la temperatura y la misma aproximación para la obtención de la radiación que la empleada en el módulo de la evapo-transpiración. Los pasos de cálculo, similares a las adoptadas en SHE (Abbott et al., 1986a, b, c), son los siguientes:

1) Estimación de la radiación a partir de la temperatura en cada celda del MDT

Rad  ET  H 2) Determinación del estado de la precipitación (sólido o líquido)

Taire > Ts  Lluvia Taire < Ts  Nieve

3) Estimación de la masa de agua y del balance energético basado en la hipótesis de no derretimientos de nieve

Figura 5: Energía en función de la temperatura

Balance de la masa de agua:

Et* t  Et  Rad  C si TP 17

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Balance de energía:





Et* t  Et  Rad  CsiT0  Clf  C sa T  T0  P

Zt*t  Zt  P 4) Comparación de la energía total disponible con la almacenada como hielo por la masa total disponible a 273 °K

Csi Z

 Rsm  0   Z t  t  Z t  t    Et  t  Et  t

T E

* t  t 0

* t  t

5) Cálculo del derretimiento de nieve producido por el exceso de energía y actualización de la masa de agua y del balance energético



Csi Z

* t  t



 Rsm T0  E

* t  t

 Et t  CsiT0 Z t t  Rsm  Clf    Z t  t  Z t  t  Rsm    Et  t  Et  t  CsiT0  Clf Rsm 

 CsiT0  Clf Rsm

Csi Z t* tT0  Et* t

Índices de evaluación de resultados Para evaluar el comportamiento de modelos se calculan una serie de de índices de evaluación. Seguidamente se muestran las fórmulas para su calculo teniendo en cuenta que O son los caudales observados y P los predichos. - Error Cuadrático medio (Root Mean Square Error, RMSE)

- Variancia Explicada (Explained Variante, EV)

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- Coeficiente de determinación (R2) El coeficiente de determinación es el cuadrado del coeficiente de correlación de Pearson y representa el porcentaje de datos más cercana a la línea de máxima correlación quedando el (1-R2)% de los datos sin poder ser explicados.

- Coeficiente de eficiencia (Nash and Sutcliffe E) Si la diferencia entre los datos observados con los simulados es igual a la variancia de los datos observados, el coeficiente E es igual a 0, si es mayor es menor a 0. Por lo tanto si E=0 significa que un modelo igual a la media de los datos observados es un mejor modelo al analizado. Este coeficiente es una mejora sobre el R2 ya que es sensible a las diferencias de las medias y varianzas de los datos observados y simulados. Por otro lado E es más sensible a valores extremos que R2.

- Índice de concordancia (Willmott, d) Este coeficiente es una mejora del índice R2 ya que tiene en cuenta las diferencias de las medias y varianzas de los datos observados y simulados y también su correlación.

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

- Chiew and McMahon (CMM)

- Control de Volumen (VC)

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

MODELACIÓN HIDROLÓGICA EN LA CUENCA DEL MIÑO – SIL

En el siguiente apartado se describe la topología del modelo hidrológico de la cuenca del Miño Sil. La cuenca se ha discretizado en 23 modelos hidrológicos físicamente basados y distribuidos con puntos de corte en los embalses. Esta separación se ha realizado para poder simular mediante el módulo de embalses los distintos trasvases entre ellos, las operaciones de laminación y otros funcionamientos diversos que afectan al comportamiento natural de la cuenca.

Figura 6: División de la cuenca en 23 modelos hidrológicos

Se han agrupado los modelos en 14 niveles comenzando de las cuencas de cabecera (Nivel1) hasta la desembocadura (Nivel14) como indica la siguiente figura.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 7: Separación de la cuenca del Miño-Sil en 14 Niveles

En la siguiente tabla se resumen las características de todas las cuencas a los embalses modeladas indicando el nivel al que pertenecen y el modelo que las contiene junto con sus características geomorfológicos principales.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nombre Cuenca

Nombre Modelo

11 27 01 12 13 05 06 09 15 17 19 22 23 36 39 41 25 30 34 38

Albarellos Desembocadura Miño Belesar Las Conchas Salas Las Portas Prada Vilasouto San Sebastian Cenza Chandreja Leboreiro Edrada Eiros Hedrada Casoio La Campañana Las Rozas Bembibre Matalavilla

Albarellos Albarellos Belesar Conchas Conchas Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Rozas Rozas Rozas

26 31 35 02 16 18 20

Desembodadura Limia Las Ondinas Montearenas Los Peares Pias Santa Eulalia Guistolas

Limia Ondinas Ondinas Peares Pias Pias Pias

Resolución Nº [m] celdas

200

33191

300

47991

200

24904

150

46056

200

21818

100

34541

200

36977

100

25857

100

17636

40 Bao 32 Peñadrada

Bao Peñadrada

100 100

35042 13270

33 Barcena 07 Montefurado

Barcena Montefurado

100 100

18442 30718

14 Peñarrubia

Peñarrubia

250

29478

37 Pumares

Pumares

150

26337

42 Santiago

Santiago

100

30311

04 San Martin

Martin

100

7389

21 Sequeiros

Sequeiros

100

15698

08 San Esteban

Esteban

200

22021

24 San Pedro

Pedro

200

18007

10 Velle

Velle

100

22500

28 Castrelo

Castrelo

150

29468

29 Frieira

Frieira

200

36828

Sistema

Área Perímetro [km] [km2]

