Aprendiendo hidrogeología
2ª edición
Manuel García Rodríguez
Aprendiendo hidrogeología
Aprendiendo hidrogeología
© Aprendiendo hidrogeología
© Manuel García Rodríguez
1ª Edición: Enero 2021
2ª Edición: Febrero 2022
Dibujos y fotos: Manuel García Rodríguez
Foto de portada: “Hraunfossar Barnafoss” (Islandia). Cascada formada por un
conjunto de manantiales surgentes en la zona de contacto entre dos coladas de
materiales volcánicos de diferente permeabilidad.
ISBN: 9798421170426
Cualquier forma de reproducción, distribución, comunicación pública o transmisión
de la obra sólo puede ser realizada con la autorización del titular, salvo excepción
prevista por la ley. Para cualquier consulta, diríjase al autor enviando un correo
electrónico a la dirección: manu.garo@ccia.uned.es. Dpto. CC. Analíticas,
Facultad de Ciencias de la UNED.
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Aprendiendo hidrogeología
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Aprendiendo hidrogeología
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Aprendiendo hidrogeología
Aprendiendo hidrogeología
Presentación
En el año 2006 con Ediciones Fiec publicamos un libro docente titulado
“Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo”. El texto estaba
planteado como apuntes para un curso de hidrogeología básica en la
universidad. Se publicaron tres ediciones, la última en el año 2009, y desde
que se agotó ésta última se han descargado miles de ejemplares por la
red, tanto en España como en Latinoamérica. Posteriormente, en el año
2011 y con la misma finalidad docente publicamos el libro “Ejercicios
prácticos de geología e hidrogeología”, que incluía una buena colección de
enunciados con problemas básicos y originales sobre estas materias. Las
referencias completas de ambos manuales pueden encontrarse al final del
libro.
Desde que se publicó el libro de ejercicios he recibido numerosos correos
solicitando y preguntando si disponía de las soluciones de los problemas.
Con estos antecedentes, surge “Aprendiendo hidrogeología”, con el
propósito de dar respuesta a las solicitudes recibidas, intentando contribuir
a explicar que son las aguas subterráneas, cómo se mueven en el
subsuelo y para qué sirven. A priori, la hidrogeología no es una disciplina
fácil de entender, algo razonable si tenemos en cuenta que las aguas
subterráneas, como su nombre indica, son “subterráneas” y no se ven.
Además, esta dificultad puede verse incrementada si no se dispone de una
base geológica que ayude a entender la estructura tridimensional del
terreno, muchas veces compleja.
Por su lenguaje sencillo, el libro está especialmente indicado para alumnos
de ingenierías, grados, máster y para cualquier persona interesada en
introducirse en el mundo de las aguas subterráneas, sin necesidad de que
tengan conocimientos previos. Para facilitar la comprensión de los
conceptos expuestos y ayudar a fomentar una visión “tridimensional” de
cómo se mueve el agua por el interior de los acuíferos, el texto está
acompañado de numerosos dibujos y esquemas.
El libro está estructurado en dos partes, la primera dedicada a capítulos de
contenido teórico y la segunda a la explicación de ejercicios resueltos.
5
Aprendiendo hidrogeología
En el Capítulo 1 se repasa el concepto de ciclo hidrológico y se definen los
elementos que lo componen. Se hace especial hincapié en dejar clara la
relación e interconexión que hay entre las aguas superficiales y
subterráneas, ya que carece de sentido estudiar “unas” sin tener en
consideración las “otras”.
El Capítulo 2 está dedicado a explicar los conceptos de balance hídrico y
cálculo de la escorrentía. La explicación de estos conceptos se apoya en la
resolución de ejemplos con ejercicios basados en caso reales.
En el Capítulo 3 se definen algunos términos elementales de la
hidrogeología, además de los parámetros que controlan el movimiento del
agua en los acuíferos.
En el Capítulo 4 se explica el comportamiento del agua subterránea en
diferentes materiales geológicos. Se incluyen ejemplos de estudios
hidrogeológicos en acuíferos de materiales detríticos, carbonatados,
medios fisurado y en materiales volcánicos.
El Capítulo 5 explica la Ley de Darcy, y conceptos tales como superficie
equipotencial o isopieza, fundamentales para entender cómo se mueve el
agua. También se dan algunas nociones de cartografía hidrogeológica, con
especial énfasis en la interpretación de perfiles hidrogeológicos y diseño de
redes de flujo.
La segunda parte del libro termina con una buena colección de problemas
resueltos. Se trata de ejercicios sencillos que se deberían poder resolver a
partir del contenido teórico de los capítulos precedentes. Incluye ejercicios
sobre perfiles hidrogeológicos, cálculo de caudales, potenciales
hidráulicos, redes de flujo, elaboración de mapas de isopiezas y balance
hídrico. Para que resulte más didáctico, los ejercicios están resueltos a
mano y con colores.
Manuel García Rodríguez
Dpto. CC. Analíticas, Facultad de Ciencias
Universidad Nacional de Educación a Distancia (UNED)
6
Aprendiendo hidrogeología
Contenidos
Parte 1
Capítulo 1. El ciclo hidrológico
1.1. Introducción
11
1.2. Componentes del ciclo hidrológico
12
Precipitación
12
Evapotranspiración
16
Evaporación
17
Escorrentía
17
1.3. Distribución del agua en el suelo
18
Suelo edáfico
18
Zona no saturada
18
Infiltración
19
Zona saturada
19
Capítulo 2. Balance hídrico, escorrentía e infiltración
2.1. Introducción
21
2.2. Balance hídrico del suelo por la ficha hídrica
22
2.3. Método de los números de escorrentía
23
2.4. Empleo del permeámetro de Guelph
25
2.5. Ejemplos y aplicaciones
26
Balance hídrico con la ficha hídrica
26
Método de los números de escorrentía
29
El permeámetro de Guelph
29
Capítulo 3. Acuíferos y embalses subterráneos
3.1. Definiciones
33
Acuífero
33
Acuitardo
35
7
Aprendiendo hidrogeología
Acuicludo
35
Acuífugo
36
3.2. Parámetros hidrogeológicos
37
Porosidad
37
Permeabilidad
38
Transmisividad
39
Coeficiente de almacenamiento
40
Caudal específico
41
Capítulo 4. Acuíferos en diferentes formaciones geológicas
4.1. Acuíferos en medios porosos
43
Formaciones características
43
Parámetros hidrogeológicos
46
Ejemplo 1. “El acuífero detrítico de Madrid”
48
Ejemplo 2. “Las dunas de Erg Chebbi”
53
4.2. Acuíferos en medios cársticos
58
Introducción
58
Proceso de disolución de las calizas
58
Formaciones características
60
Parámetros hidrogeológicos
61
Ejemplo 3. “Las Tablas de Daimiel”
63
4.3. Acuíferos en medios fisurados
66
Ejemplo 4. “La Sierra de Guadarrama en Torrelodones”
4.4. Acuíferos en materiales volcánico
68
75
Materiales volcánicos según su origen
75
Parámetros hidrogeológicos
76
Calidad química del agua. Aspectos generales
77
Ejemplo 5. “El agua en las Islas Canarias”
81
Capítulo 5. El movimiento del agua en medios porosos
5.1. Conceptos fundamentales
87
8
Aprendiendo hidrogeología
Régimen permanente o estacionario
87
Régimen transitorio
87
Superficie equipotencial
87
Superficie piezométrica y potencial hidráulico
88
Isopiezas
89
Ley de Darcy
89
5.2. Cartografía hidrogeológica
91
Introducción
91
Inventario de puntos de agua
92
5.3. Mapas de isopiezas
95
Metodología
95
Relación río – acuífero
97
Gradiente hidráulico
98
Divisoria de aguas subterráneas
99
Tipos de superficies piezométricas
99
5.4. Perfiles hidrogeológicos
100
Método
100
Zonas de recarga y zonas de descarga
101
5.5. Redes de flujo
104
Definición y método
104
Parte 2
Ejercicios resueltos
Perfiles hidrogeológicos
107
Mapas de isopiezas
117
Redes de flujo
120
Hidrogeología aplicada
128
Balance hídrico
135
Bibliografía
139
9
Aprendiendo hidrogeología
10
Aprendiendo hidrogeología
Parte 1
Capítulo 1
El ciclo hidrológico
1.1. Introducción
En la superficie de la Tierra el agua puede encontrarse en sus tres fases;
vapor, líquida o sólida. El ciclo hidrológico explica el constante movimiento
del agua en sus diferentes estados, sobre la superficie del terreno y en el
subsuelo.
A partir de los lagos, ríos, mares y océanos, o bien a través de la
vegetación por transpiración, el agua en forma de vapor pasa a la
atmósfera cargando el aire de humedad. Cuando el vapor de agua se
enfría, se condensa formando las nubes, desde donde retornará a la
superficie del planeta en forma de precipitación, como lluvia, nieve,
granizo, rocío o escarcha. Una vez en la superficie de la Tierra, el agua
circulará bien por la superficie de terreno, como escorrentía superficial, o
pasará a formar parte de los acuíferos como escorrentía subterránea. En la
figura 1.1 se representa una esquematización simplificada del ciclo
hidrológico.
Figura 1.1. El ciclo hidrológico.
11
Aprendiendo hidrogeología
A título orientativo, en la tabla 1.1 se presentan datos estimados de la
distribución del agua en la hidrosfera (según datos de “World
Meteorological Organization”).
Tabla 1.1. Estimación del agua en la hidrosfera.
Distribución
Océanos y mares
Glaciares y polos
Aguas subterráneas
dulces
Lagos de agua dulce
Lagos de agua salada
Ríos
Biomasa
Atmósfera
% del agua total % respecto del
del planeta
total de agua
dulce
97,5
1,74
68,7
0,76
30,1
0,007
0,006
0,0002
0,0001
0,001
0,26
0,006
0,003
0,04
Tiempo medio de
residencia
2.500 años
9.700 años
decenas a miles de
años
17 años
150 años
15 a 20 días
algunas horas
8 a 10 días
Con frecuencia el estudio de las aguas subterráneas pasa inadvertido
quedando ensombrecido por la hidrología de superficie (ríos y lagos),
aunque según se desprende de la tabla anterior, representan el mayor
volumen de agua dulce de la hidrosfera aprovechable por el hombre, razón
más que suficiente para que merezcan un estudio riguroso y se gestionen
con la racionalidad que se merecen.
1.2. Componentes del ciclo hidrológico
Precipitación
Cuando el agua, en estado líquido o sólido llega a la superficie, se dice que
ha precipitado. Representa uno de los componentes principales del ciclo
hidrológico. Los aparatos destinados a la medida de la precipitación se
denominan pluviómetros.
La unidad de medida suele ser el mm, que representa la altura que alcanza
un litro de agua, en un prisma que tenga una base de un m2 de superficie.
Por tanto, 1 mm equivale a 1 l/m2.
Para determinar la precipitación caída sobre una cuenca, suelen
emplearse alguno de los tres métodos siguientes; método de la media
aritmética, método de las isoyetas, o el método de los polígonos de
Thiessen. Para su explicación vamos a basarnos en la cuenca hidrológica
12
Aprendiendo hidrogeología
de la figura 1.2, que tiene una superficie de 41,75 km2 y la distribución de
precipitaciones de la tabla 1.2.
Figura 1.2. Delimitación de cuenca hidrológica con indicación de curvas de nivel y
localización de estaciones meteorológicas.
Tabla 1.2. Precipitación media anual (mm) de las estaciones meteorológicas.
E1
1.100
E2
1.150
E3
1.175
E4
1170
E5
1.230
E6
1.200
E7
1.260
Método de la media aritmética
El método consiste en la realización de la media aritmética de las
precipitaciones registradas en las estaciones de la zona. Es decir,
sumamos las precipitaciones de cada estación (en l/m2) y dividimos por el
número de estaciones. Aplicado a la cuenca del ejemplo resultaría:
P = (Σ Pi ) / n
P = (1.100+1.150+1.170+1.200+1.230+1.260)/6 =1.186,7 l/m2.
En este caso no se incluye la precipitación de la E3 por quedar fuera de los
límites de la cuenca hidrológica.
Este método sólo es aplicable en áreas de características fisiográficas
homogéneas donde las precipitaciones son similares en toda la zona.
13
Aprendiendo hidrogeología
Método de las Isoyetas
El método se basa en determinar la precipitación media de la cuenca, a
partir de la precipitación media de los diferentes intervalos entre las
isoyetas que se han trazado en el mapa.
Lo primero que se debe realizar es dibujar las isoyetas a partir de los datos
de precipitación de cada estación (figura 1.3). A continuación se planimetra
cada uno de los intervalos entre dos isoyetas y se procede según se indica
en la tabla 1.3.
Figura 1.3. Mapa de isoyetas con equidistancia de 40 mm.
Tabla 1.3. Determinación de la precipitación media por el método de las isoyetas
Superficie
(Si)
S1
S2
S3
S4
S5
S
Área
(km2)
8,75
15,25
10,5
6,75
0,5
41,75
Área
(m2)
8.750.000
15.250.000
10.500.000
6.750.000
500.000
41.750.000
Precipitación media entre
dos isoyetas Pi (l/m2)
1.120
1.160
1.200
1.240
1.260
-
Pi * Si (l)
98E08
176,9E08
126E08
83,7E08
6,3E08
Σ Pi*Si =490,9E08
P = (Σ Pi * Si) / S
P = 490,9 E08 / 41,75 E06 = 1.175,8 l/m2
Se trata del método más preciso, ya que la distribución de precipitaciones y
superficie de aplicación se asemeja a la realidad. Tiene interés en cuencas
14
Aprendiendo hidrogeología
hidrológicas que tengan altitudes muy diferentes, siendo por tanto el
método más idóneo para calcular la precipitación en zonas de montaña.
Método de los polígonos de Thiessen
Se trazan formas poligonales que tengan como baricentro las estaciones
meteorológicas de la cuenca hidrográfica (ver figura 1.4). Una vez
dibujados los polígonos se planimetra cada uno de ellos y se procede
según se indica en la tabla 1.4.
Figura 1.4. Trazado de polígonos de Thiessen.
Tabla 1.4. Determinación de la precipitación media de la cuenca media por el
método de polígonos de Thiessen.
Superficie
(Si)
S1
S2
S3
S4
S5
S6
S7
S
Área
(km2)
6,25
2
11,25
4
7,75
6
4,5
41,75
Área
(m2)
6,25E06
2 E06
11,25 E06
4 E06
7,75 E06
6 E06
4,5 E06
41750000
Precipitación en cada
estación Pi (l/m2)
1.110
1.175
1.150
1.230
1.170
1.200
1.260
-
Pi*Si (l)
69,375E08
23,5E08
129,375E08
49,2E08
90,675E08
72 E06
56,7 E06
Σ Pi*Si =490,825E08
P = (Σ Pi * Si) / S
P = 490,825 E08 / 41,75E06 = 1.175,6 l/m2
15
Aprendiendo hidrogeología
El método se basa en un criterio puramente geométrico y no tiene en
cuenta parámetros orográficos relacionados con la distribución de
precipitaciones. Es de aplicación en las mismas zonas que el método de la
media aritmética.
Evapotranspiración
La evapotranspiración es un término que se aplica sólo a un área de
terreno cubierto de vegetación, ya que de lo contrario se trataría de
evaporación. En Custodio y Llamas (1983) se define cómo el resultado del
proceso por el cual el agua cambia de estado líquido a gaseoso, tanto de
forma directa como a través de los vegetales, regresando a la atmósfera en
forma de vapor. Se expresa en milímetros.
En condiciones naturales es muy difícil medir aisladamente la transpiración
de los vegetales y por ello el concepto de evapotranspiración aúna ambos
fenómenos.
La proporción de evapotranspiración se reduce a medida que disminuye la
humedad del suelo durante la estación seca. Cuanto menor es la humedad
que queda en el suelo, más lenta es la pérdida por evapotraspiración. Hay
dos conceptos para expresar la evapotranspiración:
Evapotranspiración potencial
Es la máxima pérdida de agua posible bajo condiciones dadas de cobertera
vegetal y factores climáticos, suponiendo que podemos suministrar al suelo
mediante irrigación, todo el agua que las plantas puedan consumir y los
poros del suelo puedan albergar. Este proceso depende de los factores
climáticos particulares de cada zona. Para su cálculo, existen numerosas
fórmulas basadas todas ellas en datos que se obtienen de las estaciones
meteorológicas.
Evapotranspiración real
Es la cantidad de evapotranspiración real u observada. Disminuye
proporcionalmente a medida que se agota la humedad del suelo. Para
calcular la evapotranspiración hay que tener en cuenta la capacidad de
retención del suelo, algo que con frecuencia resulta complejo de controlar
debido a la alta variabilidad de texturas que presentan.
16
Aprendiendo hidrogeología
Evaporación
En un suelo sin vegetación, la evaporación tiene lugar en la capa más
superficial. Durante este proceso, a medida que la humedad va
disminuyendo, por capilaridad, se produce un ascenso del agua hacia la
superficie, que dura hasta que esta agua capilar se agota, o bien hasta que
el flujo ascendente del agua en la zona no saturada se hace despreciable.
En relación con las aguas subterráneas, si el nivel freático está muy
próximo a un suelo saturado, la evaporación tendrá un valor cercano al de
una superficie de agua libre bajo las mismas condiciones ambientales.
Con objeto de dar unos órdenes de magnitud significativos de la
evaporación, según autores, por ejemplo la evaporación en arenas finas
saturadas muy superficiales, equivale al 100 % de la evaporación que se
produciría en una superficie libre de agua, y en arcillas saturadas
equivaldría al 75-85 %.
Escorrentía
Escorrentía superficial
Se refiere al agua que circula sobre la superficie del terreno, bien de forma
difusa o canalizada por ríos y arroyos. En determinado tipo de suelos el
agua puede circular justo por debajo de la superficie, moviéndose con la
misma dirección y sentido que la escorrentía superficial (paralela a ella).
En este caso se habla de escorrentía subsuperficial o hipodérmica.
Escorrentía subterránea
Es el agua que circula por los acuíferos. El estudio de su movimiento es el
principal objetivo de este libro.
Escorrentía total
Es la fracción de la precipitación caída en una cuenca vertiente que escapa
a la evapotranspiración y circula superficial y subterráneamente.
En estudios hidrológicos de cuencas, uno de los métodos más empleados
para separar y cuantificar los volúmenes de agua correspondientes a
escorrentía superficial y escorrentía subterránea, se basa en el análisis de
17
Aprendiendo hidrogeología
hidrogramas, que representan los caudales de un río en función del
tiempo, dibujados a partir de los datos registrados en estaciones de aforos.
1.3. Distribución del agua en el suelo
Tras la precipitación, una vez que el agua se pone en contacto con la
superficie de la Tierra puede movilizarse y distribuirse por alguna de las
siguientes zonas:
Suelo edáfico
Se corresponde con la parte más superficial del terreno, con frecuencia
formada por una porción cuantificable de materia orgánica.
La capacidad de un suelo para retener agua se conoce como capacidad de
campo, que puede definirse como la máxima cantidad de agua que es
capaz de almacenar un suelo una vez que ha sido drenada el agua
gravífica. El término de agua gravífica hace referencia al volumen de agua
que es drenada por gravedad en un suelo.
Zona no saturada
Comprende la zona que hay desde la superficie del terreno hasta el límite
superior de la zona saturada o nivel freático. En ella, los poros están
ocupados por aire y agua.
En medios porosos, el contacto con la zona saturada se realiza a través de
la franja capilar, en la que el agua se encuentra a una presión inferior a la
atmosférica.
En el proceso de recarga de los acuíferos, la zona no saturada representa
una zona de paso del agua hacia la zona saturada. Cuanto mayor espesor
tenga la zona no saturada, más lento será el proceso de recarga.
18
Aprendiendo hidrogeología
Figura 1.5. Esquema simplificado con la distribución del agua en el suelo.
Infiltración
La infiltración es el proceso por el cual el agua penetra en el terreno y se
mueve hacia zonas más profundas. Durante el proceso de infiltración el
agua puede quedar retenida en la zona no saturada a diferentes
profundidades, o bien alcanzar el nivel freático pasando a formar parte de
las aguas subterráneas. El movimiento descendente del agua se produce
por la acción conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad.
Zona saturada
Comprende desde el nivel freático o límite superior de la zona saturada,
hasta el límite impermeable del acuífero donde todos los poros están
rellenos de agua. Representa el agua almacenada en los acuíferos y es la
zona por donde se produce la escorrentía subterránea. La geometría del
acuífero dependerá de la litología y estructura geológica regional y/o local.
19
Aprendiendo hidrogeología
20
Aprendiendo hidrogeología
Capítulo 2
Balance hídrico y escorrentía
2.1. Introducción
El balance hídrico consiste en analizar, cuantificando en la medida de lo
posible, qué cantidad de agua se infiltra y cuanta se queda retenida en los
niveles más superficiales o bien se evapora. Su realización tiene mucho
interés en estudios hidrológicos, ya que permite conocer una estimación
del caudal que pasa a los acuíferos y/o que circula por escorrentía
superficial. También resulta de gran importancia y aplicación en estudios
agronómicos, aportando información sobre la disponibilidad de agua en el
suelo y de su reserva de saturación.
Existen diversos métodos para conocer proceso de infiltración y de cómo
se distribuye el agua en el suelo. En los siguientes apartados se hablará
de: a) ficha hídrica del suelo, b) método de los números de escorrentía, y
c) determinación de la infiltración con el permeámetro de Guelph.
