Modelo de flujo en un acuífero volcánico: el Acuífero de la Aldea … 9.pdf · 2014-03-10 · Cruz, T., et al., 2008. Modelo de flujo en un acuífero volcánico: el Acuífero de

Cruz, T., et al., 2008. Modelo de flujo en un acuífero volcánico: el Acuífero de la Aldea (Gran Canaria). Boletín Geológico y Minero, 119 (1): 107-118ISSN: 0366-0176

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Modelo de flujo en un acuífero volcánico:el Acuífero de la Aldea (Gran Canaria)

T. Cruz(1), J. Heredia(2) y M. C. Cabrera(1)

(1) Departamento de Física. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017-Las Palmas de Gran Canaria. Españ[email protected]; [email protected]

(2) Instituto Geológico y Minero de España, c/ Ríos Rosas, 23. [email protected]

RESUMEN

Se ha llevado a cabo un modelo de flujo de aguas subterráneas en la desembocadura del Barranco de La Aldea (Gran Canaria). El áreafue discretizada tridimensionalmente en celdas de 50x50 m considerando 3 capas. La capa superior está constituida por materiales sedi-mentarios y volcánicos (aluvial, derrubios de ladera y basaltos alterados) y las capas intermedia e inferior por basaltos. Se ha realizadoun modelo en régimen estacionario simulando el año hidrológico medio 1991/92 y transitorio para el período de 1991/92-1998/99. Los lími-tes norte, sur y este se han definido como bordes impermeables, la línea de costa se ha definido como nivel constante y la cabecera delbarranco se ha simulado mediante un tramo de caudal prefijado representando el aporte de la cuenca alta del barranco. Las entradas enla zona son: recarga por lluvia, retornos de riego, pérdidas en la red de abastecimiento, cabecera del barranco principal y desde la zonade intra-caldera. Las salidas son: bombeos y descarga al mar. El borde inferior se define por el flujo nulo en el contacto entre los basal-tos alterados y sin alterar. En el cauce de los barrancos se ha impuesto una condición de dren y las extracciones se han localizado segúnlos datos obtenidos de las captaciones de la zona. Los parámetros resultantes de la calibración del modelo, en particular, la transmisivi-dad, son del mismo orden que los obtenidos en estudios previos modelo. Por otro lado, los niveles calculados y observados presentanun buen ajuste y el balance hídrico resulta consistente.

Palabras clave: acuífero volcánico, balance hídrico, Gran Canaria, modelo hidrogeológico

Flow model in a volcanic aquifer: La Aldea Aquifer (Gran Canaria)

ABSTRACT

A groundwater flow model in La Aldea ravine lower part (Gran Canaria) has been developed. The zone has been tridimensionally dis-cretized as cells of 50 x 50 m considering 3 layers. The superficial layer is formed by sedimentary and volcanic materials (Alluvial, screesand altered basalts) and the intermediate and lower layers are basalts. The model has been developed in stationary state for the averagehydrologic year 1991/92 and in transitory state for the period of 1991/92-1998/99. The North, South and East limits have been defined asnull flow boundary conditions, the coast line has been defined as constant level and the ravine bed at the east has been defined as a con-stant flow, representing the contribution from the upper ravine basin. Recharge is a result of rainfall, irrigation returns, supply networkleaks and inflow from the intra-caldera zone. Discharge takes place by pumping wells and flows towards the sea. The bottom surface isdefined as a null flow condition in the limit between altered and unaltered basalts. A drain condition has been imposed in the ravine andthe pumping wells extraction has been located. The simulation results indicate that the transmisivities obtained in previous works pres-ent the same order of magnitude than the obtained in the model and the calculated levels are in good agreement with the observed lev-els measurements.

Key words: Gran Canaria, hydrogeologic model, volcanic aquifer, water balance

Introducción

La modelación hidrogeológica constituye una herra-mienta potente tanto para la investigación de siste-mas hidrogeológicos, como para diseñar una gestiónhídrica sostenible de los mismos. Sin embargo, paraabordar la modelación de un sistema hidrogeológicose debe contar con un modelo conceptual y una can-tidad de información que permitan desarrollar larepresentación numérica de forma consistente. Los

acuíferos volcánicos no constituyen una excepción aesta premisa, si bien sus características particulares,como heterogeneidad y anisotropía marcadas, unnivel de saturación regional no siempre reconocible apequeña escala y variaciones laterales en los pará-metros hidráulicos no predecibles, pueden hacer lalabor de modelado especialmente dificultosa.

En Canarias se han desarrollado diversos modeloshidrogeológicos de flujo a escala insular en GranCanaria y Tenerife. Sin embargo, hasta fecha reciente

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no se había abordado la modelación en detalle deuna zona concreta (IGME, 2006). En este sentido, lazona de estudio ha sido objeto de varios proyectosespecíficos desde 1992 a la actualidad que han dadolugar a un gran número de datos hidrogeológicos,por lo que se planteó la conveniencia de elaborar unmodelo de flujo para integrar la información existen-te. Así, el objetivo del presente trabajo fue desarrollarun modelo numérico de flujo del sistema hidrogeoló-gico de la cuenca baja del Barranco de La Aldea,situado al oeste de la isla de Gran Canaria. El modelointenta una representación de detalle del acuífero alu-vial y de los Basaltos Miocenos suprayacentes, dondese concentra la explotación subterránea en la cuenca,con más de 370 pozos excavados.