Nivel 1 Miño Bajo 201 Miño Bajo 1123 Miño Alto 4314 Limia 846 Limia 149 Sil Inferior 165 Sil Inferior 245 Sil Inferior 48 Sil Inferior 112 Sil Inferior 24 Sil Inferior 130 Sil Inferior 58 Sil Inferior 47 Sil Superior 7 Sil Inferior 46 Sil Inferior 145 Sil Superior 4 Sil Superior 367 Sil Superior 446 Sil Superior 57 Nivel 2 Limia 344 Sil Superior 107 Sil Superior 263 Miño Alto 259 Sil Inferior 29 Sil Inferior 56 Sil Inferior 91 Nivel 3 Sil Inferior 350 Sil Superior 133 Nivel 4 Sil Superior 184 Sil Inferior 307 Nivel 5 Sil Superior 1842 Nivel 6 Sil Inferior 593 Nivel 7 Sil Inferior 303 Nivel 8 Sil Inferior 74 Nivel 9 Sil Inferior 157 Nivel 10 Sil Inferior 880 Nivel 11 Sil Inferior 720 Nivel 12 Miño Bajo 225 Nivel 13 Miño Bajo 662 Nivel 14 Miño Bajo 1471

Longitud Cota Cota Pendiente máxima máxima mínima cauce cauce [km] [msnm] [msnm] [m/m]

Pendiente media cuenca [m/m]

76 245 483 189 68 71 96 43 64 28 68 50 41 15 42 74 12 147 160 52

28.4 50.1 133.7 61.1 20.4 34.5 31.2 16.1 20.3 8.5 21.9 22.1 11.1 5.4 15.7 26.1 3.1 31.1 39.7 17.4

890.6 1134.3 784.4 1197.4 1276.2 1540.9 2059.4 1108.7 2017.2 1682.4 1681.7 1602.4 1033.2 899.0 1702.9 2045.1 702.2 2092.0 1975.8 1988.3

237.5 13.1 276.9 552.3 835.0 830.5 816.7 445.6 1161.7 1312.0 910.8 860.5 797.2 383.0 932.2 386.2 523.9 953.3 629.4 960.0

0.023 0.022 0.004 0.011 0.022 0.021 0.040 0.041 0.042 0.043 0.035 0.034 0.021 0.097 0.049 0.064 0.058 0.037 0.034 0.059

0.176 0.139 0.086 0.080 0.127 0.237 0.170 0.161 0.206 0.126 0.281 0.121 0.077 0.256 0.266 0.342 0.125 0.314 0.279 0.419

100 56 124 116 33 42 57

28.8 20.6 32.2 43.4 11.8 13.5 19.6

1234.8 1878.0 1727.2 1094.1 1553.5 1494.0 1736.4

267.3 810.7 564.9 158.6 1041.6 507.7 707.5

0.034 0.052 0.036 0.022 0.043 0.073 0.053

0.215 0.432 0.198 0.152 0.211 0.290 0.180

126 101

41.0 27.4

1724.0 1997.0

644.3 707.9

0.026 0.047

0.195 0.328

110 112

33.2 43.9

1900.2 1735.9

621.0 294.1

0.039 0.033

0.231 0.212

352

74.7

1804.0

403.1

0.019

0.262

165

70.6

1945.0

363.9

0.022

0.351

116

32.2

1397.1

302.0

0.034

0.351

14.4

1198.9

302.0

0.062

0.351

25.0

1428.5

265.9

0.047

0.330

265

86.5

1444.0

229.6

0.014

0.262

224

62.2

1009.7

168.9

0.014

0.119

100

41.6

946.0

106.8

0.020

0.138

186

50.4

760.4

102.3

0.013

0.104

386

99.4

1564.3

70.7

0.015

0.143

Cada uno de los niveles está compuesto por varios modelos como se describe seguidamente.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel1 Compuesto por 5 modelos

Rozas: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Las Rozas, Matalavilla y Bembibre. Prada: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Prada, La Campañana, Eiros, Casoio, San Sebastián, Hedrada, Las Portas, Cenza, Chandreja, Leboreiro, Edrada-Conso y Vilasouto. Belesar: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Belesar. Conchas: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Las Conchas y Salas. Albarellos: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Albarellos y la las cuencas Españolas drenantes al río Miño en su desembocadura.

Figura 8: Configuración modelos de Nivel1

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel2 Compuesto por 4 modelos

Ordinas: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Las Ordinas y Montearenas. Pias: Compuesto por las cuencas drenantes a los embalses de Pias, Guistolas y Santa Eulalia. Peares: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Los Peares. Limia: Compuesto por la cuenca drenante a la desembocadura del río Limia.

Figura 9: Configuración modelos de Nivel2

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel3 Compuesto por 2 modelos

Peñadrada: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Peñadrada. Bao: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Bao.

Figura 10: Configuración modelos de Nivel3

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel4 Compuesto por 2 modelos

Bárcena: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Bárcena. Montefurado: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Montefurado.

Figura 11: Configuración modelos de Nivel4

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel5 Compuesto por 1 modelo

Peñarrubia: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Peñarrubia.

Figura 12: Configuración modelos de Nivel5

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel6 Compuesto por 1 modelo

Pumares: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Pumares.

Figura 13: Configuración modelos de Nivel6

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel7 Compuesto por 1 modelo

Santiago: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Santiago.

Figura 14: Configuración modelos de Nivel7

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel8 Compuesto por 1 modelo

Martín: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de San Martín.