Aunque cada uno de los métodos puede tener diferentes aplicaciones,
todos son complementarios. En los apartados siguientes se explican con
ejemplos, el interés y utilidad de cada uno de ellos.
2.2. Balance hídrico del suelo por la ficha hídrica
Para su aplicación se necesita contar con los siguientes datos de partida:
precipitación, evapotranspiración potencial, la capacidad de campo del
suelo y reserva inicial de saturación al inicio del balance. A partir de estos
datos se calcula; la evapotranspiración real, el exceso, la falta y la reserva
de agua en el suelo al final cada intervalo de tiempo considerado (con
frecuencia un mes). Por cada término se entiende:
Precipitación (P). Precipitación acumulada (mm) en el intervalo de tiempo
considerado.
Evapotranspiración potencial (ETP). Evapotranspiración potencial
acumulada (mm) en el intervalo de tiempo considerado. Se calcula con la
fórmula de Thornthwaite mediante parámetros meteorológicos de la red
sinóptica (temperatura y precipitación).
21
Aprendiendo hidrogeología
Reserva (R). Agua acumulada en el suelo (mm) al final del intervalo de
tiempo considerado. Se determina como la diferencia P – ETP de ese
periodo, sumada a la reserva del periodo anterior. Para calcularla es
imprescindible conocer la capacidad de campo o reserva de saturación del
suelo.
Reserva teórica (R.T). Es la máxima cantidad de agua que podría
almacenar el suelo si no tuviera limitada su capacidad de campo.
Variación en la reserva (V.R). Es la ganancia o pérdida de agua en el
suelo entre dos periodos de tiempo consecutivos.
Exceso (E). Se refiere al volumen de agua (mm) que se obtiene si la
reserva de saturación excede la capacidad de campo en el intervalo de
tiempo considerado. Es el agua que pasa a escorrentía superficial y/o
subterránea.
Falta o déficit (F). Hay falta cuando la reserva es nula y la precipitación es
menor que la evapotranspiración. Es decir, es la cantidad de agua que
hace falta para que se evapore todo lo que potencialmente se podría
evaporar. El déficit se hace nulo cuando la precipitación en el intervalo de
tiempo considerado supera la evapotranspiración potencial en ese periodo
(ETP – P).
Tabla 2.1. Ejemplo de ficha hídrica para un año hidrológico, suponiendo una
capacidad de campo de 40 mm y una reserva de saturación inicial en el mes de
septiembre de 5 mm. Si por ejemplo se supone que la escorrentía subterránea
representa el 20 % de la escorrentía total (E), obtenemos que la infiltración sería
de unos 130 l/m2 y la escorrentía superficial de 519 l/m2.
P
ETP
Oct Nov Dic Ene Feb Mar Abr My Jun Jul Ago Sep Total
95 103 166 95 100 131 150 110 53
10
9
50 1.072
56 22
10
10
11
28
49
80 123 168 146 100 803
0
0
0
0
0
V.R +35 0
R.T 44 121 196 125 129 143 141
40 40
40
40
40
40
40
R
10
10
11
28
49
ETR 56 22
4
81 156 85
89 103 101
E
0
0
0
0
0
0
0
F
Comprobación:
ETR = P- exceso + reserva inicial
22
0
70
40
80
30
0
-40
0
0
93
0
30
0
0
0
0
0
0
10
9
0
0
158 137
0
0
0
50
0
50
428
649
375
Aprendiendo hidrogeología
428 l/m2 = 1072 l/m2 – 649 l/m2 + 5 l/m2
ETR = ETP – falta
428 l/m2 = 803 l/m2 – 375 l/m2
Como se cumplen ambas igualdades el balance es correcto.
Una aplicación directa del balance es el cálculo de la escorrentía. Si por
ejemplo estamos trabajando en una cuenca de 100 km2 y con un suelo de
características homogéneas del suelo, podríamos determinar la escorrentía
total anual multiplicando la superficie de cuenca y el exceso calculado en la
ficha hídrica (tabla 2.1).
Escorrentía total = 100 km2 x 649 l/m2 = 64,9 hm3.
El porcentaje de escorrentía superficial y subterránea dependerá de los
factores particulares de cada cuenca, como tipo de suelo, pendiente
topográfica, de la cubierta vegetal existente y la permeabilidad o
impermeabilidad del substrato geológico.
2.3. Método de los números de escorrentía
La determinación del coeficiente de escorrentía de áreas pequeñas y
desconectadas de cursos fluviales donde no existen aforos,
frecuentemente presenta ciertas dificultades. Para ello, el United States
Soil Conservation Service (USSCS), propone el método llamado “de los
números de escorrentía”. El método determina la precipitación efectiva
“Pe”, a partir de la precipitación total “P” y del número de escorrentía “N”.
La precipitación efectiva se determina bien gráficamente, o aplicacando la
siguiente expresión algebraica (Ec.1):
Pe = (P – 508 / N + 5,08)2 / (P + 2.032 / N – 20,32)
(Ec. 1)
El número de escorrentía “N”, se obtiene a partir de unas tablas, que tienen
en cuenta el tipo de suelo, cobertura vegetal, pendiente del terreno y la
precipitación previa a la estudiada (tabla 2.2).
A partir del valor de precipitación efectiva obtenido, el coeficiente de
escorrentía puede calcularse como (Ec. 2):
Ce = Pe / P
23
(Ec. 2)
Aprendiendo hidrogeología
Tabla 2.2. Valores para la selección de la “N” en algunas condiciones dadas.
Uso de la tierra y
cobertura
Tratamiento
del suelo
Sin cultivo
Cultivos en surco
Surcos rectos
Surcos rectos
Surcos rectos
Contorneo
Contorneo
Terrazas
Terrazas
Cereales
Surcos rectos
Surcos rectos
Contorneo
Contorneo
Terrazas
Terrazas
Leguminosas o
praderas con
rotación
Surcos rectos
Surcos rectos
Contorneo
Contorneo
Terrazas
Terrazas
Pastizales
--------------------------------Contorneo
Contorneo
-----------------
Pendiente
del terreno
%
>1
<1
>1
<1
>1
<1
>1
<1
>1
<1
>1
>1
>1
<1
>1
<1
>1
<1
>1
<1
>1
<1
<1
-----------------------------------------------------------------------------------------------------------------
Pradera
permanente
Bosques naturales
- Muy ralo
- Ralo
- Normal
- Espeso
- Muy espeso
Caminos
- De terracería
- Superficie dura
Tipo de suelo
A
77
72
67
70
65
66
62
B
86
81
78
79
75
74
71
C
91
88
85
84
82
80
78
D
94
91
89
88
86
82
81
65
63
63
61
61
59
76
75
74
73
72
70
84
83
82
81
79
78
88
87
85
84
82
81
66
58
64
55
63
51
77
72
75
69
73
67
85
81
83
78
80
76
89
85
85
83
83
80
68
39
47
6
30
79
61
67
35
58
86
74
81
70
71
89
80
88
79
78
−
−
−
−
−
56
46
36
26
15
75
68
60
52
44
86
78
70
62
54
91
84
77
69
61
−
−
72
74
82
84
87
90
89
92
Si se tienen en cuenta las condiciones de humedad del suelo, previas a la
precipitación analizada, N debe corregirse según los valores de la tabla
2.4. Las correcciones se aplican en los dos siguientes supuestos; que la
altura de precipitación acumulada cinco días antes (ll5) de la fecha en
cuestión sea inferior a 2,5 cm, o superior a 5 cm. Si (ll5) es inferior a 2,5 cm
de hace la corrección A , y si es superior a 5 de hace la corrección B.
24
Aprendiendo hidrogeología
Tabla 2.3. Tipos de suelos para la selección del valor “N” en la tabla. 2.2.
Tipo de Suelo
Textura del suelo
A
Arenas con poco limo y arcilla; suelos muy
permeables.
Arenas finas y limos.
Arenas muy finas, limos, suelos con alto contenido
de arcilla.
Arcilla en grandes cantidades; suelos poco
profundos con subhorizontes de roca sana; suelos
muy impermeables.
B
C
D
Tabla 2.4. Valores para la corrección de “N”.
N
N con corrección A
ll5 < 2,5 cm
N con corrección B
ll5 > 2,5 cm
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
0
4
9
15
22
31
40
51
63
78
100
0
22
37
50
60
70
78
85
91
96
100
2.4. El permeámetro de Guelph
Este instrumento se utiliza para medir la infiltración en suelos. Consta de
dos tubos concéntricos de diferentes diámetros. Uno actúa como depósito
de agua, y el otro de menores dimensiones que se pone en contacto con el
suelo, lleva acoplado un sistema que permite mantener una carga
hidráulica constante.
El método para determinar la permeabilidad es muy sencillo y consta de
los siguientes pasos:
- Se perfora un orificio en el suelo de unos 15 cm de profundidad.
- Se llena el depósito de agua y se cierra para crear el vacío.
- Se introduce el cilindro de menor diámetro en el orificio del suelo.
- Se abre el émbolo de la parte superior y se realizan lecturas del flujo
para dos cargas hidráulicas constantes, de 5 y 10 cm.
25
Aprendiendo hidrogeología
El método de cálculo utilizado para determinar la infiltración mediante el
permeámetro de Guelph que se explica ha sido el propuesto por
Reynolds y Elrick (1985). Estos autores determinan la infiltración
considerando un régimen estacionario, mediante la siguiente ecuación
(Ec.3):
Kguelph = 60 (Dp2 / (Do2 + 4DoH2)) * Q
(Ec.3)
Donde Kguelph es la infiltración en mm/h; Dp el diámetro del permeámetro en
cm; Do el diámetro del pozo de muestreo en cm; H2 es la carga hidráulica
utilizada en la medición y Q es el flujo a intensidad constante en
condiciones de estado estacionario (mm/min).
2.5. Ejemplos y aplicaciones
En este apartado se pone en práctica, con ejemplos reales, los tres
métodos explicados para el cálculo de la escorrentía e infiltración. Los
ejemplos se refieren a una misma parcela experimental localizada en la
Mesa de Ocaña (Toledo).
Se trata de una parcela de unas 5 ha de superficie, con una topografía muy
suave y cotas que oscilan entre 720 y 722 metros. La pendiente es del
orden del tres por mil. La zona es por tanto muy llana y carece de drenaje
natural fuera de los límites de la parcela.
En cuanto a sus características geológicas y texturales, se trata de un
substrato de calizas muy carstificadas recubiertas por depósitos
cuaternarios, principalmente arcillas limosas y arcillas arenosas. El espesor
de estos materiales varía entre unos 4 m y algo menos de 1 m. Los 20 o 30
centímetros más superficiales presentan restos vegetales y textura terrosa
correspondiente a tierra de labor.
Balance hídrico con la ficha hídrica
Los datos climáticos de partida proceden de la Estación nº 3-100
(Aranjuez-Escuela de horticultura), del Instituto Nacional de Meteorología,
que dispone de una serie de años suficientemente larga y representativa
de años meteorológicos medios (tabla 2.5).
26
Aprendiendo hidrogeología
Tabla 2.5. Datos climáticos medios mensuales
Sep
Oct
Nov Dic Ene Feb Mar Abr
May Jun
Jul
Ago Total
P
45
51
49
49
34
45
40
53
43
7
9
448
Tª
19,2 13,8
8,5
5
5,1
6,5
9,5
12,3 15,9 20,3 23,8
23
13,6
ETP
89
22
10
11
15
32
50
130
753
51
81
23
115
147
Resumen de datos climáticos:
-
Temperatura media mensual más baja: 5 ºC en diciembre.
Temperatura mensual media más elevada: 23,8 ºC en julio.
Temperatura anual media: 13,6 ºC.
Precipitación media anual: 448 mm.
Evapotranspiración potencial anual: 753 mm.
Para conocer el excedente o falta de agua se han elaborado tres fichas
hídricas (tabla 2.6) con diferentes supuestos de reserva de saturación o
capacidad de campo del suelo. Es decir, se analiza la cantidad de agua
que se puede infiltrar dependiendo de la capacidad que tenga la cobertera
superficial de retener agua.
Desde un punto de vista conceptual si por ejemplo analizamos el supuesto
para una reserva de suelo de 100 mm, vemos que la reserva empieza a
formarse a mediados de octubre y a principio de febrero se alcanza la
reserva de saturación. Comienza a disminuir a mediados de mayo y a
finales de julio se produce el agotamiento de la reserva de agua en el
suelo. Es decir, la infiltración desde la cobertera superficial hacia el
subsuelo se iniciará en febrero y dejará de producirse a mediados de
mayo. A partir de mayo el tiempo de permanencia del agua en la zona no
saturada dependerá de la abundancia de las fracciones más o menos
arcillosas que atraviese. Obviamente esta descripción corresponde a una
situación media que puede variar ligeramente de un año a otro.
Lo anteriormente expuesto, viene a decir, que en general son las lluvias de
invierno y primavera las que alimenta los ríos y acuíferos, siendo por tanto
las estaciones en las que se produce mayor escorrentía superficial y/o
subterránea. Que se produzca una u otra en mayor o menor medida, está
relacionado con la permeabilidad del substrato geológico y con la
pendiente topográfica. En la zona de estudio, parece que la escorrentía
subterránea puede ser muy significativa, tanto por la horizontalidad del
27
Aprendiendo hidrogeología
terreno como por la aparente alta carstificación de las calizas
infrayacentes.
En términos del balance, la escorrentía total (superficial y subterránea)
viene determinada por el exceso calculado (datos mensuales y total anual).
De las tres hipótesis de reserva de saturación, el supuesto que supondría
una mayor infiltración, sería para una reserva de 75 mm, con un exceso de
55 mm.
La situación teórica en la que se produce menos infiltración corresponde a
una reserva de saturación de la cobertera de 150 mm, donde toda el agua
queda retenida en el suelo y no se produce escorrentía ni superficial ni
subterránea (exceso 0).
Tabla 2.6. Balance hídrico del suelo en diferentes hipótesis de reserva de
saturación; 75 mm, 100 mm y 150 mm. Datos climáticos de tabla 2.5.
FICHA HÍDRICA PARA UNA RESERVA DE SATURACIÓN DE 75 mm
V.R.
Res.
ETR
Déf.
Exc.
Sep Oct Nov
0
0
27
0
0
27
45
51
22
44
0
0
0
0
0
Dic
39
66
10
0
0
Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Total
9
0
0
0
-38 -37
0
0
75
75
75
75
37
0
0
0
11
15
32
50
81
60
7
9
393
0
0
0
0
0
55 140 121 360
14
30
8
3
0
0
0
0
55
FICHA HÍDRICA PARA UNA RESERVA DE SATURACIÓN DE 100 mm
V.R.
Res.
ETR
Déf.
Exc.
Sep Oct Nov
0
0
27
0
0
27
45
51
22
44
0
0
0
0
0
Dic
39
66
10
0
0
Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Total
23
11
0
0
-38 -62
0
0
89 100 100 100 62
0
0
0
11
15
32
50
81
85
7
9
418
0
0
0
0
0
30 140 121 335
0
19
8
3
0
0
0
0
30
FICHA HÍDRICA PARA UNA RESERVA DE SATURACIÓN DE 150 mm
V.R.
Res.
ETR
Déf.
Exc.
Sep Oct Nov
0
0
27
0
0
27
42
51
22
44
0
0
0
0
0
Dic
39
66
10
0
0
Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Total
23
30
8
3
-38 -92
0
0
89 119 127 130 92
0
0
0
11
15
32
50
81 115
7
9
448
0
0
0
0
0
0
140 121 305
0
0
0
0
0
0
0
0
0
El caso extremo de que la superficie del terreno no tuviera nada de suelo,
es decir con una reserva de saturación 0 mm (tabla 2.7), el porcentaje del
28
Aprendiendo hidrogeología
exceso que se infiltre puede ser muy alto ya que según las observaciones
geológicas llevadas a cabo, la carstificación en la zona es muy alta.
Tabla 2.7. Balance hídrico del suelo para una reserva de saturación de 0 mm (sin
suelo edáfico). Datos climáticos de tabla 2.5.
Sep
ETR 45
0
Exc.
Oct Nov
51
22
0
27
Dic
10
39
Ene Feb
11
15
23
30
Mar
32
8
Abr
50
3
May Jun Jul Ag
43
23
7
9
0
0
0
0
Total
318
130
Método de los números de escorrentía
Según la descripción geológica previa, podemos clasificar los materiales
cuaternarios más superficiales como pertenecientes al grupo B, “arenas
finas y limos”, o como del grupo C, “Arenas muy finas, limos y suelos con
alto contenido de arcilla”. La determinación de N se realiza entrando con
estos grupos en otra tabla, que tiene en cuenta la pendiente del terreno y
el uso de la tierra.
En función de las características del terreno y la tabla 2.2, podemos afinar
algo más y considerar que se trata suelos de los grupos B y C, una
pendiente inferior al 1 % y una superficie sin cultivos.
En dichas condiciones, obtenemos; para suelos del grupo B una N de 58, y
para suelos del grupo C un valor de N de 71.
Aplicando el método numérico (Ec.1), para una precipitación máxima diaria
de 5,6 cm, para un periodo de retorno de 10 años, se obtiene:
Para N de 58: Pe = 0,18 cm y Ce = 0,032.
Para N de 71: Pe = 0,89 cm y Ce = 0,15.
Si se tienen en cuenta las condiciones de humedad del suelo, previas a la
precipitación analizada, N debe corregirse según unos datos tabulados.
Las correcciones se aplican en los dos siguientes supuestos; que la altura
de precipitación acumulada cinco días antes (ll5) de la fecha en cuestión
sea inferior a 2,5 cm, o superior a 5 cm. En la situación intermedia no se
realiza corrección.
Aplicando dichas correcciones:
Para N de 58 y ll5 inferior a 2,5 cm: N corregida = 38, Pe =0,19 cm y Ce =0,033.
Para N de 58 y ll5 superior a 5 cm: N corregida = 77, Pe =1,43 cm y Ce = 0,25.
29
Aprendiendo hidrogeología
Para N de 71 y ll5 inferior a 2,5 cm: N corregida = 51, Pe =0,02 cm y Ce=0,003.
Para N de 71 y ll5 superior a 5 cm: N corregida = 85, Pe =2,41 cm y Ce = 0,4.
Es decir, un coeficiente de escorrentía que dependiendo de la litología y de
las condiciones iniciales de saturación del suelo puede oscilar entre 0,003
y máximo de 0,4.
El permeámetro de Guelph
Se han realizado cuatro ensayos de permeabilidad repartidos regularmente
en la parcela experimental. Todos los ensayos se han determinado en
régimen permanente, alcanzado después de unos 15 minutos desde el
inicio del ensayo.
Datos fijos:
Dp = 2,5 cm.
Do = 7 cm.
H5 = 5 cm.
H10 = 10 cm.
Valores medidos y calculados:
Q (mm/min); flujo a intensidad constante en condiciones de estado
estacionario y Kguelph (mm/h); infiltración.
Ensayo 1
Q para H5 = 4,5 mm/min;
Q para H10 = 21 mm/min;
Kguelph = 17,01 mm/h
Kguelph = 52,71 mm/h
Ensayo 2
Q para H5 = 5 mm/min;
Q para H10 = 26 mm/min;
Kguelph = 18,9 mm/h
Kguelph = 65,26 mm/h
Ensayo 3
Q para H5 = 2,28 mm/min;
Q para H10 = 17,3 mm/min;
Kguelph = 8,61 mm/h
Kguelph = 43,42 mm/h
30
Aprendiendo hidrogeología
Ensayo 4
Q para H5 = 4,6 mm/min;
Q para H10 = 26 mm/min;
Kguelph = 16,25 mm/h
Kguelph = 65,26 mm/h
Resumen de resultados
Para una carga hidráulica de 5 cm, la permeabilidad del terreno ha dado
valores comprendidos entre 8,25 mm/h y 18,9 mm/h.
Para una carga hidráulica de 10 cm, la permeabilidad varía entre 43, 42
mm/h y 65,26 mm/h.
31
Aprendiendo hidrogeología
32
Aprendiendo hidrogeología
Capítulo 3
Acuíferos y embalses subterráneos
3.1. Definiciones
Acuífero
Se denomina acuífero a aquel estrato o formación geológica, que permitiendo
el almacenamiento y circulación de agua por sus poros o grietas, hace que el
hombre pueda aprovecharla en cantidades económicamente apreciables para
subvenir a sus necesidades.
Según la presión del agua contenida en los acuíferos, puede hablarse de:
acuíferos libres, acuíferos confinados o acuíferos semiconfinados.
Acuífero libre
Los acuíferos libres se caracterizan por tener una superficie libre de agua en
contacto directo con el aire, es decir, que está a presión atmosférica (no se
tiene en cuenta el espesor de materiales porosos de la zona no saturada). El
nivel del agua en los pozos de estos acuíferos coincide con el límite superior
de la zona saturada (figura 3.1).
Figura 3.1. Bloque diagrama esquemático de un acuífero libre parcialmente drenado
por un río en el fondo de valle.
33
Aprendiendo hidrogeología
Acuífero confinado o cautivo
Son acuíferos en los que el agua se encuentra a una presión mayor que la
atmosférica debido al peso de los materiales que tiene por encima. En el
techo y muro del acuífero hay materiales impermeables. El agua en estos
acuíferos rellena todos los poros de la formación geológica. A efectos
prácticos para su identificación en campo, cuando se perfora un pozo, el nivel
del agua asciende por encima del techo del acuífero. Es decir, el nivel
piezométrico se encuentra siempre por encima del techo de la formación
geológica que almacena el agua (figura 3.2).