El Archipiélago Canario está formado por un con-junto de islas de origen volcánico situadas en el sec-tor noreste del Atlántico Central a 100 km de la costaafricana (figura 1). El clima de las islas es de tipo oce-ánico subtropical seco con temperaturas suaves entodas las estaciones. La isla de Gran Canaria tieneuna superficie de 1.532 km2 y un perímetro de unos225 km. Presenta una morfología cónica, con unabase aproximadamente circular (49 x 48 km de eje), yuna altura máxima de 1.949 m situada en el centro de

la isla. La orografía de la isla es irregular y las cotasaumentan desde la costa hacia el centro, desdedonde se forman una serie de barrancos radiales,más o menos encajados y abruptos que desembocanen el mar. En estos barrancos no existen cursos deagua permanentes, aunque pueden producirse aveni-das de cierta importancia durante episodios de lluviastorrenciales. Las precipitaciones varían con la altituddesde 700 mm/año en la cumbre hasta 150 mm/añoen la costa. La mayoría de las lluvias se concentranentre noviembre y marzo, siendo los meses de eneroy diciembre los más lluviosos. La pluviometría de lazona de estudio viene generalmente ligada a la exis-tencia de temporales sur–suroeste, durante los cualeses usual que el barranco recoja la escorrentía superfi-cial y la descargue al mar.

El barranco que drena la mayor cuenca de la isla(180 km2)es el barranco de Tejeda-La Aldea, que partedel centro de la isla y drena hacia el oeste. La zona deestudio se asienta en la desembocadura de estebarranco (figura 1), presenta un fondo plano rodeadode fuertes escarpes con una extensión de unos 44 km2

en los que se pasa del nivel del mar a cotas de 1415m de altitud.

El valle de La Aldea está dedicado a la agricultura

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Figura 1. Mapa de localización del área de estudio. Límites de la zona de estudio y distribución espacial de los dominios hidrogeológicosdefinidos en la zonaFigure 1. Location map of the study area. Limits of the study area and spatial distribution of hydrogeological domains defined in the studyarea



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intensiva con una superficie media de cultivo de unas645 ha, aproximadamente, en los últimos 15 años(Comunicación oral, Cons. de Agricultura, Ganadería,Pesca y Alimentación del Gobierno de Canarias, 2006)y un consumo agrícola de 6.5 hm3/año. La superficiede cultivo en 1992 es de 950 ha y ha ido disminuyen-do paulatinamente hasta estabilizarse en aproxima-damente 550 ha a partir de 1996. Este hecho ha afec-tando a la recarga por retornos de riegos. El cultivopredominante es el tomate, que supedita el riego ylos bombeos a la época de zafra (desde agosto hastamayo), aunque también se cultivan papas, cítricos,hortalizas y otros frutales tropicales. El suministro deagua en la zona está cubierto principalmente poraguas superficiales, mediante tres presas situadasaguas arriba en el barranco de La Aldea. Sin embar-go, la vulnerabilidad del sistema en épocas de sequíaes grande y es, en esos momentos, cuando las aguassubterráneas adquieren mayor protagonismo (Muñozet al., 2002).

Marco Geológico

La isla de Gran Canaria tiene una evolución geológi-ca típica de una isla oceánica de punto caliente, quese ha formado mediante la sucesiva emisión de mate-riales volcánicos a partir del fondo oceánico. Despuésde una etapa previa de crecimiento submarino, el vul-canismo subaéreo puede dividirse en una primeraetapa Juvenil (que incluye un volcanismo en escudo,el desarrollo de una caldera y un resurgimiento post-caldera) y una etapa Post-Erosiva, separadas entre sípor un amplio período (≈ 3 Ma.) de escasa a nula acti-vidad volcánica (Carracedo et al, 2002).

En este marco, la zona de estudio presenta mate-riales que pertenecen fundamentalmente a la etapade volcanismo en escudo. De muro a techo, afloranBasaltos Miocenos pertenecientes a las formacionesbasálticas establecidas en la isla: tramo inferior,tramo medio y tramo superior. Se trata de potentesapilamientos lávicos subhorizontales (buzamientoshacia el mar menores a 15º) cuya base se desconoce.Se localizan en toda la superficie de estudio y secaracterizan por el apilamiento de coladas de poten-cia media entre 2 y 4 m de tipo “pahoehoe” y “aa” decomposición basáltica con olivinos y clinopiroxenos.También se encuentran coladas de basaltos plagio-clásicos y algunos depósitos piroclásticos intercala-dos en las coladas (Barrera y Gómez, 1990). El GrupoSálico está representado por materiales extra e intra-caldera, en cuya base destacan unos depósitos hidro-termales denominados Azulejos.