Figura 15: Configuración modelos de Nivel8

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel9 Compuesto por 1 modelo

Sequeiros: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Sequeiros.

Figura 16: Configuración modelos de Nivel9

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel10 Compuesto por 1 modelo

Esteban: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de San Esteban.

Figura 17: Configuración modelos de Nivel10

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel11 Compuesto por 1 modelo

Pedro: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de San Pedro.

Figura 18: Configuración modelos de Nivel11

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel12 Compuesto por 1 modelo

Velle: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Velle.

Figura 19: Configuración modelos de Nivel12

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel13 Compuesto por 1 modelo

Castrelo: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Castrelo.

Figura 20: Configuración modelos de Nivel13

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Nivel14 Compuesto por 1 modelo

Frieira: Compuesto por la cuenca drenante al embalse de Frieira.

Figura 21: Configuración modelos de Nivel14

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Los mapas de precipitación y temperatura se calculan a partir de mediciones puntuales de pluviómetros y termómetros interpolando con la metodología de la inversa a la distancia al cuadrado. Se disponen de un total de 39 termómetros y 77 pluviómetros distribuidos como indican las siguientes figuras.

Figura 22: Pluviómetros utilizados para la preparación de los mapas de precipitación

Figura 23: Termómetros utilizados para la preparación de los mapas de temperatura

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

En las siguientes figuras se muestra un ejemplo de los mapas de temperatura y precipitación utilizados.

En las siguientes tablas se resumen todas las entradas (38) y salidas (80) de los modelos. ENTRADAS Cod SAIH Cod Topkapi Nombre Tipo Estación X-ETRS89 A021 11 Rio Boeza en Bembibre Nivel 711273.72 E001 26 Belesar Embalse 605857.78 E002 27 Los Peares Embalse 604739.72 E003 28 Las Rozas Embalse 716279.93 E004 29 Ondinas Embalse 706571.93 E005 30 Matalavilla - Presa Embalse 708038.35 E006 31 Peñadrada Embalse 701947.00 E008 34 Fuente del Azufre Embalse 698409.47 E009 35 Montearenas Embalse 701051.01 E011 36 Penarrubia Embalse 679247.84 E012 37 Casoio Embalse 671956.97 E013 38 San Martin Embalse 650428.46 E014 39 San Sebastian Embalse 669350.20 E015 40 Pias Embalse 665777.05 E016 41 Las Portas - Presa Embalse 648070.65 E016D 42 Embalse de Hedrada-Conso Embalse 646370.59 E017 43 Cenza Embalse 644514.68 E018 44 Bao - Presa Embalse 651310.12 E019 45 Prada - Presa Embalse 661324.79 E020 46 Santa Eulalia Embalse 659225.78 E021 47 Chandreja Embalse 632832.47 E022 48 Guistolas Embalse 639778.89 E023 49 Montefurado Embalse 646722.14 E024 50 Sequeiros Embalse 643569.82 E025 51 Leboreiro - Mao Embalse 621472.66 E026 52 Edrada / Mao Embalse 621614.24 E027 53 San Esteban Embalse 611059.93 E028 54 Vilasouto Embalse 628988.83 E029 55 S. Pedro Embalse 605456.56 E030 56 Velle Embalse 594685.24 E031 57 Castrelo Embalse 572890.12 E032 58 Albarellos - Presa Embalse 566695.52 E035 60 Conchas - Presa Embalse 579985.17 E036 61 Salas - Presa Embalse 587774.96 E350 62 La Campanana Embalse 683392.14 E570 63 Santiago Embalse 657883.36 E571 64 Pumares Embalse 675890.36 E573 65 Eirás Embalse 678313.94

Y-ETRS89 4721343.48 4720461.03 4702113.69 4753843.90 4746471.15 4745675.32 4737491.38 4715016.87 4714305.05 4702717.81 4697401.02 4694698.44 4667567.91 4662825.44 4664253.93 4667351.44 4672738.45 4678685.08 4686047.96 4690018.55 4679975.90 4689155.19 4694784.59 4701052.33 4686799.47 4687812.51 4696804.95 4724379.62 4700657.73 4690095.79 4682553.70 4694613.17 4643885.21 4642274.69 4707214.05 4696139.69 4696502.78 4698394.09

Modelo Ordinas Peares Velle Ordinas Peñadrada Peñadrada Barcena Peñarrubia Peñarrubia Pumares Santiago Sequeiros Pias Bao Bao Bao Bao Montefurado Pias Montefurado Pias Montefurado Sequeiros Esteban Esteban Esteban Pedro Pedro Velle Castrelo Frieira Frieira Limia Limia Peñarrubia Martin Santiago Pumares

Variable SAIH E001_ACQSALR E002_ACQSALR E003_ACQSALR E005AACQSALR E008_ACQSALR E009_ACQSALR

E013_ACQSALR

E016AACQSALR

E018AACQSALR E019AACQSALR

E023_ACQSALR

E027_ACQSALR E028_ACQSALR E030_ACQSALR E031_ACQSALR E032AACQSALR E035AACQSALR E036AACQSALR

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 24: Entradas a los modelos

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Cod SAIH A002 A003 A004D A004I A007 A008 A009 A014 A015 A019 A021 A022 A024 A026 A029 A030 A031 A032 A033 A037 A041 A043 A044 A046 A142 E001 E002 E003 E004 E005 E006 E007A E009 E011 E012 E013 E014 E015 E016 E016D E017 E018 E019 E020 E021 E022 E023 E024 E025 E026 E027 E028 E029 E030 E031 E032 E033 E035 E036 E350 E570 E571 E573 N001 N002 N003 N004 N005 N007 N008 N009 N010 N012 N013 N013B N016 N017 N018 N019 Q123