Figura 3.2. Esquema de un acuífero confinado.
Acuífero semiconfinado
En este tipo de acuíferos el agua se encuentra a una presión superior a la
atmosférica y el nivel piezométrico también se sitúa por encima del techo del
acuífero. A diferencia de los acuíferos cautivos, tienen conexión con el
exterior en algún punto, bien a través de un acuitardo o por contacto directo
en alguna zona puntual (figura 3.3a).
Con frecuencia al analizar la estructura geológica de una región cuando se
quiere realizar un estudio hidrogeológico, se encuentra alternancia de estratos
con diferentes permeabilidades, que suelen dar lugar a acuíferos
superpuestos. Generalmente en la superficie se encuentran acuíferos libres, y
en niveles más profundos acuíferos confinados y/o semiconfinados (figura
3.3b).
34
Aprendiendo hidrogeología
Figura 3.3. a) Esquema de un acuífero semiconfinado. En la zona de la derecha, el
acuífero está en contacto directo con la superficie, y se comportará como libre. Se
denomina zona surgente a aquella en la que el nivel piezométrico se sitúa por encima
de la superficie topográfica. En los pozos que se perforen en la zona surgente el agua
llegará a la superficie o cerca de ella sin necesidad de bombearla. b) Esquema de
una zona con superposición de acuíferos. A. Acuífero libre drenado por un manantial,
B. Acuífero confinado con pozos no surgentes y C. Acuífero confinado con una
extensa zona surgente.
Acuitardo
Este término se refiere a las formaciones geológicas que, conteniendo
apreciables cantidades de agua, la transmiten tan lentamente que hace que
no sean aptas para el emplazamiento de captaciones de agua debido al
escaso aprovechamiento que puedan tener por parte del hombre. Las arcillas
limosas o arenosas pueden servir como ejemplo de acuitardo (figura 3.4).
Acuicludo
Se define como aquella formación geológica que conteniendo agua en su
interior, incluso hasta la saturación, no la transmite y por lo tanto no es
aprovechable. Un ejemplo de acuicludo son algunas arcillas.
35
Aprendiendo hidrogeología
Figura 3.4. Esquemas comparativos entre un acuífero y un acuitardo. En un acuífero,
a las pocas horas de perforar un pozo el nivel freático en su interior coincide con el
del acuífero. En un acuitardo, a pesar de que los materiales puedan estar
completamente saturados, el volumen de agua que puede extraerse del pozo es muy
escaso debido a la baja permeabilidad de la formación geológica.
Acuífugo
Se refiere a las formaciones geológicas que ni contienen agua ni la pueden
transmitir. El granito inalterado sería un ejemplo de acuífugo.
Figura 3.5. Acuicludo y acuífugo. En el acuicludo los materiales pueden contener
agua pero no transmitirla, de modo que si se perfora un pozo apenas tendrá agua
(por ejemplo las arcillas). En un acuífugo los materiales no pueden almacenar
agua y los pozos estarán siempre secos (por ejemplo el granito inalterado).
36
Aprendiendo hidrogeología
3.2. Parámetros hidrogeológicos
Los parámetros hidrogeológicos permiten conocer y cuantificar el
movimiento del agua en el interior del acuífero, de acuerdo con la ecuación
general del flujo de las aguas subterráneas. Seguidamente se definen los
más importantes, que son: porosidad, permeabilidad, transmisividad,
coeficiente de almacenamiento, así como el concepto de caudal específico.
Porosidad
La porosidad de una roca, o porosidad total, viene expresada por la
relación entre el volumen de intersticios en una muestra dada de un medio
poroso y el volumen bruto del medio poroso incluidos los huecos. Se
representa por la letra “m” y suele expresarse en tanto por ciento.
m = Vh / Vr
(Ec.4)
Donde:
Vh = es el volumen de huecos.
Vr = es el volumen de roca.
Entre otros factores, la porosidad de una roca depende de parámetros
texturales tales como: el tamaño de partícula, la selección, la forma, el
empaquetamiento y la madurez textural y composicional.
En estudios hidrogeológicos, para conocer cómo se mueve el agua a
través de acuífero, tiene más interés la “porosidad eficaz”, que puede
definirse como la relación entre el volumen de agua que puede ser
drenado por gravedad de un medio poroso inicialmente saturado, y el
volumen total del medio poroso. Se representa por “me” y se suele
expresar en tanto por ciento.
me = Vhc / Vr (Ec.5)
Donde:
Vhc = es el volumen de huecos conectados entre sí.
Vr = es el volumen de roca.
37
Aprendiendo hidrogeología
Figura 3.6. A) La porosidad total incluye todos los poros de la porción de roca
considerada, independientemente de que contengan o no agua, y de que estén
conectados entre ellos. B) Para determinar la porosidad eficaz, únicamente se
consideran los poros interconectados que permiten el movimiento del agua. En la
figura viene representado por los poros sombreados, que todos ellos estarían
conectados entre sí.
Permeabilidad
La permeabilidad se define como el flujo unitario de agua que atraviesa
una sección unitaria de acuífero, bajo la influencia de un gradiente
hidráulico unitario, a temperatura de campo, y se expresa como:
K = c * d2 *γ / µ
(Ec.6)
Donde:
c = constante adimensional.
d2 = factor que depende de la superficie intergranular.
γ = peso específico del líquido.
µ = viscosidad del líquido.
en esta expresión, al término cd2 = k, que es la permeabilidad intrínseca o
específica, y depende exclusivamente de las características del terreno. La
permeabilidad (K) se suele expresar en m/día.
No se puede establecer una relación directa entre permeabilidad y
porosidad, ya que por ejemplo un terreno muy poroso puede tener una
permeabilidad baja si sus poros son pequeños y están mal conectados, o
bien tener una alta permeabilidad si los poros son grandes y están bien
interconectados. La permeabilidad está relacionada con la porosidad
eficaz.
38
Aprendiendo hidrogeología
Tabla 3.1. Valores de la permeabilidad (según autores).
K (m/día)
Calificación estimativa
K < 10-2
10-2 < K < 1
Muy baja
Baja
1 < K < 10
Media
10 < K < 100
Alta
K > 100
Muy alta
Transmisividad
Es el volumen de agua que atraviesa una banda de acuífero de ancho
unitario en la unidad de tiempo y bajo la carga de un metro. Es un
parámetro representativo de la capacidad que tiene el acuífero para ceder
agua. Se suele medir en m2/día, siendo menos habitual en m2/hora o en
m2/segundo.
Tabla 3.2. Valores de la transmisividad (según autores).
T (m2/día)
Calificación estimativa
T < 10
10 < T < 100
Muy baja
Baja
100 < T < 500
Media a alta
500 < T < 1.000
Alta
T > 1.000
Muy alta
Este parámetro se obtiene a partir de la realización de ensayos de bombeo
en pozos. Básicamente, el método empleado en estos ensayos consiste en
extraer agua de los pozos, y medir para diferentes intervalos de tiempo, los
caudales bombeados y los descensos del nivel del agua en el pozo de
bombeo y/o en piezómetros de observación situados en su zona de
influencia. Existen varios métodos para realizar ensayos de bombeo que
no serán tratados en este libro.
La permeabilidad y transmisividad se relacionan por la expresión:
T=K*b
Donde:
39
(Ec.7)
Aprendiendo hidrogeología
b = el espesor saturado del acuífero considerado (en metros).
K = permeabilidad (m/día).
Figura 3.7. Esquema explicativo del concepto de la transmisividad calculado a
partir de la permeabilidad y del espesor saturado.
Coeficiente de almacenamiento
En Custodio y Llamas (1983) se define como el volumen de agua que
puede ser liberado por un prisma vertical del acuífero de sección igual a la
unidad y altura igual a la del acuífero saturado, si se produce un descenso
unidad del nivel piezométrico o de la carga hidráulica. Es un parámetro
adimensional.
En el glosario de la UNESCO (1992), el coeficiente de almacenamiento se
define como el volumen de agua liberado o añadido a un acuífero por
unidad de superficie del acuífero y por unidad de variación de carga
hidráulica.
40
Aprendiendo hidrogeología
C
Figura 3.8. (A y B). Coeficiente de almacenamiento en un acuífero libre.
Representa el volumen de agua vaciado al descender el nivel freático la unidad,
sobre un prisma de base unitaria, C) Coeficiente de almacenamiento en un
acuífero confinado. La figura también representa un prisma con un descenso
unitario del nivel piezométrico.
Tabla 3.3. Valores del coeficiente de almacenamiento (según autores).
Tipo de material permeable
Cárstico:
Caliza y dolomías jurásicas
Tipo acuífero
Valor medio de S
Libre
Semiconfinado
Confinado
2 x 10-2
5 x 10-4
5 x 10-5
Cárstico:
Calizas y dolomías cretácicas Libre
Semiconfinado
y terciarias
Confinado
Poroso intergranular:
Gravas y arenas
Libre
Semiconfinado
Confinado
Cársticos y porosos:
Calcarenitas marinas
Libre
terciarias
2 x 10-2 - 6 x 10-2
10-3 - 5 x 10-4
10-4 - 5 x 10-5
5 x 10-2 - 15 x 10-2
10-3
10-4
15 x 10-2 - 18 x 10-2
En acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento coincide con la
porosidad eficaz y se puede representar en tanto por ciento.
41
Aprendiendo hidrogeología
Caudal específico
El caudal específico (Qe) de un pozo se define como el cociente entre el
caudal de agua bombeada, expresada en litros por segundo, y el descenso
del nivel piezométrico producido en el pozo expresado en metros.
Figura 3.9. Representación gráfica
ilustrando el concepto de caudal
específico, expresado como el cociente
entre el caudal bombeado en un pozo,
expresado en l/s, y el descenso medido
en el pozo en metros (diferencia entre
el nivel estático y dinámico).
Este parámetro da una idea del rendimiento de las captaciones y está muy
relacionado con la transmisividad del acuífero, que se puede determinar
con bastante aproximación mediante la expresión.
Qe (l/s/m) = Q (l/s) /d (m)
T (m2/día) = Qe (l/s/m) * 100
42
(Ec.8)
Aprendiendo hidrogeología
Capítulo 4
Acuíferos en diferentes formaciones geológicas
4.1. Acuíferos en medios porosos
En hidrogeología suele hablarse de acuíferos en medios porosos para
referirse a formaciones geológicas no consolidadas, es decir, para
sedimentos que todavía no han alcanzado el proceso de diagénesis. En
general hace referencia a materiales detríticos, tales como gravas, arenas,
limos y arcillas.
Estos acuíferos pueden tener características hidrogeológicas muy
diferentes dependiendo del proceso geológico que los originó, y/o de su
historia post-sedimentaria.
Formaciones características
Sin entrar a comentar el proceso sedimentario que puede dar origen a
estos acuíferos, vamos a diferenciar cuatro tipos que son representativos
de casi todas las posibilidades que podemos encontrar: a) acuíferos en
cuencas sedimentarias, b) acuíferos en depósitos aluviales, c) acuíferos en
coluviones y d) acuíferos en arenas eólicas.
Acuíferos en cuencas sedimentarias
Son el resultado de la actuación de procesos geológicos durante millones
de años. Pueden ocupar superficies de miles de km2 y profundidades de
centenas a miles de metros. Tiene una gran capacidad de almacenamiento
de agua subterránea (ver Ejemplo 1).
Cuando el acuífero tiene grandes dimensiones, suele estar constituido por
materiales de litología variable, con toda la gama de tamaños de partícula,
desde grava hasta arcilla. Estos cambios granulométricos hacen que
dentro del acuífero existan zonas con permeabilidades muy diferentes.
Generalmente, a pesar de la heterogeneidad de estos depósitos, en
conjunto se considera como si de un único acuífero de tratara.
43
Aprendiendo hidrogeología
En España existen gran variedad de acuíferos de este tipo, siendo dos
buenos ejemplos el acuífero detrítico de Madrid y el acuífero detrítico de la
Cuenca del Duero.
Figura 4.1. Perfil esquemático típico de una de cuenca sedimentaria. En las zonas
de borde predominan materiales detríticos (gravas y arenas) que suelen dar lugar
a acuíferos libres. A medida que nos alejamos de la zona de sierra, los materiales
son más finos, limos y arcillas, favoreciendo la formación de acuíferos
semiconfinados. En las zonas más distales se suelen encontrar materiales
evaporíticos formados en ambiente lacustre.
Acuíferos en depósitos aluviales
Forman un tipo de acuífero muy particular y de gran importancia social.
Hace referencia a los acuíferos que se encuentran en la llanura de
inundación de los ríos. Normalmente son acuíferos de poca profundidad,
de diez a treinta metros, con anchuras que raramente superan un centenar
de metros y longitudes muy variables, dependiendo del río con el que
tengan relación (figura 4.2a).
La importancia de estos acuíferos se debe a las siguientes razones:
-
Tienen el nivel freático muy próximo a la superficie del terreno.
Suelen tener una topografía plana, que facilitan el desarrollo de cultivos.
Suelen presentar conexión con el cauce de algún río.
Los pozos se perforan con facilidad, gracias al bajo grado de
consolidación de los sedimentos.
- Su porosidad eficaz es relativamente alta en comparación con otros
acuíferos detríticos.
44
Aprendiendo hidrogeología
Este tipo de acuíferos, tradicionalmente se ha venido utilizando para
abastecimiento de pequeñas poblaciones, y más concretamente para riego
cultivos tipo huerta.
El principal problema que presentan estos acuíferos es su alta
vulnerabilidad frente a la contaminación, que tiene que ver con la estrecha
conexión que hay entre el río y acuífero de los depósitos aluviales. De
hecho, los frecuentes vertidos incontrolados de aguas residuales e
industriales que cada día terminan en los ríos, ha mermado claramente la
calidad química de las aguas superficiales y subterráneas de estos
acuíferos en muchas zonas del mundo.
Acuíferos en coluviones
Se trata de acuíferos que se localizan en depósitos de ladera (figura 4.2b).
Son acuíferos muy locales y con posibilidad de aprovechamiento muy
limitada. Generalmente ocupan zonas de pendiente moderada y espesores
no muy grandes (de unos dos a cinco metros).
Figura 4.2. Perfiles esquemáticos de acuíferos asociados a depósitos aluviales (A)
y a coluviales (B).
Acuíferos en dunas eólicas
Los acuíferos en arenas de zonas dunares son particulares, no por su
litología, sino por las peculiaridades de los ambientes geomorfológicos
donde se localizan (ver Ejemplo 2).
Las acumulaciones arenosas de materiales transportados por el viento
pueden tener composiciones muy diversas, y tamaños generalmente de
arena o limo. El cuarzo suele ser el mineral más frecuente debido a su
gran resistencia a la meteorización y a su abundancia en la Tierra. Las
partículas que forman las dunas suelen estar muy bien clasificadas.
45
Aprendiendo hidrogeología
Las dunas pueden encontrase en ambientes diversos, por ejemplo
formando grandes cordones litorales, dunas individuales, o como gigantes
acumulaciones de arena en los erg de los desiertos. Algunas
características generales del funcionamiento hidrogeológico en sistemas
dunares de clima desértico son:
-
Por lo general, los sistemas dunares forman acuíferos libres con un
flujo subterráneo radial hacia los bordes. La recarga se produce por
infiltración del agua de lluvia y la descarga por manantiales y por
evaporación. Cuanto más superficie y volumen ocupe la acumulación
de arena, mayor será la capacidad de regulación que tenga el acuífero.
-
El agua subterránea del interior de las dunas tiene un papel como
elemento de control geomorfológico, regulando los procesos de
acumulación y/o erosión de arena, en particular cuando el nivel freático
se encuentra cerca de la superficie.
-
La cercanía del nivel freático a la superficie del terreno favorece una
evaporación muy alta, que contribuye a la precipitación de cementos
evaporíticos en la zona freática, o salcretas cerca de la superficie y en
la parte superior de la franja capilar. Con frecuencia, estas superficies
endurecidas actúan como base de deflacción eólica y originan
extensas superficies planares. Estas superficies pueden tener tamaños
muy diferentes, desde ocupar únicamente el espacio interdunar hasta
decenas de km2.
Parámetros hidrogeológicos
Porosidad
Los sedimentos que forman acuíferos en materiales detríticos presentan
una porosidad total muy superior al resto de las formaciones geológicas.
Como norma general, en los materiales detríticos la porosidad aumenta
con el grado de uniformidad, y disminuye con el grado de compactación.
Según diversos autores, la porosidad total de aluviones gruesos y poco
clasificados es del orden del 0,20. Para fangos blandos los valores más
corrientes oscilan entre 0,25 y 0,65. La porosidad eficaz en limos y arcillas
suele ser inferior a 0,1, y en gravas y arenas casi siempre se supera el
0,20.
46
Aprendiendo hidrogeología
Permeabilidad
La permeabilidad de los materiales detríticos puede ser muy variable
según el ambiente geológico de formación y de su historia
postsedimentaria; medio lacustre, fluvial, marino, glaciar, etc.
Según autores, los valores típicos de permeabilidad en rocas no
consolidadas son del siguiente orden: gravas gruesas 1.000 m/día, gravas
medias arenosas 100 m/día, arena media 50 m/día, arena fina 10 m/día,
arena limosa entre 0,1 y 1 m/día y para limos arcillosos entre 0,0001 y 0,1
m/día.
47
Aprendiendo hidrogeología
Ejemplo 1. “El acuífero detrítico de Madrid”
Geología
El acuífero de Madrid está formado por materiales detríticos del Terciario.
Estos materiales rellenan la depresión tectónica del río Tajo, cubren una
superficie de unos 10.000 km2 y tienen una potencia variable entre 200 y
3.000 m. La cuenca está delimitada por tres macizos rocosos, que
constituyen el área madre de los aportes sedimentarios (figura 4.3).
El Sistema Central representa el límite norte y tiene dirección NE-SO. Es
predominantemente granítico en la parte occidental y metamórfico en la
oriental. Los montes de Toledo, con dirección E-O forman el borde
meridional. La Sierra de Altomira formada por materiales mesozoicos y
calcáreos, tiene dirección N-S, y cierra la depresión por su zona oriental.
El relleno de la cuenca sedimentaria se produjo durante el Terciario en
condiciones de ambiente semiárido y ambiente continental, con un modelo
de abanicos aluviales. En este gran acuífero es posible diferenciar dos
grandes tipos de facies; una detrítica grosera próxima a los macizos
montañosos y otra evaporítica en el centro de la cuenca. Entre ambas se
sitúa una facies de transición de naturaleza mixta.
Figura 4.3. Corte geológico simplificado de la depresión del Tajo entre la Sierra de
Guadarrama y los Montes de Toledo (modificado de Pedraza J. 1978).
48
Aprendiendo hidrogeología
Hidrogeología
Los materiales detríticos de Madrid, de norte a sur evoluciona desde
formaciones detríticas intermedias a facies distales más finas.
Respecto a su funcionamiento hidrogeológico, aunque en conjunto se
considera como única unidad, es posible hacer la siguiente diferenciación;
materiales detríticos cuaternarios, detríticos terciarios y paleógenos, y
calizas mesozoicas. El borde norte está representado hidrogeológicamente
por el conjunto ígneo – metamórfico, que debe tratarse aisladamente de la
unidad detrítica. A continuación se hace una breve descripción de cada
uno de los materiales antes citados.
Detrítico Cuaternario. Estos depósitos se localizan en las llanuras de
inundación de los ríos y arroyos más importantes, en terrazas medias y
bajas, algunos coluviales y en conos de deyección. Se consideran
acuíferos libres, con potencias que pueden oscilar entre 2 y 20 m.
Su recarga se produce por infiltración directa del agua de lluvia, y la
descarga a través de los ríos y por infiltración al acuífero terciario
infrayacente. Suelen tener conexión hidráulica con los cauces superficiales
de los ríos.
La porosidad media de estos materiales es de 0,1 a 0,2, y la transmisividad
de 200 a 1.000 m2/día. El volumen de agua que se explota con estos
pozos es escasa.
Detrítico Terciario y Paleógeno. Los materiales de la facies detrítica del
Terciario y Paleógeno funcionan como un único acuífero; complejo,
multicapa, anisótropo y heterogéneo, con una potencia media que puede
estimarse en unos 1.500 m (ITGE, 1989). Está formado por una alternancia
discontinua de niveles permeables constituidos por gravas y arenas,
intercalados entre otros de menor permeabilidad compuestos por arcillas,
limos y arenas arcillosas. La heterogeneidad y granulometría está
relacionada con la distancia al área madre de los materiales, pudiéndose
establecer tres subfacies: proximal, media y distal. La más interesante
como acuífero es la facies media, que tiene la mayor permeabilidad y
granoclasificación.
El ITGE realizó un modelo de flujo subterráneo tridimensional para conocer
mejor el funcionamiento del acuífero. En la simulación supuso tres capas,
49
Aprendiendo hidrogeología
cada una de ellas de 200 m de potencia. Los resultados obtenidos, ponían
de manifiesto un flujo de características similares para las dos primeras
capas, con una piezometría que guardaba cierta similitud con la topografía
del terreno. El esquema regional de flujo para estas primeras capas
establece una recarga por infiltración del agua de lluvia desde las zonas de
interfluvio, y una descarga por las zonas deprimidas y cauces fluviales,
como por ejemplo a través del Guadarrama.
La capa del modelo del ITGE más profunda, muestra un flujo que no
guarda relación con las capas anteriores, con direcciones preferentes en
sentido NE-SO, hacia el Alberche y el Tajo.
