muy bueno HIDROGEOLOGÏA

8/13/2019 muy bueno HIDROGEOLOGA

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U n i v e r s i d a d A u t o i o i n l f e N u e v o L e n

F a c u l t a d d e C i e n c i a s d e i a T i e r r a

J o e r g W e r n e rI primera edicin, 19S6Linares, Nuevo Len, M xico


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1 0 8 0 0 6 6 3 7 3

Int roducci n a l a Hi drogeol og a

m m m m m m m mf I * ; :-


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I n t r o d u c c i n a l a

J o e r g W e r n e r

U n i v e r s i d a d A u t n o m a d e N u e v o L e nF a c u l t a d d e C i e n c i a s d e l a T i e r r aL i n a r e s , N u e v o L e n , M x i c o .

p r i m e r a e d i c i n , 1 9 9 6


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F o t o g r a f a d e l a p o r t a d a :ma na nt ia l in te r mi te n te b r o ta ndo de la c ue va c r s t ic a " Volc n de Ja ur e z " Ca n S a nta Rosa ,S ie r r a Ma dr e Or ie n ta l , L ina r e s . N . L . . M xic o . Dur a n te se qu a s e l n ive l f r e t ic o se e nc ue ntr a22m de ba jo de l n ive l de l a r r oyo se c o . Dur a n te e l t ie mpo de la s l luv ia s ve r a n ie ga s sa le un r oc on un c a uda l de ha s ta unos me tr os c b ic os por se gundo . V a se f igur a s 34 y 129 .F o t o g r a f a : M . G U S E N B A U E R .

I n t r o d u c c i n a l a H i d r o g e o l o g aJ o e r g W e r n e rPr imera ed ic in . 1996

FONDO m i v e f s i t a 0F or ma do e n e l Ce ntr o de Apoyo y S e r v ic ios Ac a d mic os , UANL.Dise o gr f ic o : Jos Luis Ma r t ne z Me ndo z aNo e s t pe r m i t ida la r e pr oduc c i n to ta l o pa r c ia l de e s te l ib r o , n isu t r a ta mie n to in f or m t ic o , n i la t r a nsmis in de n inguna f or ma opor c ua lqu ie r me dio , ya se a e le c t r n ic o , me c nic o , por f o toc opia ,por r e g is t r o u o t r os m todos , s in e l pe r miso pr e v io y por e sc r i tode l t i tu la r de l Copyr igh t .

Unive r s ida d Autnoma de Nue vo Le n , M xic o , 1996 .Edi ta do por :U n i v e r s i d a d A u t n o m a d e N u e v o L e nF a c ul ta d de Cie nc ia s de la T ie r r aI S B N 9 6 8 - 6 3 3 7 - 8 9 - XF a c ul ta d de Cie nc ia s de la T ie r r a , UANL.H a c i e n d a d e G u a d a l u p e ,L ina r e s , Nue vo Le n , M xic o .

Contenido

H i d r o l o g a y G e o l o g a d e a g u a s s u b t e r r n e a s 1El a gua sub te r r ne a e n e l c ic lo h idr o lg ic o 3El c ic lo h idr o lg ic o / 3P r e c ip i ta c in , e va por a c in , e sc ur r imie n to supe r f ic ia l y sub te r r ne o / 4La ve ge ta c in e n e l c ic lo h idr o lg ic o . Eva potr a nsp i r a c in / 5Eva potr a nsp i r a c in ( e va por a c in) r e a l y po te nc ia l / 6Alma c e ne s e n e l c ic lo h idr o lg ic o / 6Agua f ue r a de l c ic lo h idr o lg ic o ( " Agua s ge o lg ic a s" ) / 7S is te ma s h idr oge olg ic os / 8Los pa r me tr os de los s i s te ma s h idr oge olg ic os / 9La e c ua c in de ba la nc e de a gua . A lma c e na mie n to / 12La r e c a r ga de l a gua sub te r r ne a por p r e c ip i ta c in /13

Conc e ptos de a gua e n la h id r oge olog a . De f in ic ione s /14El a c u f e r o 17D e f i n i c i n . C o n c e p t o s / 1 7Tipos de a c u f e r os l i to lg ic os / 18P or os ida d . De f in ic in ge ne r a l /19P e n n e a b i l i d a d / 1 9

Aniso t r op a e I nhomoge ne ida d / 21Tipos y c onc e p tos h idr od in mic os / 21P isos de a gua sub te r r ne a / 23S is te ma s de f l u jo de a gua s sub te r r ne a s / 24La s de sc a r ga s de a gua sub te r r ne a 26Tipos de ma na nt ia le s / 26De sc a r ga s a r t i f ic ia le s / 28P ie z ome tr a 29