Cod Topkapi 14755 15255 17098 17281 15005 16521 21812 36208 35490 16034 18176 6533 13623 16776 4084 19128 12726 2600 9330 7356 17257 14897 26741 13024 9460 47888 25845 7718 10627 10395 13256 18376 31786 28523 2710 3446 38292 17625 41359 39075 30972 4 8503 1331 17354 2399 620 9574 7810 6533 15450 1941 15809 22471 22629 2971 31223 20865 22120 2350 22154 5614 2703 24680 41724 20792 17338 18806 24369 21068 34484 12142 9483 13340 13837 10175 17773 17528 27504 19675

Nombre Rio Azumara en Beguntillo Rio Miño en Pontevilar Rio Miño en Cela Brazo derecho Rio Miño en Cela Brazo Izquierdo Rio Parga en Guitiriz Rio Ladra en Begonte Rio Narla en Gonday Rio Sarria en Puebla S. Julian Rio Neira en Paramo (o) Rio Boeza en Boeza Rio Boeza en Bembibre Rio Cua en Fabero Rio Cua en Quilos Rio Burbia Villafranca Bierzo Rio Cabrera Pte Domingo Florez Rio Sil en Barco de Valdeorras Rio Lor en Parada Rio Cabe en Incio Rio Cabe en Monforte de Lemos Rio Arenteiro en Carballiño Rio Arnoia en Arnoia Rio Tea en Ponteareas Rio Louro en Tui Rio Limia en Puente Linares Rio Burbia en Veguellina Belesar Los Peares Las Rozas Ondinas Matalavilla - Presa Peñadrada Barcena - Presa Montearenas Penarrubia Casoio San Martin San Sebastian Pias Las Portas - Presa Embalse de Hedrada-Conso Cenza Bao - Presa Prada - Presa Santa Eulalia Chandreja Guistolas Montefurado Sequeiros Leboreiro - Mao Edrada / Mao San Esteban Vilasouto S. Pedro Velle Castrelo Albarellos - Presa Frieira Conchas - Presa Salas - Presa La Campanana Santiago Pumares Eirás Rio Miño en Lugo Rio Sarria en Sarria Rio Sil en Ponferrada Rio Cua en Cacabelos Rio Barredos en Camponaraia Rio Sil en Requejo Rio Selmo en Oencia Rio Bibey en Porto Rio Miño en Ourense Rio Avia en Leiro Rio Avia en Ribadavia Rio Avia en Ribadavia Rio Tea en Mondariz Rio Uma en Ponteareas Rio Louro en Porrino Rio Caldo en Bubaces Sil en El Barco de Valdeorras

SALIDAS Tipo Estación Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Nivel Aforo Aforo Aforo Aforo Nivel Aforo Aforo Aforo Aforo Aforo Nivel Nivel Aforo Nivel Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Embalse Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel Nivel SAICA

X-ETRS89 632155.61 618031.38 613485.99 613835.06 598049.25 606496.77 610197.24 627200.90 620267.20 721829.92 711273.72 692439.10 685930.28 679072.83 680160.58 667611.74 635888.90 635440.33 624921.87 575568.51 571160.97 540066.37 530094.71 592436.80 681886.87 605857.78 604739.72 716279.93 706571.93 708038.35 701947.00 700199.78 701051.01 679247.84 671956.97 650428.46 669350.20 665777.05 648070.65 646370.59 644514.68 651310.12 661324.79 659225.78 632832.47 639778.89 646722.14 643569.82 621472.66 621614.24 611059.93 628988.83 605456.56 594685.24 572890.12 566695.52 566783.61 579985.17 587774.96 683392.14 657883.36 675890.36 678313.94 615081.26 629757.03 697712.30 686382.65 691471.80 680128.15 671760.03 673786.54 594353.65 572531.01 570745.03 570701.74 544754.55 540952.32 531006.27 574147.47 663921.00

Y-ETRS89 4781251.62 4780598.11 4777333.05 4777272.02 4780704.61 4778228.50 4769201.94 4746460.41 4747718.22 4729477.99 4721343.48 4736707.30 4724087.40 4719446.41 4698219.29 4698135.41 4702481.61 4722780.56 4712624.09 4698771.01 4678167.73 4670929.10 4657321.71 4652812.75 4730868.75 4720461.03 4702113.69 4753843.90 4746471.15 4745675.32 4737491.38 4716705.84 4714305.05 4702717.81 4697401.02 4694698.44 4667567.91 4662825.44 4664253.93 4667351.44 4672738.45 4678685.08 4686047.96 4690018.55 4679975.90 4689155.19 4694784.59 4701052.33 4686799.47 4687812.51 4696804.95 4724379.62 4700657.73 4690095.79 4682553.70 4694613.17 4667206.88 4643885.21 4642274.69 4707214.05 4696139.69 4696502.78 4698394.09 4764594.01 4735696.78 4713933.52 4718914.59 4716756.74 4709208.34 4713446.89 4670475.39 4689383.95 4691640.29 4682432.21 4681632.14 4676328.55 4667715.99 4667892.37 4635249.50 4697582.74