Las cotas más elevadas del nivel de agua subterránea, para las dos
primeras capas, se sitúa en torno a los 650 m en la zona norte, y a unos
550 m en el límite de la provincia de Toledo.
En relación con los volúmenes de agua que circula por el acuífero, los
resultados del modelo del ITGE indicaban que por la primera capa
circulaba el 72 % del total del acuífero, por la segunda el 20% y por la
tercera sólo el 8 %. En cuanto a los parámetros hidrogeológicos, la
transmisividad suele tener valores comprendidos entre 5 y 50 m2/día,
pudiendo superar en algún caso los 200 m2/día.
La calidad química de las aguas subterráneas de los depósitos terciarios
varía tanto en superficie como en profundidad, y suele ser apta para
diferentes usos. La conductividad eléctrica del agua tiene valores
comprendidos entre 200 y 500 µmhos/cm. La salinidad aumenta hacia el
sur y oeste como consecuencia del cambio hacia facies más distales. Por
su contenido iónico, se clasifican como bicarbonatadas cálcicas o sódicas.
Los materiales paleógenos, tienen aguas de peor calidad que las
anteriores más profundas, predominando (75%) las cloruradas alcalinas y
calcoalcalinas, siendo el resto bicarbonatadas cálcicas y cloruradas
bicarbonatadas calcoalcalinas.
Materiales Mesozoicos. Estos materiales abarcan unos 125 km2 de
extensión en la Comunidad de Madrid, funcionando como un acuífero libre
en la zona de afloramiento, que pasa a semiconfinado hacia el interior de
la cuenca al quedar cubierto por depósitos terciarios. Está formado por
calizas y dolomías del Mesozoico. Su potencia media es de unos 130 m.
50
Aprendiendo hidrogeología
La recarga al sistema procede de la infiltración directa del agua de lluvia, y
de las fracturas conectadas con el macizo granítico – metamórfico. La
descarga se produce por los ríos y arroyos que la atraviesa, y por conexión
con el detrítico terciario suprayacente.
Complejo ígneo y metamórfico. Los materiales de la cuenca alta
corresponde a formaciones fisuradas del complejo ígneo –metamórfico de
la Sierra de Guadarrama. Estos materiales pueden considerarse como
impermeables, aunque pueden albergar agua en fracturas abiertas o en
zonas de alteración más superficiales. Los principales acuíferos, de
carácter muy local, son libres y se encuentran asociados a depósitos
aluviales.
La calidad química de las aguas de estos materiales es excelente para
cualquier uso, presentando valores de total de sólidos disueltos inferiores a
250 ppm. Las aguas se clasifican como bicarbonatas cálcicas o calco
magnésicas. Debido al carácter superficial de estos acuíferos, son muy
susceptibles de contaminación por infiltración de vertidos desde superficie.
Vulnerabilidad a la contaminación
La vulnerabilidad a la contaminación de las aguas subterráneas depende
de factores intrínsecos a las características del acuífero (p.ej.
permeabilidad) como de factores externos (por ejemplo la proximidad de
un foco contaminante).
Teniendo en cuenta las características intrínsecas de los acuíferos
comentados, en orden decreciente de riesgo a la contaminación tenemos:
a) acuíferos cuaternarios poco profundos, b) niveles acuíferos someros del
detrítico de Madrid, c) niveles acuíferos profundos del detrítico de Madrid y
d) complejo ígneo- metamórfico sin alterar.
La contaminación de los depósitos cuaternarios se favorece por la escasa
profundidad a la que se encuentra el nivel del agua, del orden de 5 a 10 m,
y por tratarse de materiales poco consolidados con una permeabilidad
elevada. Los problemas más importantes surgen en los depósitos
aluviales, habitualmente conectados hidráulicamente con el río, de modo
que si éste transporta un contaminante puede llegar con facilidad al
acuífero.
51
Aprendiendo hidrogeología
Menos vulnerables son los materiales detríticos del Terciario de Madrid,
que están protegidos por la elevada profundidad a la que se encuentra su
límite superior de la zona saturada, y por los cambios laterales de facies
que se producen en profundidad, donde abundan niveles semipermeables
con mayor contenido en arcilla. La contaminación será tanto más
importante cuanto más arenosas sean las facies.
Por último, los materiales del complejo ígneo – metamórfico no alterados y
poco fracturados, son las zonas menos vulnerables a la contaminación
debido a que son prácticamente impermeables.
52
Aprendiendo hidrogeología
Ejemplo 2. “Las dunas de Erg Chebbi”
Geología
Erg Chebbi se localiza en borde noroeste del Sahara de Marruecos en la
provincia de Errachidia. Presenta un clima desértico con matices
continentales, donde las temperaturas alteran estacionalmente con
grandes diferencias y medias anuales en torno a los 20 oC. La precipitación
media anual es de 68 mm, aunque ocasionalmente se producen tormentas
puntuales de hasta 200 mm en pocas horas, que provocan avenidas
relámpago.
Desde el punto de vista fisiográfico y geológico, en este desierto se pueden
diferenciar dos zonas muy definidas; una zona pedregosa, denominada
“hamada”, y el complejo dunar o “erg”.
El desierto pedregoso tiene una topografía bastante horizontal, con un
substrato geológico rocoso formado por materiales muy antiguos
(Carbonífero y Devónico). Los materiales más frecuentes son esquistos
argilíticos y areniscas. Estos materiales representan el substrato geológico
el Erg.
El complejo dunar Erg Chebbi constituye un sistema único caracterizado
por una franja arenosa de unos 20 km de longitud en la dirección norte sur
y unos 10 km en dirección este oeste, en su parte más ancha. La
superficie total del complejo dunar viene a ser de unos 150 km2. Todo el
sistema descansa sobre una superficie de topografía bastante plana, que
presenta cierta pendiente hacia el sursuroeste. La pendiente de la
plataforma entre el extremo norte y sur del erg es del orden del cinco por
mil.
Está formado por dunas multidireccionales de más de 200 metros de
altura. Las cotas topográficas del complejo dunar oscilano entre unos 700
metros en las zonas de borde, hasta los 900 metros en las dunas más
altas del interior.
Hidrogeología
Las captaciones de agua existentes en la zona pueden incluirse en alguna
de las dos categorías; pozos excavados o khettaras.
53
Aprendiendo hidrogeología
En términos generales los pozos tienen las siguientes características: a)
profundidades que oscilan entre 1 y unos 10 metros, y b) diámetros de
excavación entre 0,5 y unos 2 metros.
La khettara es un sistema tradicional y ancestral para la captación y
conducción de las aguas subterráneas. Consiste en una galería
subterránea que al cortar el nivel freático permite que el agua salga por
gravedad. La galería está conectada con la superficie del terreno por unos
“pozos” o conductos verticales cada pocos metros.
Las longitudes de una khettara puede variar desde centenas de metros a
varios kilómetros, según sea el gradiente hidráulico, la posición del nivel
freático y la cota alumbramiento. La distancia entre los conductos o “pozos”
verticales, varía de unos 10 y 25 metros. Su distancia depende de la
estabilidad del terreno, que debería permitir su construcción por métodos
manuales, aunque actualmente se emplea maquinaria para su
construcción. Finalizada la obra, esos conductos permanecen abiertos y
pueden ser utilizados como puntos de captación de agua. Los caudales
que se obtienen dependen mucho de la permeabilidad del terreno,
oscilando entre 2 y 20 l/s. Las khettaras más importantes de la zona son
las que abastecen las poblaciones de Hassilabied y Merzouga.
La khettara de Merzouga abastecía de agua potable al 90% de la
población hasta hace pocos años. En descenso del nivel freático de la
última década ha ocasionado una pérdida importante de su caudal
favoreciendo el avance de las dunas sobre zonas no regadas.
La khettara de Hassilabied abastece el oasis de la localidad del mismo
nombre. Consiste en un ramal principal de dirección sur – norte, que se
extiende paralelo al borde entre el sistema dunar y la hamada. La longitud
aproximada de este ramal viene a ser de algo más de dos kilómetros
(figura 4.4b). Desde el ramal principal y perpendicularmente a él, parten
otros tres brazos hacia el interior de las dunas, penetrando cada uno de
ellos más de 500 m. A su vez, dos de ellos se ramifican de nuevo. En
fotografía de satélite se observan restos de otros brazos que han sido
tapados por el avance de las dunas. El caudal aforado en enero de 2008 a
la salida de la galería principal y a la entrada del oasis era de 6,8 l/s.
Según las características geológicas observadas, el ramal principal
discurre principalmente por materiales arcillosos y limosos, y cumple una
54
Aprendiendo hidrogeología
función de canalización de agua más que de drenaje del acuífero. La
extracción de agua subterránea se realiza desde los tres brazos que
penetran en las dunas.
Figura 4.4. A) Morfología y localización del Erg Chebbi, B) Zona de estudio con
indicación de los elementos siguientes: zonas de erg, wadis y hamada, curvas de
nivel con equidistancia de 20 metros, localización de los pozos del inventario de
puntos de agua, red de drenaje superficial, ubicación de khettaras, y oasis.
El su conjunto, el complejo dunar de Erg Chebbi constituye un acuífero
libre que ocupa una superficie de unos 150 km2. El nivel freático medido en
la mayoría de los pozos distribuidos a lo largo de todo el perímetro del
sistema de dunas, se sitúa muy próximo a la superficie del terreno (entre
0,5 y unos 3 metros).
El modelo conceptual de flujo responde al esquema clásico en este tipo de
acuíferos. Las entradas al sistema se producen por infiltración directa del
agua de lluvia, y salidas por: manantiales, extracciones desde pozos y
khettaras, por evaporación directa, y por infiltración a favor de fracturas en
el basamento rocoso que actúa como límite del acuífero.
En régimen natural, el flujo subterráneo en las arenas es radial desde las
zonas interiores más elevadas, hacia las zonas de borde.
55
Aprendiendo hidrogeología
El funcionamiento hidrogeológico de la zona borde del entorno de
Hassilabied, se explica en el perfil de la figura 4.5, que representa una
sección perpendicular al acuífero en la zona limítrofe entre el erg y
hamada.
El descenso continuado del nivel freático en la zona, está llevando a que
de año en año se construyan más metros de galerías para drenar el
acuífero. De continuar aumentando la demanda de agua, se llegará a una
situación en la que el extremo de la khettara, se sitúe tan próximo a la cota
del nivel freático, incluso por encima, que se produzca periodos de
escasez de agua.
Figura 4.5. Perfil hidrogeológico en la zona de borde del entorno de Hassilabied.
(1) Posición del nivel freático en régimen natural, sin intervención antrópica, y (2)
posición del nivel freático medido por el autor en el año 2008.
Los principales materiales que encontramos en el perfil de la figura 4.5 son
los siguientes:
- Arenas eólicas del erg. Constituyen el acuífero principal. Tienen una alta
porosidad y permeabilidad. Las arenas tienen valores de permeabilidad
(K1) comprendidos entre 10 y 80 m/día, y una porosidad total media del
25 %.
- Materiales arcillosos, limosos y niveles de arenas y gravas, de origen
fluvial en la zona de wadis. Son depósitos de un antiguo wadis de
mayor anchura que el que encontramos actualmente en la zona de
borde, cuya superficie topográfica tendría una cota superior a la actual.
Estos materiales (K2) tienen una permeabilidad muy dispar que oscila
56
Aprendiendo hidrogeología
entre unos 3 x 10-2 y 6 x10-3 m/día, en cualquier caso bastante inferior a
la de las arenas del erg. En particular, el oasis se sitúa sobre arcillas,
con una potencia mínima observada de 1,5 metros.
- Substrato rocoso formado por esquistos y areniscas.
- Limos, arcillas y arenas eólicas, cubiertos por cantos de pavimento
desértico de color oscuro en la hamada.
57
Aprendiendo hidrogeología
4.2. Acuíferos en medios cársticos
Introducción
Las formaciones cársticas están formadas por rocas sedimentarias
consolidadas, cuyos poros o fisuras han sido ensanchadas por la acción
disolvente de las aguas subterráneas, hasta formar grandes conductos o
cuevas.
El proceso de carstificación representa la disolución de una roca fisurada
debida a la circulación de agua. Esta característica va a inferir unas
propiedades particulares a los acuíferos cársticos como son, por ejemplo,
el hecho de que su transmisividad además de ser direccional, evolucione
en el tiempo debido al mecanismo de disolución.
La carstificación es el resultado de la acción de numerosos factores, que
actúan simultáneamente y de manera interrelacionada. Entre los más
importantes cabe destacar los siguientes:
-
Factores geológicos, que desde un punto de vista litológico, van a
influir en la solubilidad de las rocas, o por la tectónica, que condicionará
la existencia de conductos preferentes de disolución.
-
Factores climáticos, que van a determinar las características termopluviométricas reinantes.
-
Hidrodinámicos, que según el tipo de flujo condicionarán la disolución
de las rocas.
-
Los físico-químicos, que determinan el proceso de disolución como tal.
En función de los diferentes parámetros termodinámicos que
intervengan se darán distintos equilibrios químicos, cambios de fase,
etc.
-
Bioquímicos, ya que dependiendo de la acción de diversos
microorganismos en relación con el medio se producirán nuevas
reacciones químicas.
Proceso de disolución de las calizas
Como punto de partida para explicar el proceso de disolución de las calizas
hay que considerar la importancia del contenido en CO2 del agua. En el
agua de lluvia este contenido es relativamente pequeño y sólo es suficiente
para disolver unas 60 ppm de CO3Ca, si no aumenta la cantidad de CO2
58
Aprendiendo hidrogeología
disuelto en el agua. El contenido de CO2 de las aguas subterráneas,
después de que atraviesan un suelo vegetal, es muy superior al del agua
de lluvia, y muchas veces es suficiente para disolver hasta 300 a 400 ppm
de CO3Ca.
La disolución del CO3Ca es un ataque químico en presencia de iones
ácidos. Este ataque se produce por la reacción del anhídrido carbónico
puesto en solución, por la acción de distintos ácidos orgánicos procedentes
de la descomposición bacteriana de la materia vegetal y, por la presencia
de otros ácidos inorgánicos consecuencia de la oxidación de sulfatos, etc.
En este sistema intervienen tres fases: una fase gaseosa que corresponde
a la atmósfera y que contiene cierta proporción de CO2, otra fase líquida
que corresponde a la solución iónica del agua, y una fase sólida que
depende de la composición de los carbonatos.
El proceso químico de la carstificación, de forma simplificada, puede
explicarse con las siguientes expresiones:
CO2 + H2O ↔ H2CO3
CaCO3 + H2CO3 → Ca2+ + 2HCO3
El agua que se infiltra disuelve CO2 de la atmósfera y del suelo
produciendo ácido carbónico, que provee de iones H+. Los ácidos
orgánicos del suelo contribuyen a aumentar la agresividad del agua. Al
producirse la infiltración a favor de fisuras, esta agua agresiva ataca su
superficie ensanchándolas. Este proceso reduce paulatinamente la
agresividad del agua en su descenso gravitatorio.
Cuando el agua descendente con CO2 en sobresaturación alcanza el techo
de alguna cavidad y entra en contacto con el aire, se libera parte del
anhídrido carbónico, precipitándose CO3Ca, dando origen a la formación
de estalactitas, estalagmitas y toda la familia de concreciones existentes.
Cuando el agua descendente alcanza la franja de saturación, el agua
subterránea por lo general ya ha perdido la mayoría de su agresividad,
aunque puede tener alguna acidez residual.
59
Aprendiendo hidrogeología
Formaciones características
Las rocas cársticas, debido a su solubilidad relativamente alta en el agua,
dan lugar a morfologías muy particulares. A escala global, puede hablarse
de dos grandes grupos de formaciones cársticas:
Rocas carbonatadas
Están representadas principalmente por calizas y dolomías. Por su
abundancia en la naturaleza y buena calidad química del agua que puede
albergar, constituyen el grupo más importante de acuíferos cársticos (ver
Ejemplo 3).
Rocas evaporíticas
Hace referencia a rocas como el yeso o la sal común. Tienen poca
importancia desde un punto de vista de su aprovechamiento, debido a la
elevada salinidad del agua que la hace poco apta para la mayoría de los
usos.
El movimiento del agua subterránea en acuíferos cársticos puede tener un
comportamiento muy variable según el grado de carstificación de la
formación. Así pues, es posible encontrar acuíferos que tienen un
comportamiento muy similar a los acuíferos en medios porosos, en los que
la Ley de Darcy es completamente aplicable, y otros en los que el agua
circula a favor de una red de conductos subterráneos, asimilable a un
medio fisurado. Entre estas dos situaciones extremas, es posible encontrar
toda la gama intermedia de posibilidades (Figura 4.6).
Para explicar el movimiento del agua subterránea en los acuíferos
cársticos, vamos a basarnos en el grupo de rocas carbonatadas. En estas
rocas puede aceptarse que:
- Hay medios que presentan una saturación general y se comportan,
desde un punto de vista hidráulico, como medios continuos similares a
medios porosos. Son medios que presentan una red de fracturas y
conductos cársticos muy densa, que hace posible la saturación del
medio, permitiendo el almacenamiento del agua y su circulación.
-
Hay formaciones con unas estructuras más compleja, donde se
combinan fracturas con diferente grado de disolución, cavidades más o
60
Aprendiendo hidrogeología
menos aisladas, huecos a favor de planos de estratificación,
microfisuras, etc. En este medio es muy difícil definir un nivel de
saturación general, ya que todos estos conductos cumplen
principalmente una función de drenaje. En esta situación no siempre es
apropiado tratar el flujo como en los medios porosos.
- En algunos medios no hay continuidad hidráulica y el almacenamiento
es casi nulo. El agua se comportan como si de una red hidrográfica
subterránea se tratara.
Figura 4.6. a) Esquema de un acuífero carbonatado muy fracturado y carstificado,
en el que es de aplicación la Ley de Darcy. b) Esquema de un acuífero
carbonatado con una carstificación irregular y desigual.
Parámetros hidrogeológicos
Permeabilidad y porosidad
La permeabilidad de las calizas suele ser fuertemente anisótropa debido a
la circulación preferente del agua por los conductos de disolución,
comportándose con frecuencia como un régimen turbulento. No obstante
cuando la velocidad de circulación del agua es inferior a 1 cm/s y los
conductos no están bien desarrollados, puede producirse un régimen
laminar, con lo cual la relación entre gradiente hidráulico y la velocidad es
lineal, como en la Ley de Darcy. Esto tiene gran interés a la hora de
interpretar los ensayos de bombeo, siendo válida dicha ley.
Según autores, la permeabilidad primaria en calizas mesozoicas y
paleozoicas nunca llega a 1 m/día, aunque casi siempre son superiores a 1
61
Aprendiendo hidrogeología
mm/día. En cierto tipo de calizas jóvenes; arrecifales, tobas lacustres, etc.,
la permeabilidad puede alcanzar valores incluso de 1.000 m/día.
Transmisividad
Este parámetro puede tener valores muy diferentes en zonas muy
próximas. Como valores orientativos, las formaciones calcáreas del
Mioceno Superior ofrecen valores de transmisividad entre 50 y 20.000
m2/día, y de entre 0 y 500 m2/día para los niveles detríticos del Plioceno y
Cuaternario.
Coeficiente de almacenamiento
En acuíferos libres este parámetro coincide con la porosidad eficaz. Según
diversos autores, en calizas y dolomías mesozoicas puede variar entre
unos 2 x10-2 y 6 x 10-2.
62
Aprendiendo hidrogeología
Ejemplo 3. “Las Tablas de Daimiel”
Geología
Las Tablas de Daimiel se localizan en el borde suroccidental del antes
denominado acuífero de la "Mancha Occidental", que es parte fundamental
de la cuenca alta del Guadiana, en la llanura manchega. Este acuífero tiene
una forma casi rectangular con un eje máximo en la dirección O-E de unos
130 km y un eje mínimo N-S, de unos 50 km. La zona se caracteriza por
tener un relieve muy suave, con cotas que oscilan entre 600 m en el borde
SO y unos 750 m en los afloramientos paleozoicos próximos a Villarrobledo.
Desde el punto de vista geológico, corresponde a una depresión
morfoestructural situada entre las unidades de los Montes de Toledo al norte,
Campos de Calatrava al oeste y Sierra Morena Oriental al sur. El zócalo y los
bordes de esta depresión lo constituyen materiales paleozoicos y
mesozoicos, quedando la zona occidental representada por pizarras,
cuarcitas, areniscas y yesos, y por calizas, dolomitas, margas y arenas, la
zona central y oriental de dicha depresión. El relleno se hace con materiales
continentales del Mioceno y Plioceno.
Hidrogeología
En este gran acuífero se pueden distinguir dos unidades hidrogeológicas
separadas por un nivel detrítico intermedio:
La unidad hidrogeológica superior se extiende por casi toda la superficie
de la llanura manchega. Está formada por calizas y calizas margosas del
Mioceno Superior, por materiales detríticos del Plioceno y Cuaternario,
además de materiales volcánicos relacionados con ellas. En general forman
un conjunto muy heterogéneo con un espesor medio de 35 m y potencias
máximas de hasta 200 m en el centro de la cuenca, que se acuñan hacia el
borde sur. En términos generales se trata de un acuífero libre con una
dirección de flujo subterráneo E-O. Las formaciones calcáreas del Mioceno
superior tienen una transmisividad que varía entre 50 y 20.000 m2/día, con
un coeficiente de almacenamiento medio de un 1,5%.