Modelo Hidrogeológico Conceptual

El acuífero de La Aldea está conformado por dos uni-dades geológicas principales: una unidad volcánica yuna unidad sedimentaria, que han sido consideradascomo unidades hidrogeológicas. Estas unidades sesubdividieron en dominios hidrogeológicos (figura1). La unidad sedimentaria está constituida por losmateriales aluviales del barranco principal de LaAldea y los secundarios de Tocodomán y Furel, conun espesor máximo de 30 metros para el aluvial prin-cipal. También forman parte de la unidad sedimenta-ria los depósitos de deslizamientos gravitacionales oderrubios de ladera que están constituidos por mate-rial detrítico y cantos de traquitas-fonolitas, ignimbri-tas y en menor medida, basaltos. Sus potencias sonvariables y se ubican principalmente en la ladera surdel barranco de La Aldea. Debajo de la unidad sedi-mentaria se localiza la unidad volcánica formada porBasaltos Miocenos que ocupa toda la superficie de lazona de estudio, con una permeabilidad muchomenor que la de los materiales aluviales y un espesordesconocido. Existe en la zona un relieve residualdenominado Las Tabladas (situado al este de la zonade estudio entre los barrancos del Furel y el principal)que tiene como base los Basaltos Miocenos, cuyageología es compleja. El límite este de la zona deestudio está definido por la existencia de una calderavolcánica (Caldera de Tejeda), rellena por materialesde la Formación Intra-caldera del Grupo Sálico.

Según datos de ensayos de bombeo, los materia-les aluviales presentan una conductividad hidráulicaentre 26 y 85 m/d, valor más alto que el de los basal-tos que es de 0.03 m/d (Muñoz, 2005). La anisotropía(kh/kv) usada en el modelo para las capas conformadasúnicamente de material basáltico es de 100 (INTECSA,1981) siendo este el único dato localizado en la biblio-grafía de la zona de estudio para este material, y nohay datos para el aluvial en la bibliografía de la zona,aunque se supone menor que la de los basaltos.

Según evidencia la piezometría, el agua se muevefundamentalmente a través de los materiales aluvia-les existiendo un flujo preferente a lo largo delbarranco principal de La Aldea desde el este al oeste.En el barranco de Tocodomán el flujo tiene lugar desur a norte y en las laderas del barranco de La Aldeael flujo va desde los Basaltos Miocenos a los materia-les aluviales del lecho del barranco. El contacto con ellímite este de la zona, exceptuando el lecho delbarranco, ha sido considerado impermeable en labibliografía, debido a la existencia del borde de laCaldera de Tejeda (Muñoz, 2005). Sin embargo el pre-sente trabajo aborda y discute el papel que tiene esteborde en el funcionamiento del acuífero.


Las entradas de agua al acuífero están constitui-das por la recarga a partir del agua de lluvia (≈1hm3/año), la entrada de agua por la cabecera delbarranco (≈0.75 hm3/año), los retornos de riego (≈2hm3/año), las perdidas de la red de abastecimiento(≈0.07 hm3/año) y la infiltración en la escorrentía(≈0.12 hm3/año). Las principales entradas son la recar-ga por lluvia y los retornos de riego. Las salidas delacuífero son la descarga al mar (≈2.8 hm3/año) y lasextracciones por bombeo (≈3 hm3/año) para riego yen menor medida para abastecimiento urbano. Elbalance hídrico se ha calculado para el período 1992-99 y son valores medios anuales.

Descripción del Modelo

El modelo ha sido realizado utilizando el código desimulación Modflow (MacDonald. y Harbaugh, 1988)desarrollado por U.S. Geological Survey, compiladoen la adaptación comercial de WaterlooHydrogeologic Inc., Visual Modflow (WaterlooHydrogeologic, 2005). El Visual Modflow permitemodelar, en tres dimensiones, los problemas de flujoy transporte en aguas subterráneas por el método delas diferencias finitas.

Para la discretización se utilizó como soporte unModelo Digital del Terreno resultante de interpolarmediante krigin ordinario las coordenadas XYZ obte-nidas sobre la base de la cartografía 1:5000 (GRAF-CAN, 1998) con una malla de 25 x 25 m. Para ello seutilizó el programa Surfer v.8. Las cotas más elevadasaparecen en los bordes norte y sur de la zona de estu-dio llegando a alcanzar los 1415 m y van descendien-do hasta la cota 0 m en la costa.

La discretización horizontal de la zona de estudiose ha realizado mediante una malla constituida porceldas rectangulares, orientadas en el sentido princi-pal del flujo de las aguas subterráneas. Modflow tra-baja con una interpolación centrada en cada bloque ocelda y para que cada celda únicamente tuviera unpunto de observación la discretización horizontal fuerefinada en la zona del aluvial principal, donde sesitúa la mayor densidad de piezómetros. Por otrolado, la orografía de la zona con sus grandes pen-dientes en los bordes norte y sur que induce un altogradiente hidráulico obligó, igualmente, a refinar ladiscretización en esa zona. Por todo ello, se optó poruna discretización homogénea de 50 x 50 m sin nin-gún refinamiento sectorial. La figura 2.A muestra laalineación de los vértices del modelo, aunque no sehan representado las celdas debido a que su peque-ño tamaño impide que puedan ser visualizadas a estaescala.

El cálculo de la base del acuífero se ha realizado apartir de los datos del sondeo 0090BSI, situado en lazona de costa del aluvial. El límite se localizó a 163 mde profundidad (cota -143 m.s.n.m.), donde se identi-ficó el contacto entre basaltos alterados y sin alterar.Según el mapa geológico de la zona (Barrera yGómez, 1990), la pendiente de los Basaltos Miocenosen la zona de estudio oscila entre 3º y 5º. La base delacuífero se estimó a partir de estos datos, realizandoel modelo digital de la superficie que constituye estabase mediante el programa Surfer v8.0. La superficieresultante varía entre las cotas de -143 m en la costay los 350 m al este de la zona de estudio.