Modelo Belesar Belesar Belesar Belesar Belesar Belesar Belesar Belesar Belesar Rozas Rozas Peñarrubia Peñarrubia Peñarrubia Pumares Santiago Esteban Pedro Pedro Frieira Frieira Albarellos Albarellos Conchas Peñarrubia Belesar Peares Rozas Ordinas Rozas Peñadrada Barcena Ordinas Peñarrubia Prada Martin Prada Pias Prada Prada Prada Bao Prada Pias Prada Pias Montefurado Sequeiros Prada Prada Esteban Prada Pedro Velle Castrelo Albarellos Frieira Conchas Conchas Prada Santiago Pumares Prada Belesar Belesar Peñarrubia Peñarrubia Peñarrubia Peñarrubia Peñarrubia Prada Castrelo Frieira Frieira Frieira Albarellos Albarellos Albarellos Limia Santiago

Variable SAIH A002_ACQRIO1 A003_ACQRIO1 A004_ACQRIO2 A004_ACQRIO1 A007_ACQRIO1 A008_ACQRIO1 A009_ACQRIO1 A014_ACQRIO1 A015_ACQRIO1 A019_ACQRIO1 A022_ACQRIO1 A024_ACQRIO1 A026_ACQRIO1 A029_ACQRIO1 A030_AIQRIO1 A031_ACQRIO1 A032_ACQRIO1 A033_ACQRIO1 A037_ACQRIO1 A041_ACQRIO1 A043_AIQRIO1 A044_ACQRIO1 A046_ACQRIO1 A142_AIQRIO1 E001_ACAPORT E002_ACAPORT E003_ACAPORT E005AACAPORT E007AACAPORT E009_ACAPORT

E013_ACAPORT

E016AACAPORT E016DACAPORT E018AACAPORT E019AACAPORT

E023_ACAPORT

E027_ACAPORT E028_ACAPORT E030_ACAPORT E031_ACAPORT E032AACAPORT E033_ACAPORT E035AACAPORT E036AACAPORT

N001_AIQRIO1 N002_ACQRIO1 N003_ACQRIO1 N004_ACQRIO1 N005_ACQRIO1 N007_AIQRIO1 N008_ACQRIO1 N009_ACQRIO1 N010_ACQRIO1 N012_ACQRIO1 N013_ACQRIO1 N016_ACQRIO1 N017_ACQRIO1 N018_ACQRIO1 N019_ACQRIO1 Q123_ACQRIO1

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 25: Salidas de los modelos

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.1 2.1.1

MODELO TOPKAPI DE LA CUENCA VERTIENTE AL EMBALSE DE BELESAR BELESAR 2.1.1.1

Disponibilidad de información

El modelo BELESAR está compuesto por la cuenca vertiente al embalse de Belesar. Se dispone de datos de caudales, precipitación y temperatura desde el 17/06/2009 hasta el 17/06/2010. La precipitación y temperatura se dispone a escala cincominutal y los caudales a escala diaria y cincominutal según el punto de medición y la fecha. La escala temporal del modelo es horaria por lo que se han preparado los mapas de precipitación y temperatura de todo el año a esa escala interpolando los datos puntuales mediante la técnica de la inversa a la distancia al cuadrado. También se han preparado los datos de caudal a escala horaria para la calibración del modelo. 2.1.1.2

Estructura del modelo

Modelo de elevación digital del terreno En la siguiente figura se muestra el modelo digital del terreno utilizado. La fuente original de información proviene del modelo digital del terreno de 25mx25m obtenido de la confederación hidrográfica del Miño-Sil. La resolución espacial utilizada es de 300m x 300m con un total de 47991 celdas.

Figura 26: Modelo digital del terreno Belesar

Parámetros del suelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

La distribución espacial del tipo de suelo proviene del mapa edafológico del Ministerio de Medio Ambiente y Medio Rural y Marino. En la siguiente figura se muestra esta distribución y seguidamente los valores de los parámetros utilizados.

Figura 27: Edafología

Rugosidad del suelo en ladera y factores de cultivo La distribución espacial de los usos del suelo se ha obtenido del proyecto Corine Land Cover (2000), en la siguiente imagen se muestran los usos del suelo del modelo y seguidamente los parámetros de factor de cultivo y manning en ladera.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 28: Usos del suelo

Rugosidad en canal Los cauces del modelo se clasifican según el orden de Strahler como se puede observar en la siguiente figura con características de sección y rugosidad diferentes, como se puede observar en la tabla posterior. 45

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 29: Red de drenaje

En la figura anterior se muestran los parámetros de rugosidad y el ángulo de las márgenes de las secciones triangulares (1.5h:1v). Componentes de nieve y evado-transpiración En el modelo se representa la generación y derretimiento de la nieve, como se explico en el apartado de introducción a topkapi y también la evado-transpiración calculada a partir de la temperatura observada. Los parámetros utilizados son los siguientes:

Salidas del modelo Las salidas del modelo son los caudales de entrada al embalse de Belesar y 11 aforos y marcos de control distribuidos por la cuenca. 46

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 30: Salidas del modelo

RASTER 47888 15005 16521 17098 17281 15255 14755 21812 24680 35490 36208 41724

2.1.1.3

CODE 26 5 6 3 4 2 1 7 66 9 8 67

X_TPK 605705.88 598205.88 606605.88 613505.88 613505.88 618005.88 631805.88 610205.88 615005.88 620405.88 627305.88 630005.88