El nivel intermedio detrítico está representado por un tramo superior
arcilloso - arenoso con yesos, que se extiende por debajo de la unidad
63
Aprendiendo hidrogeología
hidrogeológica superior en casi todo el sistema, y por otro tramo inferior de
conglomerados. En conjunto funciona como un acuitardo con pequeños
niveles detríticos que actúan como acuíferos.
La unidad hidrogeológica inferior aparece en el sector oriental de la
Llanura Manchega y tiene una extensión estimada de unos 3.500 km2. Está
compuesta por formaciones calcáreas y dolomíticas del Jurásico y Cretácico,
que son continuación geológica del Campo de Montiel y de la Sierra de
Altomira, con los que al parecer tiene conexión hidráulica. La potencia total
oscila entre unos 100 y 200 m. Se trata de un acuífero de carácter confinado
o semiconfinado por la unidad detrítica del Mioceno Inferior. Esta unidad no
está representada en la zona de Las Tablas de Daimiel.
Figura 4.7. Corte hidrogeológico esquemático de la llanura manchega entre
Villarrobledo y Las Tablas de Daimiel (García Rodríguez, 1996).
Las Tablas de Daimiel
Las Tablas de Daimiel se localizan en el borde suroeste del acuífero de La
Llanura Manchega, sobre materiales del Mioceno y Plioceno en una zona con
abundantes cambios laterales de facies, que condicionan su funcionamiento
hidrogeológico. La diferencia de permeabilidades del substrato en distintas
zonas, junto con la explotación intensiva de aguas subterráneas que se ha
realizado en todo el acuífero de la Llanura Manchega, ha producido cambios
bruscos de las condiciones de flujo subterráneo y la desaparición de los
humedales que eran zonas de descarga de agua subterránea.
64
Aprendiendo hidrogeología
En régimen natural las Tablas de Daimiel y los Ojos del Guadiana
constituían la principal zona de descarga de aguas subterráneas del acuífero,
a modo de un gran manantial.
La morfología de esta zona tiene relación con el carst, existiendo abundantes
dolinas y uvalas. A favor de estructuras cársticas de este tipo y en zonas
donde el nivel piezométrico cortaba la superficie topográfica, se formaron
lagunas (actualmente secas) tales como la de Navaseca, la Nava, el
Escoplillo, la Albuera y los mismos Ojos del Guadiana. Es posible que el
"cauce" del Guadiana entre los "Ojos" y el Parque Nacional Tablas de
Daimiel, corresponda esencialmente al principal conjunto de dolinas y/o
uvalas de la zona occidental de la Llanura Manchega.
Figura 4.8. Perfil hidrogeológico de las Tablas de Daimiel. Puede verse que en la
margen izquierda del PNTD el substrato geológico está representado por materiales
impermeables; arcillas y margas, mientras que en la margen derecha predominan
calizas muy carstificadas, que constituyen el principal acuífero (García Rodríguez,
1996).
El borde NO es margoso y arcilloso de baja permeabilidad y el borde SE
está representado por calizas con una alta carstificación. La interpretación
del flujo subterráneo para diferentes fechas indica que, en régimen natural
(aproximadamente en la década de los 70), las Tablas de Daimiel eran una
zona de descarga de aguas subterráneas, que recibía aportes procedentes
tanto de su margen izquierda como derecha. En 1993 las Tablas de
65
Aprendiendo hidrogeología
Daimiel estaban totalmente desconectadas del flujo procedente de la parte
oriental, y también empezaba a ocurrir lo mismo en el borde NO.
Posiblemente esta desconexión se inició a finales de los años 80. La
permanencia de agua, más o menos estacional, en los canales de las
Tablas de Daimiel que se ha venido observando hasta la actualidad se
debe al aporte de aguas realizado por bombeos de pozos desde el mismo
Parque, o por aportes que se vienen realizando desde el Trasvase Tajo –
Segura, y a la prohibición de regadíos en el entorno del Parque.
Debido a la elevada permeabilidad del acuífero, y por tanto a la alta velocidad
de respuesta ante las extracciones para regadío, la medida de niveles
piezométricos en diferentes puntos del acuífero, con una periodicidad alta,
constituye una herramienta perfecta de control sobre las extracciones
realizadas. Es decir, el acuífero es muy sensible para ofrecer información,
tanto para detectar las extracciones como las aportaciones, y puede
establecerse una buena correlación entre evolución piezométrica,
precipitaciones e inicio del periodo de regadíos, en particular basado en la
cosecha de cereales.
66
Aprendiendo hidrogeología
4.3. Acuíferos en medios fisurados
Al hablar de acuíferos en medios fisurados se hace referencia a la
circulación del agua a través de fracturas de rocas consolidadas,
habitualmente llamadas “rocas duras” o “hard rocks”.
Se entiende por rocas duras a los materiales de naturaleza plutónica o
metamórfica de baja porosidad primaria y permeabilidad, excluyendo a las
rocas volcánicas y carbonatadas. Esta definición admite excepciones, si
por ejemplo alguna de las rocas anteriores está suficientemente
carstificada, comportándose el medio como cárstico y no como fisurado.
La importancia de estudiar este tipo de acuíferos de baja permeabilidad, se
debe especialmente a dos razones:
- La abundancia de afloramientos de rocas plutónicas y metamórficas
existentes en la Tierra.
- El interés que han despertado estos materiales desde un punto de vista
de investigación a escala mundial, debido a su posible utilidad como
roca almacén para el enterramiento de residuos radiactivos.
Para tratar la hidrogeología de este tipo de materiales vamos a basarnos
directamente en la explicación del Ejemplo 4, “La Sierra de Guadarrama en
Torrelodones”, que versa sobre la hidrogeología del macizo cristalino de
una parte de la sierra de Guadarrama, extrapolable a las características de
medios fisurados de otras zonas. En el ejemplo se explican los tipos de
acuíferos que pueden encontrarse en rocas duras, los parámetros
hidrogeológicos más característicos, el comportamiento del flujo
subterráneo, y las captaciones empleadas para aprovechamiento del agua
en estos materiales.
67
Aprendiendo hidrogeología
Ejemplo 4. “La Sierra de Guadarrama
en Torrelodones”
Geología
El municipio de Torrelodones se ubica dentro del Macizo rocoso que define
el ámbito serrano de la provincia de Madrid en la Sierra de Guadarrama.
La Sierra de Guadarrama está constituida principalmente por rocas
metamórficas e ígneas, pertenecientes a diferentes episodios evolutivos.
En paisaje de la Sierra está muy condicionado por una intensa red de
fracturación que presenta direcciones preferentes pertenecientes a la
evolución de todo el Sistema Central, que tienen su origen en las orogenias
Varisca y la Alpina. La Varisca de mayor intensidad, marca las principales
direcciones estructurales de todo el conjunto rocoso. En esta orogenia tiene
lugar cuatro fases de deformación compresiva, finalizando con otra de tipo
distensivo en la que intruyen los cuerpos graníticos que componen el relieve
inicial de la sierra. Son las fracturas distensivas las que permiten la
circulación y almacenamiento de agua. En el periodo comprendido entre
ambas se produce una intensa fracturación que reactiva antiguas fallas de las
etapas variscas, y es durante la orogenia Alpina que se configura el relieve
actual de la Sierra.
Más tarde, como consecuencia de los esfuerzos tectónicos de la orogenia
Alpina, se produjeron fallas que dieron lugar al levantamiento de la Sierra en
distintos bloques, y al hundimiento de la cuenca del Tajo. Una de estas fallas
es la conocida como falla de Torrelodones, que atraviesa el término
municipal.
Las principales direcciones de estas fracturas son: a) grandes fracturas de
distensión N-S, son las que facilitan el relleno de los diques que recorren la
Sierra, b) fracturas NW-SE, de gran desarrollo y que dan lugar a grandes
alineaciones morfológicas. La principal de ellas delimita las rocas
plutónicas y metamórficas de los materiales sedimentarios; es decir,
separa la Sierra de la cuenca del Tajo. A esta familia de grandes fracturas
pertenece la conocida falla de Torrelodones y c) fracturas WNW- ESE, de
menor categoría que las anteriores pero también de gran recorrido.
68
Aprendiendo hidrogeología
La presencia o ausencia de estas fracturas y su conexión en superficie es
uno de los condicionantes, como ya veremos, de la posibilidad de encontrar
agua en las rocas endógenas. En la zona están representados los siguientes
materiales:
Las rocas metamórficas que se encuentran en toda la sierra de Madrid se
formaron en distintas condiciones de presión y temperatura. Las de mayores
presiones y temperaturas son tipo gneis, gneis glandular, esquistos y
mármoles. De grado metamórfico más bajo son principalmente las pizarras.
Las rocas ígneas plutónicas que constituyen el substrato rocoso en la
Sierra intruyeron en las últimas etapas de la orogenia Varisca. Casi todas las
variedades de rocas plutónicas que encontramos pueden incluirse en el
grupo de los granitodes. Algunas de ellas son: adamellitas biotíticas,
granitos biotíticos y leucogranitos.
Los materiales de origen plutónico no alterados tienen una porosidad primaria
muy baja o prácticamente nula, circunstancia que dificulta su capacidad
como reservorios de agua.
Ambas litologías, metamórfica y plutónica, están atravesadas por diques
de diferente textura y composición, que representan un doble juego en la
circulación del agua del subsuelo; por un lado actúan como planos de
debilidad por donde puede circular el agua, y por otro pueden funcionar
como barreras impermeables que acoten los acuíferos existentes. Los
principales diques en la zona tienen una dirección N-S, y cómo influyen en
cada zona del acuífero es difícil de conocer.
Como consecuencia de la desnivelación tectónica entre la sierra y la cuenca
terciaria, en el municipio de Torrelodones se encuentran unos materiales de
transición constituidos por bloques y cantos de granitos y gneises. Un
ejemplo de este tipo de formación se localiza en la zona oriental del término
municipal, en la que se han encontrado pequeños manantiales. Se trata de
sedimentos depositados en canales fluviales de 1 a 3 m de anchura,
entrelazados y superpuestos que pueden alcanzar espesores de hasta 30 m.
Los bloques que constituyen estos depósitos superan en ocasiones los 3 m
de diámetro. Están envueltos en una matriz predominantemente arcillosa que
confiere a estos depósitos una baja permeabilidad.
Tan relevante como son las fracturas para la presencia de agua en el
subsuelo, lo es la existencia de un manto de alteración del macizo rocoso.
69
Aprendiendo hidrogeología
Este manto de alteración, también denominado alterita, regolito o lehm,
tapiza de forma discontinua gran parte de las planicies serranas. El origen
de estos materiales se debe a la meteorización física y química de las
rocas, y pueden ser tanto autóctonos como alóctonos.
Estos materiales, formados por la alteración y disgregación de los minerales
que componen las rocas plutónicas, dan origen a una acumulación de
partículas sueltas tipo arena, limo y arcilla, que suelen ser porosas,
permeables y potencialmente susceptibles de almacenar agua. Tan
ventajosas circunstancias se ven disminuidas por los escasos espesores y
poca extensión que suelen tener estos los mantos de alteración.
Recapitulando, en la zona de Torrelodones encontramos tres tipos de
litologías que van a condicionar el funcionamiento hidrogeológico:
- Rocas plutónicas de baja porosidad inicial pero afectadas por alteraciones,
fisuras y fracturas que generan una porosidad secundaria (figura 4.9 a).
- Bloques y cantos con matriz predominantemente arcillosa que constituyen
los materiales de transición entre los dos ámbitos principales de la
provincia (sierra y cuenca).
- Manto de alteración de alta porosidad y dimensiones variables (figura
4.9c).
Hidrogeología
Atendiendo a la litología y a sus características hidrodinámicas, en el
conjunto de la Sierra de Guadarrama podemos encontrar los tres tipos de
acuíferos descritos en Torrelodones (figura 4.9): a) acuíferos poco
permeables por fisuración y fracturación, b) acuíferos en zonas de
alteración generalizada, y c) acuíferos en sedimentos de antiguos canales
fluviales o en depósitos sedimentarios.
70
Aprendiendo hidrogeología
Figura 4.9. Esquemas de los tres tipos de acuíferos identificados en la zona de
Torrelodones. A) medio fracturado, B) zona de alteración, C) ambiente sedimentario.
Los tres acuíferos de la figura, en particular los dos primeros, son muy característicos
en regiones con rocas duras en cualquier zona del mundo.
Acuíferos por fracturación
Aparecen en zonas donde el macizo rocoso está muy diaclasado, en
ambientes tectónicos de cizalla, en zonas con diques, planos de
esquistosidad, etc. Estas discontinuidades permiten la circulación del agua en
el interior de la roca siempre y cuando las fracturas estén interconectadas
entre sí y posean una apertura mínima que permita el paso de un cierto
caudal. La recarga de agua en la roca se efectúa a través de estas fracturas,
por lo que deben aflorar en superficie o localizarse bajo un manto de
alteración que permita la infiltración de los excedentes pluviométricos.
De forma general, las fracturas se van cerrando en profundidad y llegan a no
permitir la circulación de un flujo laminar entre las paredes de las fracturas.
Es por ello que las perforaciones de gran profundidad de tipo “sondeo” no
están asociadas a mayores caudales en función de los metros perforados, al
margen de que se haya ubicado el sondeo en una zona estéril.
Como órdenes de magnitud según diversos autores, la porosidad total en
zonas de fractura a profundidades entre 5 y unos 50 metros, puede oscilar
entre 0,02 y 0,08. La permeabilidad o conductividad hidráulica (expresada en
m/s) puede también ser muy variable, entre 3 y 9·10–4 o bien entre 1 y
100·10-7 dependiendo las zonas.
71
Aprendiendo hidrogeología
Acuíferos en zonas de alteración
Los agentes meteóricos descomponen los minerales que constituyen las
rocas quedando el substrato rocoso cubierto por una capa de material que
puede permanecer “in situ” o ser transportada a otros lugares. En ambos
casos la acumulación de estos materiales forman acuíferos someros por
porosidad intergranular. Es decir, el agua se acumula en los poros que
existen entre los granos.
El espesor de la alterita es muy variable dependiendo de las características
de la roca origen y de los procesos que hayan actuado en la región. En estos
materiales con frecuencia se encuentran espesores variables desde 1,5 a 15
m, generalmente seguidos en profundidad por un tramo de roca muy
deleznable, fácilmente excavable.
En la zona de Torrelodones es frecuente que esta capa o manto de
alteración no tenga mucha continuidad lateral, sino que se trate de pequeñas
cuencas individuales separadas por afloramientos de roca sin alterar. Esta
circunstancia determina que existan numerosos acuíferos locales con escasa
conexión hidraúlica entre ellos, de poco espesor y con rendimientos bajos en
las captaciones existentes.
Los parámetros hidráulicos en las zonas de alteración se encuentran entre
los siguientes órdenes de magnitud: la porosidad total del granito alterado
según autores, puede ser entre 0,34 y 0,57. La permeabilidad en las zonas
de alteración dependerá de la mineralogía de la roca inalterada inicial y de su
estado evolutivo, donde distintos autores han encontrado valores entre
1,62·10-5 m/s y (3,3 a 52) 10-6 m/s.
Acuífero por porosidad en materiales detríticos
Estos acuíferos forman un grupo que debe tratarse independientemente de
los dos anteriores, pues no están directamente relacionados con los
materiales graníticos. Se localizan en la zona de transición entre los granitos
serranos y la cuenca detrítica terciaria de Madrid. Están constituidos por
acumulación de cantos y bloques envueltos por una matriz arcillosa arenosa.
En el término municipal de Torrelodones estos materiales no forman un buen
acuífero debido al predominio de una matriz arcillosa poco permeable. Estos
materiales se extienden geográficamente hacia el sur, mejorando también su
potencialidad como acuífero, alejados ya de la zona de estudio.
72
Aprendiendo hidrogeología
Las captaciones de agua que podemos encontrar en estos ambientes
pueden incluirse en alguno de los siguientes tipos:
Pozos excavados. Son las captaciones más frecuentes en todo el
municipio y generalmente en todas las comarcas con este tipo de litologías
“duras”. Son pozos excavados artesanalmente de poca profundidad (de
unos 3 a 10 m), que aprovechan el agua del espesor de manto alterado, de
ahí que sean poco profundos. Frecuentemente están excavados
atravesando también parte de roca fresca intentando cortar el mayor
número de fracturas con agua, hecho que justifica el gran diámetro que
tienen (de 1 a 4 m).
La recarga en este tipo de captaciones se produce por infiltración directa
del agua de lluvia. Tiene una capacidad de regulación pequeña, es decir,
en las épocas de estiaje a medida que se utilizan, tardan cada vez más
tiempo en recuperarse, hasta que a mediados de verano se suelen secar
del todo.
Pozos con galería. Son pozos excavados con galerías horizontales que
parten generalmente de su base. Un mismo pozo puede tener varias galerías
con una distribución radial. Estas captaciones tienen mayor superficie para
captar agua y mayor capacidad de almacenamiento que los pozos comunes.
Manantiales. Son surgencias de agua que aparecen donde la superficie
topográfica corta el nivel freático (figura 4.9c). En materiales graníticos son
muy frecuentes en zonas de arenización y de coluviones. Suelen
relacionarse con acuíferos libres de poca potencia.
Perforaciones profundas. También llamados “sondeos”, en estas litologías
se hacen por el método de rotopercusión. Esta técnica es intermedia entre la
rotación y la percusión. La realización del pozo es bastante rápida pero tiene
el inconveniente de limitar el diámetro a unos 150 y 180 mm, aunque también
se pueden alcanzar diámetros algo mayores.
La profundidad en este tipo de captaciones en granito no suele pasar de
unos 50 m. Los rendimientos de estos sondeos dependen del número de
fracturas atravesadas y de su porosidad eficaz. En la práctica es muy difícil
prever su rendimiento, siendo muy frecuente encontrar sondeos separados
pocos metros, en los que uno de ellos pueda ser totalmente estéril. Los
caudales que se obtienen de estas captaciones en granitos pueden oscilar
entre 0 y 0,5 l/s.
73
Aprendiendo hidrogeología
En la zona de estudio las aguas subterráneas presentan una mineralización
baja, con valores de conductividad eléctrica que oscilan entre 200 y 600
microsiems/cm. Esto se explica si tenemos en cuenta que el substrato
geológico está formado por materiales graníticos, y que por tratarse de un
acuífero somero el agua no permanece mucho tiempo en contacto con la
roca.
La utilización del agua subterránea en la zona serrana tiene un uso
preferente de riego de parcelas y llenado de piscinas, en épocas estivales.
En muy pocas ocasiones el agua es utilizada para abastecimiento de las
viviendas. La utilización diaria de los pozos para riego de jardines hace que
estos se sequen aproximadamente a mediados del mes de Julio. En la
mayoría de los casos su recuperación es lenta y dejan de poder ser utilizados
diariamente.
Como dijera Casiano de Prado, ya en el siglo pasado, “En la Sierra no son
tantos los pozos porque hay muchas fuentes, torrentes y regueros, y porque
son más difíciles de abrir, y en algunos pueblos no los hay por eso”.
74
Aprendiendo hidrogeología
4.4. Acuíferos en materiales volcánicos
La gran variedad de rocas volcánicas así como su particular disposición,
hace que las características hidrogeológicas de estos materiales sean muy
diversas y de gran complejidad. Las nociones de hidrogeología que se dan
en este apartado, están basadas en observaciones realizadas en diferentes
parajes volcánicos, pero focalizado y ejemplificado en las Islas Canarias, que
tienen unas características generales que son extrapolables a materiales
volcánicos de otras zonas de la Tierra.
Materiales volcánicos según su origen
Las rocas volcánicas comprenden una amplia variedad de tipos. Están
representados principalmente por coladas de lava, diques intrusivos y
materiales piroclásticos que son proyectados a grandes distancias. Es difícil
hacer una clasificación uniforme de estos últimos materiales, que
normalmente requiere trabajos de campo para definir su textura, color y
composición mineralógica.
Coladas volcánicas
Las coladas de lava predominantemente se localizan rellenando valles. Su
extensión superficial puede ser muy amplia, con espesores que por
acumulación de sucesivas coladas pueden tener potencias de hasta miles de
metros. Estas coladas pueden estar independizadas hidrogeológicamente,
bien sea por meteorización de la parte superior de una colada (dando un
suelo arcilloso) que actuaría como límite impermeable, o bien por
intercalación de algún nivel piroclástico tamaño ceniza. Por otra parte dentro
de una misma colada de lava las zonas superior e inferior suelen ser más
porosas que la central, y puede actuar como barrera impermeable entre
ambos niveles. Además, pueden verse afectadas por fracturación y
disyunción columnar.
Materiales piroclásticos
Los piroclastos se distribuyen alrededor del punto de erupción y dependiendo
de la distancia a este, tendrán tamaños que pueden oscilar desde grandes
bloques a cenizas. La granulometría va a depender básicamente del tipo de
lava y de explosión volcánica, influyendo así en el comportamiento
hidrogeológico.
75
Aprendiendo hidrogeología
El valor hidrogeológico de estas formaciones viene dado por la alternancia,
disposición y granulometría que exista entre las coladas de lava, los
depósitos piroclástico y otras formaciones, por ejemplo aluviales, que pueden
quedar fosilizadas entre las anteriores.
Intrusiones de diques
No hay que olvidar la existencia de diques con disposición
predominantemente vertical, que pueden actuar como barreras
compartimentando los acuíferos y confiriendo a la estructura cierta
heterogeneidad. Por otra parte, a veces estos diques se relacionan con
fracturas verticales por las que puede circular el agua.