La discretización vertical en tres capas se realizóinicialmente procurando atender de la forma másfidedigna a consideraciones geológicas. Así, al definirel espesor de la capa superior, conformada por elAluvial, Las Tabladas, los derrubios de ladera y losBasaltos más alterados, se tuvo en cuenta las colum-nas geológicas de algunos pozos, los datos de sísmi-ca en la zona de los basaltos y los descensos máxi-mos medidos en los pozos de observación situadosen la zona de estudio. Sin embargo, las grandes pen-dientes topográficas en los límites norte y sur deldominio del modelo contribuían a problemas de esta-bilidad numérica debido a los fuertes gradientes exis-tentes entre celdas contiguas. Asimismo, estos gran-des gradientes piezométricos inducían al secado deun número suficiente de celdas que impedían la reso-lución del sistema de ecuaciones. Ambas dificultadesse solventaron con una discretización espacial ade-cuada. Esta discretización espacial se caracteriza poruna partición vertical homogénea para las tres capas,correspondiendo un espesor de 1/3 del espesor totala cada una de las celdas (figura 2.B). Esta particiónfinal supone que la capa 1 estaría formada por elAluvial, Las Tabladas, los derrubios de ladera, losBasaltos Miocenos muy alterados y los BasaltosMiocenos alterados infrayacentes inmediatos a estaslitologías, y su espesor variaría desde los 50 m en lazona del aluvial (de los cuales como máximo 30 mson de aluvial) y los 550 m en las zonas montañosas.Las capas 2 y 3 estarían conformadas por los BasaltosMiocenos alterados. Y si bien, con esta discretizacióncontinúan secándose algunas celdas en las zonasmontañosas, se desconoce si las mismas debieranestar secas o no debido a la falta de información pie-zométrica en este sector.

Para la modelación del régimen estacionario se haconsiderado el año hidrológico 1991/92, introducien-do los datos medios anuales de recarga y explotacióny los datos de nivel obtenidos en la campaña piezo-métrica realizada en junio de 1992. El modelo en régi-men transitorio comprende el período 1991/92 –


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1998/99 (2880 días). El período de simulación estádividido en periodos de estrés, durante los cualestodas las perturbaciones que sufre el sistema perma-necen constantes. En el modelo en régimen transito-rio, los datos se han definido temporalmente en inter-valos mensuales. Esto ha supuesto 96 períodos deestrés de 30 días. Los datos de explotación se han cal-culado a partir de los diferentes inventarios de puntosde agua de la zona. Asimismo, se han extrapolado lasseries de datos de los puntos en que dispone de infor-mación a otros puntos en los que se desconoce susextracciones. Para realizar la extrapolación, se hantenido en cuenta las características de los pozos, eluso de agua y el tipo de cultivo que abastece, asícomo la calidad de los datos disponibles.

Los puntos de observación usados para el ajuste ycalibración del modelo se han obtenido de la base dedatos de La Aldea. Se han seleccionado aquellospozos con nivel estático en los meses de junio y julio

de 1992 para el estacionario, obteniéndose 197 pun-tos de observación, y los que tienen más de 3 datosde nivel estático desde 1992 a 1999 para el modelotransitorio, obteniéndose 32 puntos de observación(figura 3). La extensión de las series piezométricas delos puntos de observación difieren notablementeentre sí, la serie más extensa posee 11 datos distri-buidos en los 7 años de estudio, con intervalos demedidas irregulares. Por tanto, el número total dedatos usados para la calibración en régimen transito-rio es de 173. Los pozos de observación para el mode-lo en régimen estacionario están distribuidos en todael área y aunque el mayor número se localiza en elaluvial principal y en Tocodomán, también se hanseleccionado puntos en los basaltos y los derrubiosde ladera (figura 3). Esta distribución de la informa-ción piezométrica le confiere consistencia a la cali-bración de las permeabilidades de todas las unidadeshidrogeológicas. Sin embargo, para el modelo enrégimen transitorio, los pozos de observación se loca-lizan únicamente en el aluvial principal y enTocodomán, esta distribución de la información pie-zométrica no permite una calibración consistente delos parámetros hidrogeológicos de los derrubios deladera y los aluviales de los barrancos secundariosmenores (figura 3). Ello se hizo evidente en el análisisde sensibilidad correspondiente.

Condiciones iniciales y de contorno

La superficie piezométrica de partida adoptada parala simulación en régimen estacionario ha sido unapiezometría paralela a la topografía situada 5 m deba-jo de ésta. Para el régimen transitorio se optó porponer una condición inicial obtenida a partir delmodelo en régimen estacionario en el que se simulóel año medio hidrológico 1991/92.