Y_TPK 4720089.00 4780689.00 4778289.00 4777389.00 4777089.00 4780389.00 4781289.00 4769289.00 4764489.00 4747689.00 4746489.00 4735689.00

NAME E001 - Belesar A007 A008 A004-Total A004I A003 A002 A009 N001 A015 A014 N002

Condiciones iniciales

Como condiciones iniciales de humedad de la cuenca se han preparado tres estados diferentes para poder tener en cuenta situaciones de humedad Seco, Medio y Húmedo. 2.1.1.4

Calibración

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A004

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A003

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A008

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A007

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A009

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

N001

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A015

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.1.1.5

Conclusiones y recomendaciones

En la siguiente gráfica se muestran los índices de evaluación del modelo para diferentes períodos y para todo el año simulado.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

En los puntos A007, A008 A009, N001, A008, A015, A014 se obtienen coeficientes de correlación R2 superiores al 0.8 analizando todo el período simulado obteniendo respuestas muy buenas representando satisfactoriamente los caudales picos y las subidas de los hidrogramas. En general se puede observar un muy buen comportamiento general de la cuenca pudiendo detectar satisfactoriamente los máximos hidrogramas obtenidos en el año de calibración. Será necesario en un futuro validar el modelo con nuevos datos. Se dispone de datos de caudales, precipitación y temperatura desde el 17/06/2009 al 17/06/2010. La precipitación y temperatura se dispone a escala cincominutal y los caudales a escala diaria y cincominutal según el punto de medición y la fecha. La escala temporal del modelo es horaria por lo que se han preparado los mapas de precipitación y temperatura de todo el año a esa escala interpolando los datos puntuales mediante la técnica de la inversa a la distancia al cuadrado. También se han preparado los datos de caudal a escala horaria para la calibración del modelo.

2.2 2.2.1

MODELO TOPKAPI DE LA CUENCA VERTIENTE AL EMBALSE DE VELLE VELLE 2.2.1.1

Disponibilidad de información

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

El modelo VELLE está compuesto por la cuenca al embalse de Velle. Se dispone de datos de caudales, precipitación y temperatura desde el 17/06/2009 hasta el 17/06/2010. La precipitación y temperatura se dispone a escala cincominutal. No se dispone de datos de caudal de calidad para la calibración del modelo. La escala temporal del modelo es horaria por lo que se han preparado los mapas de precipitación y temperatura de todo el año a esa escala interpolando los datos puntuales mediante la técnica de la inversa a la distancia al cuadrado. No se disponen de datos observados de caudales de salida del embalse de San Pedro por lo que se utilizan los caudales simulados por el modelo Pedro. 2.2.1.2

Estructura del modelo

Figura 31: Modelo digital del terreno

Parámetros del suelo La distribución espacial del tipo de suelo proviene del mapa edafológico del Ministerio de Medio Ambiente y Medio Rural y Marino. En la siguiente figura se muestra esta distribución y seguidamente los valores de los parámetros utilizados.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 32: Edafología

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 33: Usos del suelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 34: Red de drenaje

Entradas al modelo Como entradas al modelo, además de la precipitación observada, se incorporan los caudales de salida del embalse del Los Peares y San Pedro. 66

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 35: Entradas del modelo

RASTER 10113 11442

CODE 27 55

X_TPK 604911.38 605411.38

Y_TPK 4702008.00 4700908.00

NAME E002 - Los Peares E029 - San Pedro

No se disponen de datos observados de salida del embalse de San Pedro. Salidas del modelo Las salidas del modelo son los caudales de entrada al embalse de Velle.

Figura 36: Salidas del modelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

RASTER 22471

2.2.1.3

CODE 56

X_TPK 594611.38

Y_TPK 4690108.00

NAME E030 - Velle

Condiciones iniciales

Como condiciones iniciales de humedad de la cuenca se han preparado tres estados diferentes para poder tener en cuenta situaciones de humedad Seco, Medio y Húmedo. 2.2.1.4

Calibración

Se realizan simulaciones con los parámetros del suelo obtenidos en cuencas calibradas cercanas a esta entre el 17/06/2009 y el 17/06/2010. Como caudal de entrada al modelo en San Pedro se utilizan los caudales simulados con el modelo Pedro ya que no se disponen de datos de caudales de salida del embalse. E030 - Velle

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.2.1.5

Conclusiones y recomendaciones

En la siguiente tabla muestran los índices de evaluación del modelo para diferentes períodos y para todo el año simulado.

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.3 2.3.1

MODELO TOPKAPI DE LA CUENCA VERTIENTE AL EMBALSE DE CASTRELO CASTRELO 2.3.1.1

Disponibilidad de información

El modelo CASTRELO está compuesto por la cuenca al embalse de los Castrelo. Se dispone de datos de caudales, precipitación y temperatura desde el 17/06/2009 hasta el 17/06/2010. La precipitación y temperatura se dispone a escala cincominutal y los caudales a escala diaria y cincominutal según la fecha. La escala temporal del modelo es horaria por lo que se han preparado los mapas de precipitación y temperatura de todo el año a esa escala interpolando los datos puntuales mediante la técnica de la inversa a la distancia al cuadrado. También se han preparado los datos de caudal a escala horaria para la calibración del modelo. No se ha podido validar el modelo por la falta de datos históricos por lo tanto el modelo deberá ser validado con futuros datos. 2.3.1.2

Estructura del modelo

Figura 37: Modelo digital del terreno

Parámetros del suelo 71

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 38: Edafología

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 39: Usos del suelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 40: Red de drenaje

Entradas al modelo Como entradas al modelo, además de la precipitación observada, se incorporan los caudales de salida del embalse del Velle. 74

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 41: Entradas del modelo

RASTER 11474

CODE 56

X_TPK 594422.38

Y_TPK 4689920.00

NAME E030 - Velle

Salidas del modelo Las salidas del modelo son los caudales de entrada al embalse de Castrelo y al aforo N010 aguas abajo del embalse de Velle.