Parámetros hidrogeológicos
En las rocas volcánicas los parámetros hidrogeológicos son muy difíciles de
cuantificar, pues varían mucho según el origen de los materiales y de su
historia posterior. Las principales causas de la variabilidad que presentan
estas rocas son la velocidad de enfriamiento, y su edad que afecta al grado
de compactación.
Porosidad
Representa el cociente entre el número de huecos que contiene la muestra y
su volumen total. Este valor es muy variable, pudiendo oscilar entre un 0 %
de huecos hasta más de un 50 %. En general las chimeneas o calderas
tienen un enfriamiento lento y la porosidad suele ser inferior al 5 %, mientras
que los mismos materiales en forma de coladas volcánicas pueden tener una
porosidad entre el 10 % y el 50 %. Las coladas modernas tienen mayor
porosidad que las antiguas por estar menos compactadas.
Cuando el enfriamiento se produce con rapidez la desgasificación dura poco
tiempo y origina una textura vesicular de alta porosidad. Este proceso
produce también la formación de grietas de contracción y "puentes de lava"
en contacto con el suelo.
Según diversos autores, los valores de porosidad de estas rocas son:
-
Para materiales piroclásticos la porosidad total es del orden del 30 %,
llegando a 50 % como máximo en cenizas modernas. Las coladas de
barro tienen valores cercanos a 0 %.
76
Aprendiendo hidrogeología
-
En basaltos miocenos (alternancia de coladas y piroclastos) la porosidad
eficaz oscila entre un 2 % y un 10 %.
Permeabilidad
En materiales volcánicos puede decirse algo muy parecido a lo hablado
sobre la porosidad, aunque no siempre una mayor porosidad implica mayor
permeabilidad (p.ej. piedra pómez).
La permeabilidad en regiones volcánicas es en general muy anisótropa.
Suele ser máxima en dirección del movimiento de la lava y mínima en la
vertical. Cuando hay intrusión de diques, es mínima perpendicularmente a
ellos y máxima en la vertical y paralela a los mismos (figura 4.10).
Los valores de permeabilidad según diversos autores son los siguientes:
-
En materiales piroclásticos igual o menor a 0,1 m/día.
En basaltos miocenos entre 0,01 y 0,1 m/día.
Ignimbritas y fenolitas entre 0,001 y 0,01 m/día.
En basaltos escoriáceos modernos valores medios de 1.000 m/día, que
pueden llegar hasta 3.000 m/día.
Figura 4.10. Distribución de permeabilidades en series volcánicas. A) Alternancia de
coladas volcánicas y materiales piroclásticos. B) Alternancia de coladas volcánicas y
materiales piroclásticos, con intrusión de diques perpendiculares a la dirección de las
coladas de lava.
77
Aprendiendo hidrogeología
Calidad química del agua. Aspectos generales
El agua que se infiltra en el subsuelo y circula a través de los materiales
volcánicos contiene cierta cantidad de CO2, sales y otros elementos. La
capacidad de reacción de los materiales con el agua infiltrada y por tanto de
las características hidrogeoquímicas, tendrán relación con:
-
Agresividad del agua de infiltración.
Temperatura del agua.
Tipo de roca.
Tiempo de permanencia del agua en el suelo.
Los mayores aportes del agua de infiltración suelen ser de Ca y en menor
medida Mg y Na. A lo largo del proceso de infiltración el agua se va cargando
de sales, contribuyendo a que ocurran procesos de disolución y/o
precipitación, por ejemplo de CaCO3 .
La presencia de sales disueltas en el agua subterránea no siempre tiene su
origen en la disolución de los materiales que atraviese. En zonas costeras es
frecuente encontrar iones cloruro y sodio en la composición del agua
subterránea que procede del efecto aerosol de la brisa marina, incrementada
por la disolución que el agua de lluvia produce sobre las sales marinas
desecadas en la superficie de las rocas. El contenido en cloruros aumenta
con la aridez climática.
La contaminación del agua subterránea puede tener un origen natural o
antrópico. Los principales motivos de tipo antrópico son por labores agrícolas,
urbanas o por intrusión marina. Las de origen natural son debidas a las
emanaciones gaseosas del vulcanismo residual existente.
La contaminación agrícola se debe a pesticidas que pueden ser lavados
por el agua de lluvia o riego y alcanzar los acuíferos por infiltración.
La contaminación urbana se produce entre otras razones por el uso de fosas
sépticas, pozos negros, alcantarillado en mal estado, vertederos mal
emplazados o técnicamente mal previstos. La contaminación que se produce
es fundamentalmente microbiológica.
La contaminación salina en zonas costeras está provocada por la extracción
de agua subterránea por encima de las posibilidades del acuífero,
produciendo contaminación por "intrusión marina". En estos casos el
78
Aprendiendo hidrogeología
contaminante es el agua de mar, en particular la sal. Se trata de uno de las
contaminaciones más frecuente y más difíciles de controlar y desalinizar.
En un acuífero costero dónde no de saca agua subterránea, se produce un
flujo de agua dulce que vierte al mar por debajo de la tierra. Este flujo de
agua crea una línea o "interfaz" que controla la posición de la cuña de
intrusión marina hacia el interior del acuífero (figura 4.11). Cuando se ponen
en contacto dos fluidos miscibles no existe una interfaz brusca sino que se
pasa de un fluido a otro a través de una zona de mezcla. Las características
en composición y anchura de esta faja son variables, y dependen de la
difusividad y dispersividad del medio, y de las características del movimiento.
Cuando se producen bombeos, se altera el movimiento de los flujos, y la
cuña penetra hacia el interior del acuífero, la interfaz de separación es más
profunda y más inclinada, y la zona de mezcla es menor. Si se produce una
recarga importante en el acuífero el agua dulce es la que desplaza el agua
salada y la interfaz es más alta y su pendiente menor.
Figura 4.11. Esquema de intrusión salina en un acuífero libre, producida por el
descenso del nivel freático en zonas próximas a la costa.
Esta barrera de separación no es estática sino que fluctúa a razón de:
-
Diferencia de densidades.
Flujo del agua dulce.
Condiciones hidrogeológicas.
Extracciones.
Fluctuaciones del nivel del mar.
79
Aprendiendo hidrogeología
El alto contenido en cloro y sodio en el agua de las captaciones costeras nos
indica que se ha producido intrusión.
La contaminación volcánica se refiere al aporte gaseoso de emanaciones
volcánicas activas al agua subterránea. El principal cambio que tiene lugar en
las características del agua subterránea es el aumento de la temperatura.
Temperaturas elevadas provoca la evaporación del agua subterránea, que
sale al exterior a favor de fracturas o por conductos de diverso origen. El
vapor de agua que se desprende lleva gases de tipo ClH, SH2, SO y muy
frecuentemente CO2.
La presencia de estos gases en el acuífero produce un aumento de la
cantidad total de sales y, dependiendo del tipo de emanación, un aumento de
los iones bicarbonato, sulfato, cloruro, etc.
80
Aprendiendo hidrogeología
Ejemplo 5. “El agua en las Islas Canarias”
Clima y geología
Los recursos hídricos del Archipiélago Canario están muy relacionados con
sus características climatológicas. Por su latitud las Islas Canarias deberían
tener un clima seco y cálido, aunque en la realidad no es exactamente así
debido a ciertas particularidades que se irán comentando.
El clima de estas islas está influenciado en gran parte por el anticiclón de las
Azores que durante la mayor parte del año se sitúa entre las Islas Canarias,
las Azores y Madeira. En él tienen su origen los vientos alisios, que son
dominantes en el archipiélago y en buena parte definen el clima canario. Sus
componentes principales son:
- Componente inferior, formada por una corriente de aire húmedo y
templado que por lo general procede del NE.
- La componente superior, cálida y seca, que sopla desde el NO. La
existencia de estas dos corrientes hace que a una altura comprendida
entre los 1.000 y 1.500 m se produzca una inversión térmica creando un
ascenso de la temperatura.
El resultado es que en las vertientes norte de las islas el clima es húmedo y
templado hasta una cota de unos 1.000 m, a partir de la cual el alisio superior
es predominante y el clima es más seco. Por el contrario las vertientes
meridionales son bastante más secas.
El régimen de las precipitaciones se debe fundamentalmente a dos
condiciones atmosféricas: 1) invasiones desde el norte de aire polar frío que
originan las precipitaciones más importantes en las islas de mayor altura, y
están influenciadas por el efecto orográfico del relieve y 2) intrusión de aire
húmedo y cálido del sur, que se desarrolla principalmente en las vertientes
meridionales.
El régimen pluviométrico será tanto más importante cuanto más desplazada
se encuentre la isla hacia el oeste y tanto más lluviosa cuanto mayor sea su
altura. Otro aspecto importante que condiciona el clima de las Islas Canarias
es el efecto que tiene la “brisa marina”.
81
Aprendiendo hidrogeología
Los materiales que conforman las islas a efecto de interés hidrogeológico,
pueden agruparse en las siguientes formaciones de características:
Complejos Basales. Se trata de rocas plutónicas con diques y se pueden
considerar como impermeables.
Serie Basáltica Antigua. Está formada por una asociación de coladas y
mantos piroclásticos. Su permeabilidad es baja, pero por su gran extensión
representa la formación más explotada de todo el archipiélago canario.
Series Traqui-Fonolíticas. Suelen ser muy compactas, poca fisuradas y con
una permeabilidad muy baja.
Aglomerados. Tienen un comportamiento muy variable dependiendo de las
zonas. Pueden llegar a formar muy buenos acuíferos.
Series Basálticas Modernas. Apenas han tenido tiempo de compactarse,
por lo que su permeabilidad es elevada.
Depósitos Aluviales. En general están poco representados en las islas,
excepto en Gran Canaria donde ocupan amplias zonas costeras.
A pesar de la gran variedad de materiales que forman los acuíferos en los
materiales volcánicos, en conjunto el macizo se comporta como una masa
rocosa permeable y anisótropa, que sigue razonablemente las leyes de la
hidráulica clásica.
Hidrología
Para obtener el máximo rendimiento de los recursos hídricos en las islas,
tanto superficiales como subterráneos, de muy antiguo se han utilizado
diversos sistemas que han permitido un aprovechamiento óptimo.
La disponibilidad del agua tiene relación con la manera en que ésta se
presenta en la naturaleza. Así pues, el concepto de "Ciclo Hidrológico" tiene
especial interés para comprender de una forma global cómo debe ser la
gestión conjunta de este recurso.
El agua que llega al suelo mediante la precipitación, tiene la posibilidad de
circular por la superficie del terreno (escorrentía superficial), infiltrase
(escorrentía subterránea) y pasar formar parte de los acuíferos, o bien
evaporarse e incorporarse de nuevo a la atmósfera.
82
Aprendiendo hidrogeología
En zonas insulares donde la disponibilidad de agua se limita a la superficie
de la isla, deben hacerse estudios hidrogeológicos muy detallados, así como
buenos balances hídricos que cuantifiquen la distribución de los recursos
para su buena gestión.
El aprovechamiento de las aguas superficiales suele hacerse mediante el
empleo de presas, aunque no siempre es ésta la opción más ventajosa, pues
a menudo tienen un coste elevado y poca capacidad de almacenamiento.
Las principales circunstancias que hacen que las presas no sean un buen
sistema de gestión son:
- Irregularidad de las avenidas, obligando a crear grandes embalses para
regular pequeños caudales.
- Relativamente alta permeabilidad del terreno, que facilita la infiltración y
dificulta la escorrentía superficial.
- Barrancos poco caudalosos, incluso en épocas de avenidas.
- Barrancos estrechos y con elevada pendiente, que impiden la
construcción de grandes presas.
- Rápida colmatación de los embalses por erosión del suelo.
- Costes elevados en obras de impermeabilización del fondo de presa.
En los últimos años, cada vez con más frecuencia, se utiliza la técnica de
"balsas" construidas con láminas sintéticas que permite la acumulación de
caudales no muy grandes. Son costosas pero útiles para su propósito.
Referente al aprovechamiento de aguas subterráneas, en Canarias suponen
en más de un 90 % de total.
El aprovechamiento del agua subterránea varía mucho en cada zona
dependiendo de la disposición de los materiales, del soporte geológico y de
su estructura. En muchas islas el zócalo impermeable coincide con los
materiales más antiguos del Complejo Basal, y condicionan en parte la
forma del límite superior de la zona saturada.
En general, cada isla del archipiélago, aunque tienen una gran anisotropía y
varios niveles acuíferos, pueden considerarse formadas por un único gran
acuífero libre, con un flujo radial que se mueve desde la zona central de la
isla hacía las zonas costeras.
83
Aprendiendo hidrogeología
Las captaciones empleadas para aprovechamiento del agua subterránea son
manantiales, galerías y pozos. Otras captaciones que también se utilizan en
estos materiales son los zanjones, que se utilizan como abrevadero para el
ganado, y los aljibes que almacenan el agua de escorrentía superficial y
precipitación. En la actualidad un porcentaje considerable del agua
abastecimiento se realiza a partir de desaladoras.
Los manantiales, también denominados "nacientes", son la forma más
sencilla de aprovechar el agua subterránea, debido a que no requieren hacer
una obra ni utilizar ningún mecanismo particular para su explotación.
Aparecen en zonas donde la topografía corta el nivel freático, o en zonas de
descarga de los acuíferos. El primer tipo suele encontrarse en zonas
interiores y el segundo en la orilla del mar, dando lugar a las denominadas
"playas dulces". Los caudales que proporcionan son muy variables y
dependen de la permeabilidad del terreno y de la fracturación de las
formaciones. Existen otros manantiales que descargan acuíferos colgados,
cuyo origen se debe al contacto entre un nivel permeable y otro
impermeable, situado topográficamente por encima del acuífero regional de
la isla.
Con el paso de los años las necesidades de agua de los habitantes de las
islas ha ido en aumento, incrementándose así la explotación del agua
subterránea. Muchos manantiales se han secado y se han visto remplazados
por captaciones artificiales como por galerías y pozos.
Una galería es un túnel con paredes filtrantes y una pendiente ligeramente
ascendente tierra adentro. Tienen una sección reducida de unos 2 metros de
altura y 1,8 de anchura, con una longitud muy variable, desde menos de 100
m hasta varios kilómetros (figura 4.12). Los caudales que pueden
proporcionar son también muy diferentes en función de la permeabilidad del
terreno o de los tramos fracturados que atraviese. Por lo general, la apertura
de galerías acaba produciendo el secado de la parte superior del terreno que
anteriormente se encontraba saturado en agua.
En las Islas Canarias la construcción de galerías ha tenido un gran desarrollo
desde mediados del siglo XIX. Por poner un ejemplo, en la Isla de Tenerife
actualmente hay más de 1000 galerías que superan los 1500 km de
perforación.
84
Aprendiendo hidrogeología
Una de las razones por la que en el pasado se fomentó la construcción de
este tipo de captaciones, es que como los acuíferos costeros suelen tener
una superficie piezométrica poco elevada respecto al nivel del mar, con una
interfase agua dulce y agua salada próxima a la superficie del terreno, si se
bombea agua subterránea la intrusión marina se produce muy rápidamente.
El empleo de galería evitaba este problema.
Figura 4.12. Esquema de una galería. (1) Nivel piezométrico inicial. El acuífero se
drenaba de forma natural por el manantial. (2) El nivel piezométrico se encuentra por
debajo de la superficie topográfica y necesita una galería para la extracción del agua
subterránea.
La perforación masiva de pozos en el Archipiélago Canario es posterior a la
época de la galerías. En origen, la tipología básica de estas captaciones
consistía en pozos excavados de profundidad variable, generalamente con
galerías horizontales en el fondo y/o perforaciones de pequeño diámetro en
su interior que pueden alcanzar centenares de metros. Los caudales que
proporcionan son también muy variables, y están en relación con la
permeabilidad del subsuelo y del espesor saturado que atraviese.
En la actualidad, las captaciones más frecuentes son las perforaciones o
sondeos de pequeño diámetro y grandes profundidades.
85
Aprendiendo hidrogeología
86
Aprendiendo hidrogeología
Capítulo 5
El movimiento del agua en medios porosos
5.1. Conceptos fundamentales
Régimen permanente o estacionario
Un sistema hidrogeológico se encuentra en régimen permanente o
estacionario cuando el potencial hidráulico se mantiene constante para
todos los puntos en el tiempo. Es decir, en el sistema entra y sale el mismo
caudal, y por lo tanto no hay variación en el almacenamiento.
Régimen transitorio
Un sistema hidrogeológico se dice que está en régimen transitorio cuando
su potencial hidráulico varía con el tiempo. Es decir, el sistema pierde o
gana agua en el periodo de tiempo considerado.
Figura 5.1. A) Esquema de un acuífero en régimen permanente y B) esquema de un
acuífero en régimen transitorio.
Superficie equipotencial
Es el lugar geométrico en el que todos los puntos el potencial hidráulico
tiene el mismo valor. En principio, se admite que estas superficies
equipotenciales son planos verticales, donde el potencial tiene el mismo
valor en cualquier punto. Dejan de ser planos verticales en las zonas donde
el potencial cambia mucho en una misma vertical, como por ejemplo en
zonas de recarga o descarga, conos de bombeo, etc.
87
Aprendiendo hidrogeología
Superficie piezométrica y potencial hidráulico
Es el lugar geométrico de los puntos que señalan la altura piezométrica de
cada porción de un acuífero referidas a una determinada profundidad.
Una superficie freática viene definida por el límite superior de la zona
saturada en el caso de un acuífero libre. En estos acuíferos, admitiendo que
el potencial hidráulico no varía con la profundidad, la superficie freática y
piezométrica coinciden, siendo el lugar geométrico de los puntos que están
a presión atmosférica. En acuíferos cautivos el nivel piezométrico suele estar
por encima del techo del acuífero, y debe hablarse de superficie
piezométrica y no freática.
Cuando nos referimos a potencial hidráulico, podemos entenderlo como el
potencial, energía o presión del agua en un punto. Dentro del acuífero, el
agua se mueve de zonas de más potencial a otras de menos potencial. Para
entenderlo de una forma sencilla y simplificada, podemos decir que el que el
potencial hidráulico o nivel piezométrico de un punto, es la suma del
potencial de presión y potencial de gravedad (h = p + z):
Para entender el origen de esta expresión simplificada, partimos de lo
siguiente:
p = γ * (h - z) (Ec. 9)
Donde:
p = Potencial de presión o presión hidrostática. Son los metros de agua
que tiene el punto considerado por encima, medido sobre su misma línea
equipotencial.
γ = Peso específico del agua (ρ * g).
h = Potencial hidráulico o nivel piezométrico.
ρ = Densidad del agua.
z = Potencial de gravedad. Es la cota del punto.
g = Aceleración de la gravedad.
despejando, quedaría que h = p/γ + z. Como γagua = 1 gr/cc, el nivel
piezométrico de un punto cualquiera expresado en metros, vendrá dado por
la expresión:
h=p+z
(Ec.10)
88
Aprendiendo hidrogeología
Isopiezas
Son las curvas resultantes de cortar una superficie piezométrica con planos
horizontales y equidistantes entre sí. Son por lo tanto líneas equipotenciales,
en las que todos los puntos de cada línea tienen el mismo nivel
piezométrico. Permiten dibujar mapas de isopiezas.
Figura 5.2. (Izquierda). Bloque diagrama de un acuífero libre con representación
de: superficie freática, isopiezas y superficies equipotenciales. El “h” de cualquier
punto situado sobre una misma superficie equipotencial tendrá siempre el mismo
valor, 50, 49 o 48 en este ejemplo.
Figura 5.3. (Derecha). Bloque diagrama de un acuífero confinado con
representación
de:
superficie
piezométrica,
isopiezas
y
superficies
equipotenciales. El acuífero es sólo la zona punteada y por encima tiene
materiales impermeables (sin trama en el dibujo). El “h” de cualquier punto situado
sobre una misma superficie equipotencial tendrá siempre el mismo valor y estará
representado por su isopieza correspondiente. Las isopiezas son una
representación del potencial hidráulico (h).
Ley de Darcy
En el año 1856 Henry Darcy enuncia una ley empírica que permite explicar
y conocer el movimiento del agua en medios porosos:
Q = K * i * S (Ec.11)
Donde:
Q = Caudal de circula por un medio poroso (m3/día).
K = Permeabilidad (m/día).
i = Gradiente hidráulico; i = (h1-h2)/L (adimensional).
89
Aprendiendo hidrogeología
S = Sección (m2). Generalmente sección unitaria; “b” (espesor)*1.
(Se han indicado las unidades de medida más frecuentes).
Figura 5.4. (Izquierda). Representación bidimensional de los términos básicos que
intervienen en la Ley de Darcy.
Figura 5.5. (Derecha). Bloque diagrama explicativo de la Ley de Darcy aplicada a
un acuífero libre; Q = K * ((h1 - h2) / L) * S
A partir de la Ley de Darcy es posible determinar la velocidad real del flujo
subterráneo.
Como el agua subterránea sólo puede moverse por los huecos conectados
de la roca y no por toda la sección de roca considerada, la sección real
atravesada por el flujo de agua subterránea será la sección de acuífero por
la porosidad eficaz, me.
Si expresamos la Ley de Darcy en términos de velocidad,
v=-K*i
(Ec.12)
siendo “v” la velocidad de darcy, “K” la permeabilidad e “i” el gradiente
hidráulico. El signo menos indica que los vectores velocidad y gradiente,
aunque tienen la misma dirección, su sentido es contrario.
De acuerdo con lo expresado, es posible relacionar velocidad real (VR) y
velocidad de darcy (v) como,
VR = v / me
90
(Ec.13)
Aprendiendo hidrogeología
A partir de esta relación es muy sencillo calcular el tiempo de permanencia
del agua subterránea, despejando la velocidad real y el tiempo en ella.