Las condiciones de contorno impuestas al modelose exponen en la figura 2.A. Los límites norte y sur deldominio modelado son bordes impermeables querepresentan la divisoria de aguas subterránea, que sehace coincidir con la divisoria superficial, la cual seasume que viene dada por las cotas máximas de lascadenas montañosas existentes. El límite oeste estáconstituido por la línea de costa, por lo que se impu-so una condición de contorno de nivel prefijado adop-tándose en la celdas de la capa superior un nivelconstante de 0 m.s.n.m. Por último, en el límite estese ha impuesto una condición de caudal prefijadotanto en la cabecera del barranco, como en el contac-to entre la intra-caldera y el dominio modelado,ambos evaluados por la Ley de Darcy. En los estudiosrealizados hasta el presente trabajo, este borde siem-

Figura 2. A) Condiciones de contorno y B) discretización tridimen-sional del modelo de flujoFigure 2. A) Boundary conditions and B) tridimensional discretiza-tion of the groundwater flow model


pre se había considerado impermeable (Muñoz, 2005)pero la existencia de un caudal de entrada desde lazona de intra-caldera es una hipótesis plausible quemejora la calibración del sistema. La base del acuífe-ro se consideró. Las condiciones de contorno en loslímites se asumieron como invariables en el tiempo.

Los datos recogidos indican que cuando hay en lazona períodos de lluvia muy prolongados, el barran-co corre y vierte agua al mar, aún después de la cons-trucción de las presas aguas arriba. Para representareste proceso se ha puesto una condición de contornode dren para la red hidrográfica formada el barrancoprincipal y los secundarios de Tocodomán y Furel(figura 2.A).

Calibración del modelo en régimen estacionario

El sistema se calibró en régimen estacionario para unmejor conocimiento de las características hidrogeoló-gicas del terreno y disponer de una piezometría inicialpara el modelo en régimen transitorio. Los paráme-tros calibrados fueron las conductividades hidráuli-cas.

La calibración es sin duda la etapa más crítica delproceso de modelación, debido tanto a los diferentesobjetivos que puede tener un modelo, como a losdiferentes escenarios en que esta puede desarrollar-se. La bondad de la calibración se evaluó mediantedistintos estadísticos sobre el conjunto de residuosde niveles (esto es la diferencia entre los niveles cal-

culados y observados) y la consistencia del balancehídrico del sistema.

El ajuste de los niveles observados y los calcula-dos para la calibración del modelo se expone en lafigura 4.A. El número de puntos empleados para lacalibración es de 197. El coeficiente de correlación esprácticamente 1. La desviación estándar, una medidade la dispersión de los valores calculados con rela-ción a los valores observados, es 3 m, este valor sepuede considerar satisfactorio teniendo en cuenta elrango de los niveles. El residuo máximo, punto quepresenta mayor diferencia entre el valor estimado y elobservado, es 10.5 m y se localiza en un barrancosecundario del barranco de Tocodomán. Como es deesperar, los mayores niveles calculados se observanen los pozos localizados en los barrancos secundariosdel Furel y Tocodomán. En la zona del aluvial princi-pal los niveles se sitúan entre 0 y 100 m.s.n.m. Losmayores errores se localizan en los pozos ubicadosen las zonas de contacto entre dos conductividadeshidráulicas diferentes, en Tocodomán y donde seabre la cabecera del aluvial principal. En ésta últimazona, los residuos de niveles parecían sugerir la exis-tencia de una barrera de baja permeabilidad dadoque los niveles observados eran superiores a los cal-culados. Debido a ello se llevó a cabo una campañade geofísica, consistente en varios perfiles de SEV(Sondeos Eléctricos Verticales), en la que no se apre-ció la posible barrera, ni se identificó ninguna otraparticularidad del sistema que justificase la creaciónde una nueva zona de permeabilidad en este sector.

El balance hídrico obtenido indica que las entradasde agua al sistema se producen por la recarga, queaporta 3.32 hm3/a, y por la cabecera del aluvial princi-pal con 0.73 hm3/a, siendo las entradas totales son4.05 hm3/a. Las salidas al mar de aguas subterráneasson de 1.21 hm3/a y por los pozos sale 2.8 hm3/a, porlo que las salidas totales son 4.01 hm3/a. El balancehídrico se ajusta a los resultados mostrados en elmodelo conceptual dando consistencia al modelo.

La recarga procedente de la zona de intra-calderaestaba considerada inexistente (Muñoz, 2005), pero elmodelo evidenció que si se consideraba una ciertarecarga desde la intra-caldera, hipótesis plausibledesde el punto de vista conceptual, se obtenía unamarcada mejoría en el ajuste entre los niveles simu-lados y los observados.

En la calibración de las permeabilidades se partióde 2 zonas que representaban el aluvial y los basal-tos, obteniéndose finalmente 11 zonas de las cuales10 están ubicadas en la capa superior del modelo(figura 5) debido a su heterogeneidad litológica y aque los puntos de observación se concentran en esta.La permeabilidad resultante para el aluvial principal


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Figura 3. Mapa de localización de los puntos de observación ypozos de bombeo en el modelo de flujo en régimen estacionario ytransitorioFigure 3. Location map of observation and pumping wells of thesteady and transit state model flow



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es de 25 m/d, alcanzando 38 m/d y 100 m/d en la des-embocadura y cabecera, respectivamente. Las per-meabilidades resultantes varían entre 18 y 22 m/dpara los aluviales de los barrancos de Furel yTocodomán, correspondiendo a este último los valo-res mayores. Los aluviales de los restantes barrancossecundarios tienen una permeabilidad de 6 m/d. Lapermeabilidad de los Basaltos Miocenos es de 0.0009m/d y varía entre 0.4-1.2 m/d para los derrubios deladera. Estas permeabilidades para las distintas uni-dades hidrogeológicas se han calculado a partir delas obtenidas para la capa del modelo en cada zona,utilizando la potencia conocida de los diferentesmateriales geológicos.