Figura 42: Salidas del modelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

RASTER 22629 12142

CODE 57 74

2.3.1.3

X_TPK 572822.38 594422.38

Y_TPK 4682570.00 4689470.00

NAME E031 - Castrelo N010

Condiciones iniciales

Como condiciones iniciales de humedad de la cuenca se han preparado tres estados diferentes para poder tener en cuenta situaciones de humedad Seco, Medio y Húmedo. 2.3.1.4

Simulación

Seguidamente se muestran los resultados de calibración de todos los puntos de salida del modelo entre las fechas 17/06/2009 y 17/06/2010. Se muestra también un acercamiento al evento de mayor importancia para cada uno de los puntos con datos. Los caudales en el aforo N010 son prácticamente iguales a los caudales de salida del embalse de Velle por lo que no se muestran los resultados. E031 – Castrelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.3.1.5

Conclusiones y recomendaciones

En la siguiente tabla muestran los índices de evaluación del modelo para diferentes períodos y para todo el año simulado.

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.4 2.4.1

MODELO TOPKAPI DE LA CUENCA VERTIENTE AL EMBALSE DE FRIEIRA FRIEIRA 2.4.1.1

Disponibilidad de información

El modelo FRIEIRA compuesto por la cuenca vertiente al embalse de Frieira. Se dispone de datos de caudales, precipitación y temperatura desde el 17/06/2009 al 17/06/2010. La precipitación y temperatura se dispone a escala cincominutal y los caudales a escala diaria y cincominutal según el punto de medición y la fecha. La escala temporal del modelo es horaria por lo que se han preparado los mapas de precipitación y temperatura de todo el año a esa escala interpolando los datos puntuales mediante la técnica de la inversa a la distancia al cuadrado. También se han preparado los datos de caudal a escala horaria para la calibración del modelo. 2.4.1.2

Estructura del modelo

Modelo de elevación digital del terreno En la siguiente figura se muestra el modelo digital del terreno utilizado con la división de las cuencas que componen al modelo. La fuente original de información proviene del modelo digital del terreno de 25mx25m obtenido de la confederación hidrográfica del Miño-Sil. La resolución espacial utilizada es de 200m x 200m con un total de 36828 celdas.

Figura 43: Modelo digital del terreno

Parámetros del suelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 44: Edafología

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 45: Usos del suelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 46: Red de drenaje

Entradas al modelo Como entradas al modelo, además de la precipitación observada, se incorporan los caudales de salida del embalse del Castrelo y Albarelos.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 47: Entradas del modelo

RASTER 8679 13232

CODE 58 57

X_TPK 566808.75 573008.75

Y_TPK 4694633.50 4682633.50

NAME E035 - Albarelos E031 - Castrelo

Salidas del modelo Las salidas del modelo son los caudales de entrada al embalse de Frieira y 5 aforos más.

Figura 48: Salidas del modelo

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

RASTER 31223 7356 9483 13340 13837 17257

2.4.1.3

CODE 59 20 75 76 77 21

X_TPK 566208.75 575608.75 572608.75 570808.75 570808.75 571008.75

Y_TPK 4667033.50 4698833.50 4691633.50 4682433.50 4681633.50 4678033.50

NAME E033 - Frieira A037 N012 N013 N013B A041

Condiciones iniciales

Como condiciones iniciales de humedad de la cuenca se han preparado tres estados diferentes para poder tener en cuenta situaciones de humedad Seco, Medio y Húmedo. 2.4.1.4

Calibración

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

N012

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

N013

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

A041

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

E033 – Frieira

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

2.4.1.5

Conclusiones y recomendaciones

En la siguiente gráfica se muestran los índices de evaluación del modelo para diferentes períodos y para todo el año simulado.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Se puede observar que el comportamiento global del modelo es muy bueno con índices de correlación R2 para todo el período simulado de entre 0.8 y 0.9. Teniendo en cuenta que no todos los puntos de simulación disponen de datos observados para todo el período y que las fluctuaciones de los caudales de entrada calculados son altas. Analizando los eventos separadamente se observa que siempre los coeficientes R2 superan los 0.8 cuando existen buena calidad de datos observados, representando adecuadamente los caudales máximos y las formas de los hidrogramas.