Como:
VR = Espacio (e)/ tiempo (t)
v = K * i (en valor absoluto)
Resulta:
t = (e * me) / (k * i)
e = (t * k * i) / me
(Ec.14)
(Ec.15)
5.2. Cartografía hidrogeológica
Introducción
En este apartado se definen los conceptos fundamentales que se deben
tener claros para interpretar mapas y perfiles hidrogeológicos.
Los mapas hidrogeológicos deben aportar la información suficiente que nos
permitan conocer cómo es el movimiento del agua subterránea, y en su
caso, la relación con los cursos de agua superficial.
Deberán proporcionar información cuantitativa (órdenes de magnitud), de los
parámetros hidrogeológicos de los sistemas acuíferos existentes. El rasgo
más importante que se refleja en estos mapas es la superficie piezométrica.
Los mapas hidrogeológicos suelen tener una base geológica simplificada
que proporcione información sobre la geometría de los acuíferos y sobre las
propiedades hidráulicas de los materiales.
En los apartados siguientes, primero se explica en qué consiste el trabajo de
campo para la toma de datos, se pasa a comentar los mapas de isopiezas,
luego los perfiles hidrogeológicos y se finaliza con las redes de flujo.
Por aquello de que "una figura vale más que mil palabras", este capítulo está
ilustrado con sencillos esquemas de mapas y perfiles hidrogeológicos.
91
Aprendiendo hidrogeología
En la Parte 2 del libro se incluyen algunos ejercicios resueltos de
aplicaciones elementales sobre el cálculo de caudales y elaboración de
redes de flujo.
Inventario de puntos de agua
La primera fase de prácticamente cualquier estudio hidrogeológico,
consiste en la toma de datos en campo y del posterior análisis de algunos
de ellos en el laboratorio. Esta primera etapa de trabajo deberá
proporcionar la información suficiente del medio físico, para que podamos
llevar a cabo la investigación hidrogeológica que estemos haciendo con el
detalle deseado.
La toma de datos de interés hidrogeológico y el muestreo del agua
subterránea, es una operación sencilla y a la vez delicada.
Frecuentemente por falta de cuidado en el trabajo de campo se obtiene
datos erróneos o poco precisos, que influyen en la validez de los
resultados finales del proyecto.
El trabajo de campo suele iniciarse con un inventario de puntos de agua. El
inventario de puntos de agua consiste en la recopilación del mayor número
de datos e información que podamos obtener de las captaciones de agua
existentes en una zona.
Los puntos de agua que deben inventariarse incluyen: pozos excavados,
sondeos o pozos perforados, manantiales y otras obras especiales de
captación de agua subterránea que permitan posicionar el nivel freático o
piezométrico (que deben ser disociados al elaborar las equipotenciales, ya
que puede haber más de un acuífero) en la vertical.
Los datos que tienen más interés del inventario son:
-
Coordenadas de la captación (x, y, z).
Croquis de situación.
Profundidad del pozo.
Cota de la boca de la captación.
Profundidad del nivel del agua en la captación.
Cota del nivel del agua.
Características técnicas de la perforación.
Diseño de la captación.
Columna litológica del pozo.
92
Aprendiendo hidrogeología
- Régimen de explotación.
- Determinación de parámetros físico-químicos “in situ”.
Las dos medidas principales que deben hacerse sobre la captación son la
profundidad del nivel piezométrico y la profundidad total de la captación.
La profundidad del agua se determina con la ayuda de un limnímetro o
hidronivel. Este aparato no es más que una cinta graduada al centímetro,
con un electrodo en el extremo que nos avisa en el momento que se pone
en contacto con el agua. Existen varios tipos de limnímetros
comercializados, siendo los más corrientes los que avisan por medio de un
pitido, una luz o simplemente con un amperímetro.
Figura 5.6. Esquema
mostrando el procedimiento
para determinar la
profundidad del nivel
freático durante el inventario
de puntos de agua.
Es imprescindible referenciar la cota de la boca del pozo desde donde se
ha tomado la medida del nivel piezométrico. Para conocer la profundidad
de la captación se utiliza una plomada. Las sondas más utilizadas para
hacer este tipo de determinación son las de la casa SEBA. El instrumento
de medida consiste en un carrete de cable de acero muy fino, de hasta 300
m, que tiene una plomada en un extremo. Esta instrumentación se hace
imprescindible para poder conocer la profundidad de sondeos de gran
profundidad (en general para aquellos que tienen más de 15 - 20 m). En la
figura 5.7 se muestra un ejemplo de ficha básica de inventario de puntos
de agua.
93
Aprendiendo hidrogeología
Figura 5.7. Modelo de ficha con los datos básicos que deben recopilarse al realizar
un inventario de puntos de agua.
94
Aprendiendo hidrogeología
5.3. Mapas de isopiezas
Un mapa de isopiezas es una representación en planta de la distribución del
potencial hidráulico del agua de un acuífero. Esta representación se hace a
partir de isolíneas que representan puntos de igual potencial hidráulico.
Metodología
El procedimiento práctico para su elaboración consiste en recopilar el mayor
número de datos sobre los niveles piezométricos de la zona de estudio, y
referenciarlos con cotas absolutas sobre un mapa que contenga
preferiblemente, una base geológica simplificada. La recopilación de estos
datos forma parte del trabajo denominado como "inventario de puntos de
agua".
Es importante tener en cuenta que la superficie piezométrica no es
constante en el tiempo, y por tanto todas las medidas deberán estar
referidas a una fecha concreta.
Una vez que se tienen dibujadas las cotas del agua en el plano, se trazarán
las isolíneas (isopiezas en este caso), con los potenciales medidos en
campo manteniendo la equidistancia predefinida. El resultado será un mapa,
que a efectos prácticos puede interpretarse como si se tratara de una
representación de la "topografía" del límite superior de la zona saturada,
para el caso de acuíferos libres. Debe tenerse claro que las isopiezas no son
“cotas” del agua, sino “potenciales hidráulicos del agua”.
Al pintar las isopiezas se deberá tener especial cuidado en no mezclar datos
de potenciales correspondientes a distintos acuíferos, que puede complicar
su correcta interpretación, más si unos funcionan como libres y otros como
confinados, de ahí la necesidad de disociar los datos obtenidos en el
inventario de acuerdo con la profundidad de las captaciones.
Antes de empezar a dibujar la isopiezas, se deberá tener en cuenta el medio
físico particular y definir las condiciones de contorno oportunas.
Desde el punto práctico, al pintar las isopiezas se debe intentar seguir las
siguientes normas:
- Las líneas deben tener un de trazo suave, sin picos ni quiebros bruscos.
- Dos isopiezas nunca pueden cortarse.
95
Aprendiendo hidrogeología
- Se debe mantener la equidistancia que se haya definido al inicio del
trabajo cartográfico.
- La forma entre dos isopiezas consecutivas debe ser similar, manteniendo
cierto paralelismo. Esta norma puede no cumplirse en el caso de que se
tratarse de una zona con dispositivos artificiales que modifiquen el flujo
bruscamente (pozos, diques, drenes, etc.).
- Son siempre perpendiculares a bordes impermeables y paralelas a
superficies de agua libre con las que tenga conexión hidráulica.
Los límites impermeables se caracterizan por no dejar pasar el agua a
través suyo. De este modo, cuando el agua se pone en contacto con un
límite impermeable, circula paralelamente a él. En un límite impermeable las
líneas equipotenciales son perpendiculares a dicho límite y las líneas de flujo
paralelas.
En zonas como los ríos, lagos, mares, etc., que estén en contacto con los
acuíferos, la superficie de contacto funciona como una auténtica
equipotencial y por tanto el flujo es perpendicular a dicha superficie. Las
equipotenciales en estos casos son paralelas a las superficies en cuestión.
Figura 5.8. Mapa de isopiezas. En los límites impermeables las isopiezas son
perpendiculares a ellos. En el lago, el borde actúa como una equipotencial (de nivel
constante), y las isopiezas serán paralelas al borde.
Cuando la superficie topográfica corta el nivel freático, se forman zonas de
rezume o manantiales. En estos casos coinciden por tanto la cota
topográfica y piezométrica (potencial hidráulico del agua).
96
Aprendiendo hidrogeología
Relación río – acuífero
Ríos ganadores
También llamados efluentes. Son ríos que reciben agua desde los acuíferos.
Es decir, su lecho se sitúa a una cota inferior al nivel piezométrico en sus
márgenes. Suelen tener un caudal bastante constante en el tiempo. En
cartografía hidrogeológica, las isopiezas se representan con la convexidad
hacia aguas arriba (figura 5.9. a).
Ríos perdedores
También llamados influentes. Son ríos que pierden agua por infiltración
desde su lecho y recargan los acuíferos. En ellos, la cota del lecho del río se
encuentra a una cota superior que la del nivel freático. En cartografía
hidrogeológica este tipo de relación viene representada por las isopiezas
dibujadas con la convexidad hacia aguas abajo (figura 5.9.b).
Figura 5.9. Relación río-acuífero. A. Río ganador y B. Río perdedor. Las trazas
discontinuas representan líneas de flujo subterráneo; del acuífero hacia el río o del
río hacia el acuífero respectivamente.
97
Aprendiendo hidrogeología
Ríos desconectados de acuíferos
Se trata de ríos que no tienen conexión con ningún acuífero. Suele ser muy
frecuente y pueden darse muchas situaciones diferentes. En este apartado,
a modo de ejemplo, se mencionan las dos posibilidades que se muestran en
la figura 5.10.
Figura 5.10. A) Río y acuífero sin conexión debido a la impermeabilidad del lecho del
río. En esta situación las isopiezas pueden tener cualquier forma respecto al río. B)
Esquema de la relación entre un río y un acuífero confinado. Al igual que en caso A,
las isopiezas pueden tener cualquier forma respecto al río.
Gradiente hidráulico
El gradiente hidráulico da idea de la pendiente de la superficie freática o
piezométrica. Suele representarse por la letra “i”, y puede expresarse como
la diferencia de potencial (h) entre los dos puntos considerados, dividido
entre la distancia que separa esos dos puntos medido en línea recta (L);
i = (h1 - h2) / L
(Ec.16)
Según esta expresión, las zonas de máximo gradiente serán aquellas que
tengan las isopiezas más juntas, y las de menor gradiente las que tengan
las isopiezas más separadas. Por lo general en acuíferos libres, las zonas
de bajo gradiente hidráulico son características de medios de alta
98
Aprendiendo hidrogeología
permeabilidad. Su determinación a partir de un mapa de isopiezas es muy
sencilla según puede verse en la figura 5.11a.
Figura 5.11. A) Mapa de isopiezas con indicación de las zonas de máximo y
mínimo gradiente (isopiezas juntas y separadas respectivamente). B) Divisoria de
aguas subterráneas y líneas de flujo (representadas por flechas y cruces
respectivamente).
Divisoria de aguas subterráneas
Representa la línea teórica a partir de la cual las líneas de flujo de agua
subterránea divergen y el acuífero se drenará por diferentes ríos, arroyos o
lagos, en el caso de grandes cuencas hidrológicas. Gráficamente, la línea
divisoria se determina uniendo los puntos de máxima curvatura de cada
isopieza (Figura 5.11b).
Tipos de superficies piezométricas
Dependiendo de la separación entre las isopiezas y de su disposición
relativa, según criterios morfológicos, se pueden definir varios tipos de
superficies piezométricas. Seguidamente se cita, a modo de ejemplo, una de
las múltiples clasificaciones existentes.
Superficie cilíndrica. La isopiezas quedan representadas por rectas
paralelas.
Superficie radial. Las isopiezas son curvas. Las líneas de corriente tienden
a converger.
99
Aprendiendo hidrogeología
Superficie plana. La separación entre isopiezas es constante.
Superficie parabólica. La separación entre isopiezas disminuye hacia
aguas abajo.
Superficie hiperbólica. La separación entre isopiezas aumenta hacia aguas
abajo.
Superficie elíptica. La separación entre isopiezas aumenta tanto hacia un
lado como hacia otro a partir de una de ellas.
5.4. Perfiles hidrogeológicos
Los perfiles hidrogeológicos constituyen una de las herramientas de
representación más valiosa en hidrogeología, ya que permiten visualizar con
mucha claridad cómo es el flujo subterráneo. Mientras un profesional no sea
capaz de representar en un perfil (sección vertical), el esquema de flujo de la
zona de trabajo, muy posiblemente signifique que no entiende con claridad
el problema al que se enfrenta.
Como decía el profesor Llamas, a quien tantas veces se lo hemos oído
quienes hemos trabajado con él, “la hidrogeología son perfiles”.
Método
La metodología que debe seguirse para realizar un perfil hidrogeológico es
la misma que se emplea al realizar una sección vertical del terreno,
superponiendo los datos de piezometría. Las pautas de trabajo podemos
resumirlas en los siguientes puntos.
- Disponer del el mapa de isopiezas de zona. Este deberá contar con una
base topográfica.
- Seleccionar la traza del perfil que se desee hacer.
- Realizar el corte topográfico por los métodos clásicos, proyectando los
puntos de intersección entre la traza seleccionada y las curvas de nivel
sobre unos ejes. Es conveniente que la escala vertical sea exagerada
frente a la horizontal.
- Realizar la misma operación que en el punto anterior, pero en esta
ocasión proyectando los puntos de intersección entre la traza
seleccionada y las isopiezas.
100
Aprendiendo hidrogeología
Figura 5.12. Mapa de isopiezas y perfil hidrogeológico correspondiente a la traza AB. La escala vertical del perfil está muy exagerada respecto a la escala horizontal
con objeto de que resulte más ilustrativo. Para simplificar la figura, en el mapa de
isopiezas no se han dibujado curvas de nivel, por tanto la topografía del perfil es
inventada. Las líneas equipotenciales de la sección vertical son esquemáticas.
Zonas de recarga y zonas de descarga
Entendemos por zonas de recarga aquellas en las que el agua se mueve
desde la superficie hacia los acuíferos, alimentándolos y por tanto,
recargándolos. Por el contrario, al hablar de zonas de descarga nos
referimos a las zonas en las que el agua se mueve desde el acuífero hacia
la superficie, es decir, el acuífero se descarga. En el medio natural la
descarga se produce a través de manantiales, ríos, arroyos, lagos o bien por
salida directa hacia el mar.
101
Aprendiendo hidrogeología
Figura 5.13. Esquema regional de flujo de aguas subterráneas con indicación de las
zonas de recarga y zonas de descarga de agua subterránea.
Características de las zonas de recarga
-
El flujo es descendente, el agua se mueve de zonas de mayor potencial
a zonas de menor potencial.
-
En zonas de recarga, cuanto más profundo es el piezómetro (debe estar
abierto sólo en su base), a más profundidad se encontrará el nivel del
agua en su interior.
-
Regionalmente, suelen coincidir con las zonas de interfluvios.
Localmente, lagos y ríos perdedores suelen actuar como zonas de recarga.
Características de las zonas de descarga
-
El flujo es ascendente, el agua se mueve de zonas de mayor potencial a
zonas de menor potencial.
-
En zonas de descarga, cuanto más profundo es el piezómetro, a menos
profundidad se encontrará el nivel del agua en su interior.
Frecuentemente son pozos surgentes, con un nivel piezométrico situado
por encima de la superficie topográfica.
-
Regionalmente, suelen coincidir con valles fluviales o lagos. En perfiles,
las líneas equipotenciales forman círculos concéntricos que se cierran
coincidiendo con los valles y los lagos.
102
Aprendiendo hidrogeología
Figura 5.14. Esquema
de un río perdedor que
está recargando un
acuífero. Para una
misma línea de flujo,
cuanto más profundo
es el piezómetro, a
más profundidad se
sitúa el nivel del agua,
indicativo de que el
flujo es descendente.
Así, el nivel piezométrico de h1 = 624 y el de h2 = 625.
Nota: Los piezómetros sólo están ranurados en la parte inferior.
Figura
5.15.
Perfil
hidrogeológico detallado
con representación del
nivel del agua alcanzado
en
tres
piezómetros,
según se localicen en
zonas de recarga o en
zonas de descarga de
aguas subterráneas. En
zonas de recarga el flujo
es descendente, y en
zonas
de
descarga
ascendente.
Aplicando h = p + z:
h z. recarga = 3 + 45 = 48 (el nivel piezométrico está por debajo del nivel freático).
h z. descarga = 6 + 41 = 47 (el nivel piezométrico está un poco por encima del nivel
freático).
103
Aprendiendo hidrogeología
5.5. Redes de flujo
Definición y método
Una red de flujo es el mallado que resulta de la intersección entre las líneas
equipotenciales y líneas de corriente. En medios homogéneos e isótropos
estas mallas o redes son ortogonales, debido a que el vector gradiente es
por definición perpendicular a las equipotenciales y el vector velocidad
paralelo a éste último pero con sentido contrario.
Para poder diseñar una red de flujo se debe partir de los siguientes
supuestos:
- El acuífero es homogéneo.
- El medio está totalmente saturado.
- El acuífero es isótropo.
- El régimen es estacionario.
- Agua y suelo son incompresibles.
- El flujo es laminar y está regido por la Ley de Darcy.
- Las condiciones de contorno son conocidas.
El método
- Identificar las condiciones de contorno.
- Dibujar un perfil a escala con las condiciones de contorno.
- Identificar y dibujar las equipotenciales máxima y mínima.
- Dibujar un mallado entre las líneas de flujo y líneas equipotenciales,
intentando que sean perpendiculares entre sí, haciendo formas lo más
cuadradas posibles.
- Determinación del caudal aplicando la Ley de Darcy adaptada al
problema.
El caudal total que circula por un la red flujo, considerando una anchura
unitaria de acuífero puede determinarse como:
Q = K *H * NF / Nd
104
(Ec.17)
Aprendiendo hidrogeología
Donde:
Q = caudal total.
K = permeabilidad.
NF = número de canales o tubos de flujo.
Nd = número de saltos o de caídas de potencial contados en la figura.
H = salto de potencial total entre los dos bordes.
Ejemplo
Calcular el caudal que circula por el acuífero de la figura adjunta,
suponiendo una K = 15 m/día.
Figura 5.16. Esquema con la distribución de líneas equipotenciales en un acuífero
libre que está limitado por dos zanjas (la zanja de la izquierda de recarga y la de la
derecha de drenaje o descarga).
Aplicando:
Q = K *H * NF / Nd
K = 15 m/día, NF = 2; Nd = 4; H = 2 m.
Resulta:
Q = 15 m3/día.
105
Aprendiendo hidrogeología
106
Aprendiendo hidrogeología
Parte 2
Ejercicios resueltos
Perfiles hidrogeológicos
Ejercicio 1
A partir del esquema adjunto, se pide:
- Dibujar el “nivel piezométrico” y colorear la “zona saturada” de cada
acuífero.
- Clasificar los acuíferos según la presión del agua.
- Señalar la zona surgente.
Nota: Los piezómetros son puntuales y sólo están ranurados en su extremo inferior.
Leyenda: Los materiales punteados representan arenas. Las zonas en blanco arcillas impermeables.
(1) Acuífero libre en materiales detríticos. El límite superior dela zona
saturada representa el nivel freático. Se drena por un manantial.
(2) Acuífero confinado. La línea roja indica la posición del nivel
piezométrico. La zona surgente es aquella que queda por encima de la
superficie topográfica (Z.S.2).
(3) Acuífero confinado (Idem acuífero 2).
107
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 2
A partir del esquema adjunto, se pide:
- Dibujar el “nivel piezométrico” y colorear la “zona saturada” de cada
acuífero.
- Clasificar los acuíferos según la presión del agua.
- Señalar la zona surgente.
Nota: Los piezómetros son puntuales y sólo están ranurados en su extremo inferior.
Leyenda: Los materiales punteados representan arenas. Las zonas en blanco arcillas impermeables.
(1) Acuífero libre en materiales detríticos. Se drena por dos
manantiales.
(2) Acuífero semiconfinado conectado con el exterior por un lago. El
sentido de flujo es desde la derecha hacia la izquierda de la figura.
(3) Acuífero confinado. En las zonas surgentes el nivel piezométrico se
sitúa por encima de la superficie topográfica.
108
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 3
A partir del esquema adjunto, se pide:
- Señalar las zonas de recarga y descarga de aguas subterráneas.
- Dibuja dos líneas de flujo.
- Indicar sobre cada equipotencial el valor numérico que le corresponde.
En las zonas de recarga de agua subterránea el flujo de agua dentro del
acuífero es descendente. En las zonas de descarga el flujo es
ascendente. Ver las flechas de color azul del dibujo.
Los pozos de la figura son piezómetros puntuales que miden la presión
del agua de su extremo inferior. En las zonas de recarga el nivel
freático (o límite superior de la zona saturada del acuífero) se sitúa por
encima del nivel del agua en los piezómetros puntuales. En las zonas de
descarga ocurre lo contrario. El nivel piezométrico de cada piezómetro
es:
h1= p + z = 2,5 + 349,5 = 352.
h2= p + z = 6 + 345 = 351.
h3= p + z = 2 + 350 = 352.
109
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 4
A partir del esquema adjunto, se pide:
- Dibujar el nivel freático.
- Dibujar cinco líneas equipotenciales indicando el valor de su potencial
hidráulico.
- Señalar las zonas de recarga y descarga de agua subterránea.
- Dibujar dos líneas de flujo que sean representativas de las zonas de
recarga y descarga.