La superficie piezométrica resultante (figura 6) seajusta al modelo conceptual descrito. Los mayoresgradientes se localizan al sur de la zona de estudio yen la cabecera de los barrancos secundarios deTocodomán y Furel. Las líneas de flujo del agua sub-terránea indican una descarga en sentido este-oestehacia el mar y un aporte de agua de las zonas monta-ñosas al norte y sur hacia el aluvial principal. La zonade Las Tabladas cede agua al aluvial principal y albarranco del Furel.

Figura 4. Niveles Observados vs. Calculados para el modelo deflujo: A) resultados para el modelo en régimen estacionario (Año1992), B) resultados para el modelo en régimen transitorio (perio-do 1992-1999), C) resultados para la validaciónFigure 4. Observed vs. Simulated groundwater heads for flowmodel: A) result for steady-state model (year 1992), B) result fortransient-state model (period 1992-1999), C) result for validation

Figura 5. Distribución horizontal de la conductividad hidráulica dela capa superior del modelo de flujoFigure 5. Map of horizontal hydraulic conductivity of the upperlayer flow model


El análisis de sensibilidad indica que el modelo esmuy sensible a la variación de la conductividadhidráulica en todas las zonas, excepto para el aluvialprincipal en su desembocadura, Las Tabladas y elbarranco de Furel. Ello se debe a la fuerte influenciade la condición de contorno de nivel fijo sobre la zonadesembocadura del aluvial del barranco de La Aldeay, en el caso del Furel y Las Tabladas a la falta de pun-tos de observación.

Calibración del modelo en régimen transitorio

Los pozos de observación para la calibración en régi-men transitorio se localizan casi en su totalidad en elbarranco principal y en Tocodomán, no existen pun-tos de observación en el aluvial del Furel, los BasaltosMiocenos y los derrubios de ladera (figura 3). Losparámetros calibrados han sido la conductividadhidráulica y el coeficiente de almacenamiento.

Al igual que en el régimen estacionario los crite-rios de calibración fueron los estadísticos del conjun-to de los residuos de niveles. La desviación estándarfue 2.7 m (figura 4.B), considerándose este valorsatisfactorio. El coeficiente de correlación entre losniveles calculados y observados es de 0.998. El resi-duo máximo, de 7.8 m, se localiza en un pozo situadodonde comienza a abrirse el barranco principal en sucabecera. Los niveles mayores corresponden albarranco de Tocodomán, presentando una cierta dis-persión, y los niveles menores a los puntos de obser-vación del aluvial. En este existe un grupo de pozoscon residuos mayores situados donde se abre lacabecera del barranco.

El modelo presenta mayor sensibilidad respecto aaquellos parámetros soportados por mayor informa-ción piezométrica: las zonas del aluvial principal, elbarranco secundario de Tocodomán y los basaltosalterados.

La permeabilidad obtenida en el aluvial principales 26 m/d, con valores menores en la desembocadu-ra del barranco, 15 m/d, y mayores en la cabecera,120 m/d, estos dos fuertemente influenciados por lascondiciones de contorno. Los valores de permeabili-dad para los barrancos secundarios de Tocodomán yel Furel fueron 21 y 44 m/d, respectivamente. Debeobservarse que la escasez de información piezométri-ca ligada al aluvial del Furel introduce una ciertaincertidumbre sobre el parámetro calibrado con unúnico punto de observación. El aumento en la perme-abilidad de los basaltos, a 0.005 m/d, respecto al obte-nido en la calibración del régimen estacionario, mejo-ró notablemente el ajuste entre niveles. En cuanto alas zonas restantes, los valores de permeabilidad fue-ron los calibrados en régimen estacionario: 6 m/d enlos barrancos secundarios y 0.4 m/d en los derrubiosde ladera. En Las Tabladas se obtuvo una permeabili-dad de 0.009 m/d.

La calibración del coeficiente de almacenamientoofreció los siguientes resultados: 0.08 y 0.15 para elaluvial y 0.03 para los Basaltos Miocenos. Estos valo-res son coherentes con la información previa de esteparámetro (Muñoz, 2005).

El contraste entre los niveles observados y calcu-lados (figura 4.B) evidencia la bondad del ajuste pie-zométrico alcanzado en la calibración del régimentransitorio. Igualmente, se aprecia como los hidrogra-mas calculados reproducen adecuadamente la evolu-ción de los niveles observados. En el aluvial principal,el ajuste es en general bueno, si bien existen ajustesmás pobres en ciertos pozos que son a la vez deobservación y bombeo (figura 7.A). En la zona deTocodomán se obtienen buenos ajustes en la evolu-ción de los niveles calculados (figura 7.B), aunque


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Figura 6. Distribución de la piezometría calculada en la capa supe-rior para el modelo de flujo en régimen estacionarioFigure 6. Simulated groundwater heads in the top model layer forsteady- state flow model



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presentan una cierta dispersión. En ambos casos, seaprecian las variaciones estacionales de los bombeosy la recarga -principalmente por retornos de riego- yuna tendencia decreciente de los niveles.