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Resumen y conclusiones La cuenca del Miño-Sil se ha dividido en 23 modelos con un total de 41 cuencas agrupada en 14 Niveles. En la siguiente tabla se resumen las características principales de los modelos y cuencas que los componen. Id

Nombre Cuenca

Nombre Modelo

11 27 01 12 13 05 06 09 15 17 19 22 23 36 39 41 25 30 34 38

Albarellos Desembocadura Miño Belesar Las Conchas Salas Las Portas Prada Vilasouto San Sebastian Cenza Chandreja Leboreiro Edrada Eiros Hedrada Casoio La Campañana Las Rozas Bembibre Matalavilla

Albarellos Albarellos Belesar Conchas Conchas Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Prada Rozas Rozas Rozas

26 31 35 02 16 18 20

Desembodadura Limia Las Ondinas Montearenas Los Peares Pias Santa Eulalia Guistolas

Limia Ondinas Ondinas Peares Pias Pias Pias

Resolución Nº [m] celdas

200

33191

300

47991

200

24904

150

46056

200

21818

100

34541

200

36977

100

25857

100

17636

40 Bao 32 Peñadrada

Bao Peñadrada

100 100

35042 13270

33 Barcena 07 Montefurado

Barcena Montefurado

100 100

18442 30718

14 Peñarrubia

Peñarrubia

250

29478

37 Pumares

Pumares

150

26337

42 Santiago

Santiago

100

30311

04 San Martin

Martin

100

7389

21 Sequeiros

Sequeiros

100

15698

08 San Esteban

Esteban

200

22021

24 San Pedro

Pedro

200

18007

10 Velle

Velle

100

22500

28 Castrelo

Castrelo

150

29468

29 Frieira

Frieira

200

36828

Sistema

Área Perímetro [km] [km2]

1. Belesar 2. Rozas 3. Peñarrubia 4. Pumares 5. Prada

Longitud Cota Cota Pendiente máxima máxima mínima cauce cauce [km] [msnm] [msnm] [m/m]

Pendiente media cuenca [m/m]

76 245 483 189 68 71 96 43 64 28 68 50 41 15 42 74 12 147 160 52

28.4 50.1 133.7 61.1 20.4 34.5 31.2 16.1 20.3 8.5 21.9 22.1 11.1 5.4 15.7 26.1 3.1 31.1 39.7 17.4

890.6 1134.3 784.4 1197.4 1276.2 1540.9 2059.4 1108.7 2017.2 1682.4 1681.7 1602.4 1033.2 899.0 1702.9 2045.1 702.2 2092.0 1975.8 1988.3

237.5 13.1 276.9 552.3 835.0 830.5 816.7 445.6 1161.7 1312.0 910.8 860.5 797.2 383.0 932.2 386.2 523.9 953.3 629.4 960.0

0.023 0.022 0.004 0.011 0.022 0.021 0.040 0.041 0.042 0.043 0.035 0.034 0.021 0.097 0.049 0.064 0.058 0.037 0.034 0.059

0.176 0.139 0.086 0.080 0.127 0.237 0.170 0.161 0.206 0.126 0.281 0.121 0.077 0.256 0.266 0.342 0.125 0.314 0.279 0.419

100 56 124 116 33 42 57

28.8 20.6 32.2 43.4 11.8 13.5 19.6

1234.8 1878.0 1727.2 1094.1 1553.5 1494.0 1736.4

267.3 810.7 564.9 158.6 1041.6 507.7 707.5

0.034 0.052 0.036 0.022 0.043 0.073 0.053

0.215 0.432 0.198 0.152 0.211 0.290 0.180

126 101

41.0 27.4

1724.0 1997.0

644.3 707.9

0.026 0.047

0.195 0.328

110 112

33.2 43.9

1900.2 1735.9

621.0 294.1

0.039 0.033

0.231 0.212

352

74.7

1804.0

403.1

0.019

0.262

165

70.6

1945.0

363.9

0.022

0.351

116

32.2

1397.1

302.0

0.034

0.351

14.4

1198.9

302.0

0.062

0.351

25.0

1428.5

265.9

0.047

0.330

265

86.5

1444.0

229.6

0.014

0.262

224

62.2

1009.7

168.9

0.014

0.119

100

41.6

946.0

106.8

0.020

0.138

186

50.4

760.4

102.3

0.013

0.104

386

99.4

1564.3

70.7

0.015

0.143

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

6. Conchas 7. Limia 8. Esteban 9. Pedro 10. Frieira 11. Albarellos 12. Castrelo 13. Ordinas 14. Peares 15. Velle 16. Bao 17. Bárcena 18. Martín 19. Montefurado 20. Peñadrada 21. Pias 22. Santiago 23. Sequeiros

Figura 49: Identificación de cuencas calibradas 96

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Figura 50: Pluviómetros utilizados para la preparación de los mapas de precipitación

Figura 51: Termómetros utilizados para la preparación de los mapas de temperatura

En las siguientes figuras se muestra un ejemplo de los mapas de temperatura y precipitación utilizados. 97

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

Variable SAIH E001_ACQSALR E002_ACQSALR E003_ACQSALR E005AACQSALR E008_ACQSALR E009_ACQSALR

E013_ACQSALR

E016AACQSALR

E018AACQSALR E019AACQSALR

E023_ACQSALR

E027_ACQSALR E028_ACQSALR E030_ACQSALR E031_ACQSALR E032AACQSALR E035AACQSALR E036AACQSALR

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 52: Entradas a los modelos

Modelo hidrológico Topkapi en el SAD del Miño-Sil

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E013_ACAPORT

E016AACAPORT E016DACAPORT E018AACAPORT E019AACAPORT

E023_ACAPORT

E027_ACAPORT E028_ACAPORT E030_ACAPORT E031_ACAPORT E032AACAPORT E033_ACAPORT E035AACAPORT E036AACAPORT

Modelo hidrolĂłgico Topkapi en el SAD del MiĂąo-Sil

Figura 53: Salidas de los modelos

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