En las zonas de recarga de agua subterránea el flujo de agua dentro del
acuífero es descendente. En las zonas de descarga el flujo es
ascendente. Los pozos 1 y 2 están ranurados en toda su profundidad y
el nivel del agua en su interior corresponde al nivel medio de todas las
equipotenciales que atraviesa, representando el nivel freático de la
zona.
El pozo A sólo está ranurado en su extremo inferior cortando la
equipotencial de 618 m. Por lo tanto, el nivel del agua en su interior
estará a esa cota, por debajo del nivel freático.
hA= p + z = 10 + 608.
110
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 5
A partir del esquema adjunto, se pide:
-
Dibujar el nivel piezométrico.
Dibujar tres equipotenciales.
Sombrear la zona saturada y el nivel del agua en los pozos.
Indicar cuál sería la zona surgente.
Nota: Los piezómetros son puntuales y sólo están ranurados en su extremo inferior.
Leyenda: Los materiales punteados representan arenas. Las zonas en blanco arcillas impermeables.
Se trata de un acuífero confinado.
Las líneas equipotenciales se pintan perpendiculares al techo y muro del
acuífero (líneas rojas).
Las líneas de flujo (en azul) van desde zonas de mayor potencial a otras
de menor, y siempre perpendicularmente a ellas.
En la zona surgente el nivel piezométrico se localiza por encima de la
superficie topográfica.
111
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 6
La figura representa un esquema regional de flujo de aguas subterráneas.
Se pide:
- Señalar las zonas de recarga y de descarga de aguas subterráneas.
- Indicar sobre cada equipotencial, el valor numérico que le corresponde.
- Dibujar dos piezómetros en la zona de recarga y dos en la de descarga,
señalando el valor de su nivel piezométrico.
- Dibujar las divisorias de aguas superficiales y las de aguas
subterráneas.
“R” zonas de recarga. “D” zonas de descarga.
Líneas verdes divisorias de aguas superficiales y flechas verdes
escorrentía superficial.
En azul discontinuo divisoria de aguas subterráneas.
Pozos 1 y 2 son piezómetros puntuales en zona de recarga.
Pozos 3 y 4 son piezómetros puntuales en zona de descarga.
112
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 7
A partir del esquema adjunto, se pide:
- Calcular el caudal del manantial (superficie de drenaje 1 m2).
- Calcular el caudal que cede el acuífero inferior al río, por metro lineal de
río.
- Calcular el tiempo que tardaría en llegar al río, un contaminante vertido
en el pozo. Dato: me = 0,002
Caudal del acuífero libre superficial:
Q = K x i x S =15 m/día x ((38 – 35)/1397) x 1m2.= 0,03 m3/día.
Caudal del acuífero semiconfinado:
Q = K x i x S = 8 m/día x ((34 – 32)/1029) x (1 m x 3 m) = 0,046
m3/día.
Cálculo del tiempo:
A partir de la expresión VR = Vd / me , despejamos el tiempo “t”
t = (e x me)/ (K x i) = (1666 m x 0,002) / (8m/día x 0,0019) = 219
días.
113
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 8
A partir del esquema adjunto se pide:
- Dibujar 6 líneas equipotenciales.
- Calcular el caudal que circula entre ambas acequias, por metro lineal de
acequia.
- Calcular el tiempo que tardaría un contaminante en pasar de una
acequia a otra. La porosidad eficaz de la formación más permeable; me
= 0,01.
Caudal del acuífero superior:
Q1 =K x i x S =15 m/día x ((12 – 9,5)/35) x (3 m x 1 m) = 3,19 m3/día.
Caudal del acuífero inferior:
Q2 =K x i x S =25 m/día x ((12 – 9,5)/35) x (3 m x 1 m) = 5,32 m3/día.
Cálculo total por cada metro lineal de acequia: Q1 + Q2 = 6,44 m3/día.
Cálculo del tiempo:
A partir de la expresión VR = Vd / me, despejamos el tiempo “t”,
t = (e x me)/ (K x i) = (35 m x 0,01) / (25 x 0,071) = 0,2 días.
114
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 9
La figura representa el esquema de un acuífero carbonatado, con una
carstificación bien desarrollada. Se pide:
Dibujar la posición que alcanzaría el nivel freático en cada uno de los
pozos y colorear la zona saturada de cada cavidad.
La disponibilidad de agua en acuíferos cársticos depende de la
distribución de las cavidades y de la interconexión entre ellas, bien
directamente o a través de fracturas. Algunas fracturas pueden estar
abiertas y permitir la circulación de agua, o cerradas y actuar como una
barrera.
En este tipo de acuíferos es muy común encontrar pozos muy próximos,
unos que proporcionan mucho caudal, y otros que están casi secos.
En el ejemplo, el pozo “C” estaría seco.
115
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 10
Se pide:
- Dibujar el nivel piezométrico de los dos acuíferos.
- Indicar los tipos de acuíferos que hay en la figura.
- Señalar la zona surgente.
En azul se representa el nivel freático del acuífero libre y cárstico
superior (1). Este acuífero es surgente en la zona del río,
En rojo se representa el nivel piezométrico del acuífero confinado
profundo (2). Es surgente en la zona donde en la que el nivel
piezométrico se sitúa por encima de la superficie topográfica.
116
Aprendiendo hidrogeología
Mapas de isopiezas
Ejercicio 11
Se pide:
-
Completar el mapa de isopiezas (equidistancia de 5 m).
Señalar si se trata de un río ganador o perdedor.
Indicar las zonas de máximo y mínimo gradiente hidráulico.
Calcular el tiempo que tardaría en llegar al lago un producto
contaminante vertido en el punto “A”. Calcular la aportación
subterránea, por sección unitaria, que recibe el lago.
Datos: K = 10 m/día, me = 0,02.Escala: 1/10.000
Cálculo del tiempo:
A partir de la expresión VR = Vd / me, despejamos el tiempo “t”,
t = (e x me)/ (K x i) = (650 m x 0,02) / (10 x 0,03) = 43 días.
Aportación subterránea al lago:
Q1 =K x i x S =10 m/día x ((350 – 330)/650) x 1 m2) = 0,3 m3/día.
El río y lago se alimentan de agua subterránea por lo que ambos son
ganadores. Ver explicación en: https://youtu.be/dkYT7gbuBoE
117
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 12
Se pide:
- Completar el mapa de isopiezas (equidistancia de 5 m). Sólo está
representada la isopieza de 350 m.
- Señalar si se trata de ríos ganadores o perdedores (representados con
flechas).
- Indicar las zonas de máximo y mínimo gradiente hidráulico.
- Dibujar la divisoria de aguas subterráneas.
Con flechas azules zonas de flujo en ríos ganadores. En rojo ríos
perdedores. En cruces verdes se representan las divisorias de aguas
subterráneas del acuífero.
118
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 13
Se pide:
- Interpretar el mapa de isopiezas.
- Poner el valor que corresponda a las isopiezas circundantes al pozo de
bombeo.
Ver explicación en: https://youtu.be/FX0PfX4l2uQ
119
Aprendiendo hidrogeología
Redes de flujo
Recordatorio nociones básicas
Una red de flujo es el mallado que resulta de la intersección entre las
líneas equipotenciales y líneas de corriente. En medios homogéneos e
isótropos estas mallas o redes son ortogonales, debido a que el vector
gradiente es por definición perpendicular a las equipotenciales, y el vector
velocidad paralelo a éste último pero con sentido contrario.
Para poder diseñar una red de flujo se debe partir de los siguientes
supuestos:
-
El acuífero es homogéneo.
El medio está totalmente saturado.
El acuífero es isótropo.
El régimen es estacionario.
Agua y suelo son incompresibles.
El flujo es laminar y está regido por la Ley de Darcy.
Las condiciones de contorno son conocidas.
Para dibujar la red de flujo se procede de la siguiente manera:
-
Identificar las condiciones de contorno.
Dibujar un perfil a escala con las condiciones de contorno.
Identificar y dibujar las equipotenciales máxima y mínima.
Dibujar un mallado entre las líneas de flujo y líneas equipotenciales,
intentando que sean perpendiculares entre sí, haciendo formas lo más
cuadradas posibles.
- Determinación del caudal aplicando la Ley de Darcy adaptada al
problema.
El caudal total que circula por un la red flujo, considerando una anchura
unitaria de acuífero puede determinarse como (ver pág. 105):
Q = K * H * Nf / Nd
120
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 14
Dibujar la red de flujo y calcular el caudal de agua subterránea que circula
entre las dos acequias de la figura.
Datos:
- Nivel del agua en la zanja 1 = 38 m.
- Nivel del agua en la zanja 2 = 36 m.
- La permeabilidad del terreno es K = 15 m/día.
La red de flujo se dibuja intentando que hacer celdas que sean lo más
cuadradas y/o rectangulares posibles, utilizando líneas le flujo y líneas
equipotenciales.
H = 38 -36 = 2; Nf = 2; Nd = 4
Q = K x H x Nf / Nd = 15 m3/día
El caudal obtenido es por cada metro lineal de acequia. Es decir, por
ejemplo, si la acequia tuviera 10 m de longitud, el caudal total que
circularía entre ambas, sería 150 m3/día.
121
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 15
La figura representa una ladera que se drena de forma natural por un
manantial situado en su base.
Se pide:
- Dibuja cinco equipotenciales equidistantes y dos líneas de flujo.
- Si suponemos una porosidad eficaz, me = 0,02, calcular el volumen de
agua, por metro de acuífero, que se debería extraer para que el
manantial se secara.
Para que el manantial se seque, el nivel freático deberá situarse por
debajo de la cota 522,5 m.
Si consideramos una sección de acuífero de 1 m lineal, el volumen de
agua que habría que sacar para que secar el manantial sería el de un
prisma triangular de 1 m de anchura, multiplicado por la porosidad
eficaz:
Volumen del prisma: Q = ((516 m x 6,5 m) / 2) x 1 m = 1.677 m3.
Volumen de agua: 1.677 m3 x 0,02 = 33,54 m3.
122
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 16
La figura representa el perfil de una presa construida sobre un material que
tiene una permeabilidad de 10 m/día.
Se pide:
- Diseñar la red de flujo bajo la presa.
- Calcular el caudal que circularía por metro lineal de presa.
La red de flujo se dibuja intentando que hacer celdas que sean lo más
cuadradas y/o rectangulares posibles, utilizando líneas le flujo y líneas
equipotenciales. En azul se indican los tubos de flujo y en rojo los saltos
de potencial.
K = 10 m / día; H = 56 – 51 = 5; Nf = 4; Nd = 8
Q = K x H x Nf / Nd = 25 m3/día
123
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 17
La figura representa el perfil de una presa, con pantalla subterránea,
construida sobre un material que tiene una permeabilidad de 10 m/día.
Se pide:
- Calcular el caudal que circula por debajo de la presa, por metro línea
de presa.
La red de flujo se dibuja intentando que hacer celdas que sean lo más
cuadradas y/o rectangulares posibles, utilizando líneas le flujo y líneas
equipotenciales. Los números en azul indican los tubos de flujo. Los
números rojos los saltos de potencial.
K = 10 m / día; H = 16 – 4 = 12; Nf = 5; Nd = 12
Q = K x H x Nf / Nd = 50 m3/día
124
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 18
La figura representa una pantalla impermeable correspondiente a un
depósito de agua. El substrato geológico tiene una permeabilidad de 10
m/día.
Se pide:
- Dibujar la red de flujo por debajo de la pantalla.
- Indicar la posición y el valor del nivel piezométrico de los puntos A, B y
C, medido en los tubos piezométricos correspondientes.
En rojo se representan las líneas equipotenciales y en azul las líneas de
flujo. El valor del potencial inicial en la zona embalsada es común para
todo el volumen se agua.
El esquema de flujo subterráneo representa tres tubos de flujo y diez
saltos de potencial.
125
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 19
La figura representa el perfil de un terreno que tiene una topografía irregular
y dos lagos. La permeabilidad del terreno es de 10 m/día.
Se pide:
- Dibujar nueve líneas equipotenciales.
- Dibujar líneas de flujo representativas de la zona.
- Señalar las zonas de recarga y descarga de aguas subterráneas.
En rojo se representan las líneas equipotenciales y en azul las líneas de
flujo. En esta figura se observa un esquema de flujo subterráneo doble,
con flujos locales superficiales en las proximidades de los lagos y otro
flujo regional profundo.
126
Aprendiendo hidrogeología
Ejercicio 20
La figura representa el perfil de una zanja construida con pantallas
impermeables, prevista para ejecutar una obra civil subterránea. El terreno
corta un acuífero libre con el nivel freático próximo a la superficie del terreno.
Se pide:
- Dibujar la red de flujo.
En la figura se han representado dos tubos de flujo por cada lado de la
acequia, y 10 saltos de potencial.
127
Aprendiendo hidrogeología
Hidrogeología aplicada
Ejercicio 21
El municipio de Relingo, cuenta con un vertedero para la evacuación de
residuos, que lleva en funcionamiento desde el año 1980. Durante los
primeros años el vertedero únicamente recibía residuos inertes,
mayoritariamente escombros de obra. No cuenta con ningún tipo de
impermeabilización en su base. Con el paso de los años, se ha convertido
en el vertedero de residuos sólidos urbanos de varios pueblos de los
alrededores, incluyendo también algún vertido industrial.
Desde hace cinco años, varios pozos del entorno y alguno bastante
alejados, presentan elevados índices de contaminación antrópica.
Con objeto de conocer el alcance de la contaminación e intentar buscar
medidas correctoras, el Ayuntamiento ha sacado a concurso un estudio
hidrogeológico de la zona, con un Pliego de Condiciones Técnicas en el
que se especifica la realización de los siguientes trabajos:
- Elaboración de mapas de isopiezas. Determinación del flujo
subterráneo: dirección y sentido, gradientes, caudales y tiempos.
- Determinación de la pluma de contaminación; alcance y dispersión.
- Evaluación del riesgo de contaminación de las aguas superficiales.
- Medidas de control de la contaminación, en su caso.
Para agilizar el trabajo y garantizar que se realice en el menor tiempo
posible, el Pliego de Condiciones Técnicas incluye la siguiente
documentación:
- Mapa geológico y perfiles geológicos.
- Localización del inventario de puntos de agua con indicación de la
profundidad del nivel freático. Se incluyen pozos excavados de poca
profundidad (de 5 a 10 m), y otras perforaciones de mayor profundidad
(de 10 a 30 m).
Parámetros hidrogeológicos característicos:
- Materiales detríticos: K = 10 m/día; me = 0,02.
- Calizas: K= 100 m/día.
- Granito; K = 0,1 m/día (por fracturación).
128
Aprendiendo hidrogeología
Mapas geológico e hidrogeológico
Perfiles geológicos tipo
129
Aprendiendo hidrogeología
1) Elaboración del mapa de isopiezas.
A partir del mapa hidrogeológico así como de los perfiles geológicos, se
observa que hay dos grupos de pozos que corresponden a dos acuíferos
diferentes, uno superficial (arenas) y otro profundo (calizas). Ambos
acuíferos están separados por una capa impermeable de arcillas. En azul
se dibujan las isopiezas del acuífero superficial y en verde las del
acuífero profundo.
130
Aprendiendo hidrogeología
A partir del mapa de isopiezas se dibuja el perfil hidrogeológico A – B
indicando el nivel freático de los dos acuíferos.
131
Aprendiendo hidrogeología
Igual que en el perfil anterior, se dibuja el perfil hidrogeológico C – D
indicando el nivel freático de los dos acuíferos.
132
Aprendiendo hidrogeología
2) Determinación del flujo subterráneo:
gradientes, caudales y tiempos.
dirección
y
sentido,
El flujo subterráneo de dibuja perpendicularmente a las isopiezas, con
sentido de mayor a menor.
• Cálculo del caudal que circula por sección unitaria del acuífero
detrítico:
Si aplicamos la Ley de Darcy, con los datos disponibles:
Q=KxixS
K = 10 m / día.
El gradiente medio en sentido NW será: i = (660-640)/6000 = 0.003.
Q = K x i x S = 10 x 0.003 x 1 = 0.03 m3/día.
• Cálculo del caudal que circula por sección unitaria del acuífero
carbonatado:
Q=KxixS
K = 100 m / día.
Gradiente medio en sentido Norte es: i = (635-625)/4500 = 0.002.
Resulta:
Q = K x i x S= 10 x 0.002 x 1 = 0.02 m3/día.
• Cálculo del tiempo que tardará el contaminante infiltrado desde el
vertedero en llegar al río:
Datos:
K = 10 m / día.
me = 0.02.
El gradiente de la pluma de contaminación será: i = (661-645)/5000 =
0.003.
Y resolvemos:
VR = Vd / me; e / t = (K x i) / me, despejando:
t = (e x me) / (K x i).
t = (5000 x 0,02) / (10 x 0.003) =333 días; unos 9 años.
133
Aprendiendo hidrogeología
2) Pluma de contaminación; alcance y dispersión.
La pluma de contaminación afecta al acuífero superficial y descarga en
el río contaminándolo también a partir de la cota 645. Aguas abajo, en
la equina NW del mapa, si el agua del río se infiltra en las calizas
también contaminará el acuífero profundo.
Dado el tiempo que lleva utilizándose el vertedero, desde los años 80, y
el cálculo obtenido para el tiempo que le lixiviado peligroso llegase al
rio, unos nueve años, es bastante probable que el río y acuífero ya
presente índices de contaminación serios.
3) Medidas de control de la contaminación, en su caso.
Las medidas de control de la contaminación, pasan primero por detener
los vertidos urbanos peligrosos en esta zona dado que se ha
determinado que los lixiviados alcanzan las aguas superficiales.
Después se deberían retirar aquellos residuos que permanecen
depositados para su reciclado o procesado y hacerlos más inertes.
134
Aprendiendo hidrogeología
Balance hídrico
Ejercicio 22
Se prende clausurar un vertedero que ha estado funcionando durante 12
años y evaluar los posibles efectos nocivos de los lixiviados sobre las
aguas subterráneas. En la parte más baja del vertedero existe una arqueta
que recoge parte de los lixiviados que se generan. El caudal anual captado
en dicha arqueta es de 1.500 m3.
Se pide:
1) Calcular el volumen total de lixiviados que se generan anualmente en el
vertedero, teniendo en cuenta que sólo se infiltra en la basura un 90% de
la escorrentía total.
2) Calcular el volumen de lixiviados, expresados en m3/año y l/m2, que se
infiltran al subsuelo y pasan a las aguas subterráneas.
3) Calcular el tiempo que tardan los lixiviados, en atravesar toda la masa
de basura desde que se infiltra en el punto más alto del vertedero hasta
que se recoge en la arqueta.
Datos:
-
Capacidad de campo de la basura = 50 mm.
Superficie del vertedero 10 ha.
Permeabilidad de la basura 0,1 m/día.
Porosidad eficaz 0,01.
Cota de coronación del vertedero; 678 m.s.n.m.
Cota de la arqueta de lixiviados; 665 m.s.n.n.
Distancia entre arqueta y cota más alta; 120 m.
Reserva inicial de agua en el mes de septiembre = 0 mm.
Datos climáticos (ver tabla).
P
ETP
Oct Nov Dic Ene Feb Mz Abr My Jn Jl
Ag Sep Total
44 47 38 37 38 39 47 42 28 10 12 40 422
52 23 11 10 14 32 49 79 115 146 130 90 751
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Respuestas
Balance hídrico
P
ETP
V.R
R.T
R.R
ETR
Exc.
Falta
Oct Nov Dic Ene Feb Mz Abr My Jn Jl
Ag Sep Total
44
47 38
37
38 39
47 42 28 10 12
40 422
52
23 11
10
14 32
49 79 115 146 130
90 751
0
24 26
0
0
0
-2 -37 -11
0
0
0
0
0
24 51
77
74 57 48 11
0
0
0
0 313
0
24 50
50
50 50 48 11
0
0
0
0 264
44
23
11
10
14 32 49 79 39 10 12
40 363
0
0
1
27
24
7
0
0
0
0
0
0
59
8
0
0
0
0
0
0
0 76 136 118
50 388
Esquema conceptual del ejercicio:
1) Cálculo del volumen de lixiviados que se generan cada año.
Volumen total previo = Exceso x Superficie del vertedero = 59 x
100.000 = 5.900.000 litros = 5.900 m3.
Volumen infiltrado = 90%; V. previo = 0.9 x 5.900 = 5.310 m3.
2) Cálculo del volumen de lixiviados infiltrados (en m3/año y l/m2).
Restando el volumen que recoge la arqueta (1500 m3):
136
Aprendiendo hidrogeología
V. no recogido = V. infiltrado – V. arqueta.
V = 5.310 – 1.500 = 3.810 m3 / año.
Expresado en l/m2:
3.810 m3 /100.000 m2 = 3.810.000 litros/ 100.000 m2 = 38,1 litros/m2
3) Cálculo del tiempo que tardan los lixiviados, en atravesar toda la
masa de basura, desde que se infiltra en el punto más alto del
vertedero y hasta que se recogen en la arqueta.
Datos: K = 0.1 m / día; me = 0.01.
Aplicando Darcy:
Q = K x i x sección
Vd = K x i
VR = Vd / me
e / t = (K x i) / me despejando: t = (e x me ) / (K x i)
i = (678-665) / 120 =0,11
t = (120 x 0,01) / (0.1 x 0.11) = 0.0132 días = 0,31 horas.
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Aprendiendo hidrogeología
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Aprendiendo hidrogeología
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Apuntes y notas
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Apuntes y notas
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Apuntes y notas
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