En la figura 8.A se expone la evolución de lasentradas del balance hídrico del sistema. Los picos enla recarga son causados por la precipitación y vanacompañados, consiguientemente, de un pico ensentido contrario en el almacenamiento. Así, seobserva como al producirse una entrada de aguadirecta se reduce el aporte de agua desde el almace-namiento al sistema. Por el contrario, en los períodosen que disminuye la recarga, al no existir retornos deriego, se incrementa el aporte desde el almacena-miento al sistema. La entrada de agua por la cabece-ra del barranco es una condición de contorno impues-ta al sistema y es constante. No se hay entradas por

Figura 8. Caudal de A) entradas y B) salidas de agua al sistemaobtenidas en el modelo de flujo en régimen transitorioFigure 8. A) inflow and B)outflow in the system for transit state flowmodel

Figura 7. Niveles observados y calculados del modelo de flujo: A)resultados en el barranco principal en régimen transitorio, B) resul-tados en el barranco de Tocodomán en régimen transitorio, C)resultados en la validación del modelo de flujoFigure 7. Observed vs. Simulated groundwater heads for flowmodel: A) result in main alluvial in transit state, B) result inTocodomán alluvial in transit state, C) result in the validation pro-cess for flow model


la desembocadura del barranco, ello resulta coheren-te con la observación de que no existe intrusión mari-na en el acuífero.

Las salidas se representan en la figura 8.B. Seobserva la existencia de picos en el almacenamientoal existir recarga, debido a que entra agua en elmismo desde el sistema. En las salidas por nivelconstante hacia el mar no se aprecia un aumento des-pués de los picos de recarga producidos por la lluvia.Sin embargo, sí se aprecia este aumento en las sali-das por el dren, si bien son pequeñas.

Validación del modelo

La práctica de validación más común, y la usada eneste modelo, es la comparación del resultado delmodelo con datos de campo no usados en la calibra-ción. Para ello, se ha decidido ampliar el tiempo demodelación para ver si los datos observados en elcampo y los calculados por el modelo no sólo se ajus-tan al período de tiempo de la calibración sino tam-bién a años posteriores.

Los resultados de la validación se exponen en lafigura 4.C, en la que se aprecia un buen ajuste entrelos niveles calculados y los observados. Los criteriosde ajuste son: 8.9 m para la desviación estándar y 19m para el residuo máximo. El coeficiente de correla-ción entre los niveles calculados y observados es de0.997. En el pozo con los niveles mayores, ubicado enla cabecera del barranco de Tocodomán, sobre losbasaltos, los niveles calculados son menores a losobservados, al igual que los pozos del aluvial. En elúnico punto donde los niveles calculados son mayo-res a los observados, se sitúa en los derrubios deladera del sur (zona derrubios de ladera 2 de la figura5). Para esta zona, se obtuvo en la calibración en régi-men estacionario una permeabilidad de 1.2 m/d, sinembargo en la calibración del transitorio esta fue de0.4 m/d. El análisis de la validación sugiere que enesta zona la permeabilidad más plausible sería laresultante de la calibración del régimen estacionario.Los mejores ajustes se obtienen en los sondeos deTocodomán. En la figura 7.C se presentan los hidro-gramas calculados y los niveles observados de algu-nos pozos usados en la validación.

Discusión y Conclusiones

La modelación del flujo en el acuífero de La Aldea hasupuesto una reflexión profunda sobre los cocimien-tos hidrogeológicos que se tenían de la zona de estu-dio, ello permitió una sensible mejora de su modelo

conceptual. Por otro lado, se debe observar que sibien la discretización vertical no se ajusta de formaestricta a la caracterización geológica, ella no carecede sentido hidrogeológico. Este hecho se tuvo encuenta al interpretar la conductividad hidráulica de lacapa superior resultante de la calibración del modelo,al considerar las potencias de las diferentes unidadeshidrogeológicas en el cálculo de sus respectivas per-meabilidades. La caracterización geológica de estacapa superior hizo necesaria, en los primeros pasosde la modelación, una campaña de campo para car-tografiar los derrubios de ladera, pues estos no habí-an sido considerados relevantes hasta el momento ycuya importancia hidrogeológica se evidenció en eldesarrollo del modelo.

La modelación del régimen estacionario represen-tó el año medio hidrológico 1991/92. Su calibracióntuvo como objetivo obtener un valor de conductivi-dad hidráulica previo a abordar la calibración deltransitorio y disponer de una piezometría inicial paraeste régimen. El ajuste obtenido en el modelo en régi-men estacionario ha sido bueno, en particular, en lazona del aluvial principal, los mayores residuos pie-zométricos se sitúan en las zonas de contacto entredistintas conductividades hidráulicas, donde se abrela cabecera del barranco principal y en el barranco deTocodomán. En la piezometría resultante del modeloen régimen estacionario, las mayores cotas piezomé-tricas y gradientes se observan en los bordes norte ysur de la zona de estudio que incluyen los barrancosdel Furel y Tocodomán. En la zona del aluvial princi-pal los gradientes son suaves y los niveles se sitúanentre 0 y 100 m.s.n.m. El modelo reproduce notable-mente la piezometría realizada a partir del inventariode 1992. El proceso de calibración puso en evidenciaque un avance en la caracterización geológica era unrequerimiento básico en la mejora del modelo.

La modelación del régimen transitorio abarca unaserie temporal de 8 años hidrológicos (1991/92 -1998/99). Se calibró la conductividad hidráulica y elcoeficiente de almacenamiento. Los resultados obte-nidos han sido buenos en la mayoría de los puntos deobservación, reproduciéndose las oscilaciones esta-cionales por el bombeo de los pozos y la recarga porprecipitación y retornos de riego. Se observa una dis-minución generalizada de los niveles en el período deestudio, debido a que es un período seco y a la dis-minución de los retornos de riego por reducción de lasuperficie y modificación de técnicas de cultivo.

Los máximos valores de la permeabilidad del alu-vial se localizan en la cabecera del barranco. Estazona se haya influenciada por la condición de contor-no de flujo prefijado que representa la entrada deagua por la cabecera del barranco. La permeabilidad


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de la zona central del aluvial varía entre 25-26 m/dque aunque es un valor bajo se encuentran dentro delrango propuesto por Muñoz (2005). La permeabilidadobtenida por el modelo para los Basaltos Miocenos,0.0009-0.005 m/d es de 1 a 2 órdenes de magnitudinferior a los que propone Muñoz (2005). Esto se debea que la permeabilidad resultante de la modelacióncorresponde a toda la columna de basaltos y el datopropuesto por Muñoz (2005), a partir de ensayos debombeo, está calculado en los primeros metros debasaltos muy alterados, que son los que explotan lospozos en la zona. El modelo da información adicionalde la permeabilidad para los derrubios de ladera y losaluviales secundarios: 0.4-1.2 m/d y 6 m/d respectiva-mente. Se debe observar que estas estimacionespodrían variar según las zonas si se dispusiera de unmayor conocimiento de las potencias, ya que para sucálculo se ha supuesto una potencia general estima-da según las observaciones de campo.

Los valores iniciales adoptados para el coeficientede almacenamiento corresponden a los valoresmedios obtenidos de la bibliografía (Muñoz, 2005;SPA-15, 1975; INTECSA, 1981; Custodio, 1985). El coe-ficiente de almacenamiento para los basaltos y el alu-vial obtenidos por el modelo está dentro de los ran-gos encontrados en la bibliografía. La zonificación deeste parámetro no se definió con mayor detalle porconsiderarse que la información piezométrica no per-mitía una calibración consistente del coeficiente dealmacenamiento de las restantes unidades hidrogeo-lógicas (barrancos secundarios menos importantes yderrubios de ladera).

Los resultados obtenidos por el modelo eviden-cian el condicionamiento que la topografía y la geo-logía imponen a la piezometría en la zona del estudio.La consideración del dominio de los derrubios deladera y aluviales secundarios, hasta ahora no teni-dos en cuenta, ha llegado a ser un factor muy impor-tante para obtener un buen ajuste entre nivelesobservados y calculados. Este hecho ha motivadoque se redefina su importancia hidrogeológica en elmodelo conceptual.

El modelo matemático de flujo confirma que elagua es transferida de los diferentes dominios hidro-geológicos al aluvial principal y circula por el aluvialde este a oeste. Las entradas principales al área delestudio son la infiltración por lluvia y retornos deriego y las salidas son el bombeo y descarga al mar.La entrada de agua por la zona intra-caldera tambiénha sido un factor importante para el ajuste modelo, apesar de no ser esta entrada cuantitativamente rele-vante.

El desarrollo del modelo de flujo presentado con-firma la potencia de esta herramienta para obtener un

mejor conocimiento del funcionamiento hidrogeoló-gico en el área de estudio. Asimismo, sienta la basenecesaria para un posterior modelo de transporte. Elproceso de validación fortalece la confianza en lacapacidad predictiva del modelo a pesar de la incerti-dumbre asociada. Finalmente, la bondad de los resul-tados del proceso de modelación validan un modeloconceptual que se revela robusto y coherente con elconocimiento que se tiene actualmente de este siste-ma hidrogeológico, si bien presenta incertidumbreslógicas debido a la complejidad de este tipo demedio.

Agradecimientos

Los trabajos presentados en esta comunicación sehan llevado a cabo dentro de un Convenio deColaboración firmado entre el Consejo Insular deAguas de Gran Canaria, la Universidad de Las Palmasde Gran Canaria y la Fundación Universitaria de LasPalmas. Los datos utilizados en la modelización pro-ceden en parte de los trabajos desarrollados dentrodel proyecto CICYT 1FD97-0525, financiado en partepor el Consejo Insular de Aguas de Gran Canaria; laDirección Gral. de Aguas del Gobierno de Canarias; elExmo. Ayuntamiento de San Nicolás de Tolentino;Coagrisan; Copaisan y Romertor. El trabajo constitu-ye parte de la Tesis doctoral de la primera de los auto-res bajo la codirección de los otros firmantes, finan-ciada mediante una Beca de Investigación del Excmo.Cabildo Insular de Gran Canaria. Parte de este traba-jo de modelación se ha desarrollado en el ámbito delInstituto Geológico y Minero de España.

Referencias

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Recibido: enero 2008Aceptado: abril 2008


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Documents

Modelo de flujo en un acuífero volcánico: el Acuífero de la Aldea … 9.pdf · 2014-03-10 · Cruz, T., et al., 2008. Modelo de flujo en un acuífero volcánico: el Acuífero de