El n ive l p ie z om tr ic o y su me dic in / 29La c a r ta p ie z om tr ic a y su c ons t r uc c in . C lc u lo de l g r a d ie n te p ie z om tr ic o / 30Conf igur a c ione s va r ia s de la c a r ta p ie z om tr ic a . P r ob le ma s e n su c ons t r uc c in / 32La s va r ia c ione s me te or o lg ic a s de l n ive l p ie z om tr ic o / 37G e o h i d r i l i c a 4 3El f lu jo de l a gua e n e l a c u f e r o 45L a le y d e D A R C Y / 4 5Apl ic a c in de la le y de DARCY e n e l c a mpo / 47El po te nc ia l h id r u l ic o . F lu jo de a gua sub te r r ne a e n t r e s d ime ns ione s / 48La c onduc t iv ida d h idr u l ic a de a c u f e r os de por os / 50


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Los l mi te s de la le y de DARCY / 51Conduc t iv ida d h idr u l ic a - pe r me a bi l ida d in t r nse c a / 54La a n iso t r op a de pe r me a bi l ida d / 56Tr a nsmis iv ida d ( y I r a nsmis ib i l ida d) / 56Coe f ic ie n te de a lma c e na mie n to y r e nd imie n to e spe c f ic o / 57La ve loc ida d de f lu jo de l a gua sub te r r ne a ( sobr e v is ta ) / 59Conc e pc ione s de por os ida d y de c a pa c ida d de a lma c e na mie n to / 62El poz o e n e l a c u f e r oEl c ono de a ba t imie n to e n e l a c u f e r o l ib r e / 65El poz o e n e l a c u f e r o c onf ina do / 68El poz o a r te s ia no / 69

El e nsa yo de bombe o c omo m todo h idr oge olg ic o / 70La pr e s in de a c u f e r o y e l n ive l p ie z om tr ic o / 79La ge ohidr u l ic a de los a c u f e r os de g r ie ta s y c r s t ic osLa s r oc a s c onso l ida da s c omo a c u f e r os / 84Volume n de c a v ida d ( " por os ida d" ) / 85P e r me a bi l ida d / 85He te r oge ne ida d , a n iso t r op a y e l vo lume n r e pr e se n ta t ivo e le me nta l / 86Aniso t r op a hor iz on ta l y ve r t ic a l / 87Dir e c c in de po te nc ia l Dir e c c in de f lu jo / 87Ve loc ida de s de f lu jo / 87

Va l ide z de la le y de DARCY. De te r mina c in de pa r me tr os de a c u f e r o / 89Mode lo de dos por os ida de s . Mode lo de c a pa c onduc tor a y a lma c e na dor a / 89El p r ob le ma de la c one xin a l a c u f e r o / 90El a gua sub te r r ne a y e l t r a nspor te de sus ta nc ia sLa d ispe r s in / 91El e nsa yo de t r a z a dor c omo m todo h idr oge olg ic o / 93H i d r o g e o q u m i c aLos pr oc e sos qu mic os p r inc ip a le s e n los s i s te ma s de f lu jo de a gua sub te r r ne a . . . .D iso luc in de sus ta nc ia s s l ida s /101La c onduc t iv ida d e l c t r ic a /103D i s o l u c i n d e g a s es / 1 0 4O x i d a c i n y r e d u c ci n / 1 0 4I n t e r c a m b i o c a t i n i c o / 1 0 6E l p H y s u s c a m b i o s / 1 0 7

Diso luc in de c a r bona to e l p r oc e so de c a r s t i f ic a c in /107El a n l is i s qu mic o y la c la s i f ic a c in de a gua s sub te r r ne a sE l a n l i s is h i d r o g e o q u m i c o / 1 1 0La toma de mue s t r a s de a gua sub te r r ne a pa r a e l a n l is i s qu mic o / 110La c la s i f ic a c in qu mic a de a gua s sub te r r ne a s /112

Los c ons t i tuy e n te s qu mic o s p r inc ipa le s de la s a gua s sub te r r ne a s 114Tota l de s l idos d isue l tos /114C a t i o n e s / 1 1 5Anione s / 116L a S l i c e / 1 1 8C o n s t i t u y e n t e s m e n o r es / 1 1 9G a s e s d i s u e l to s / 1 2 0

Eva lua c i n y p r e se n ta c in de r e su l ta dos de a n l is i s qu mi c os 123Conc e ntr a c in e qu iva le n te ( me q/1) / 123Ba la nc e de I one s /123P r e se n ta c in de los r e su l ta dos e n d ia gr a ma s y c a r ta s / 124C lc u lo de a gua s de me z c la /129I s t o p o - H i d r o l o g a 1 3 2Estud ios i so tp ic os e n la h id r oge olog a /132P r opie da de s qu mic a s y f s ic a s de los i s topos de un e le me nto /132Los i s topos e s ta b le s de la mol c u la de a gua /133I s topos r a d ioa c t ivos e n e l a gua sub te r r ne a / 140H i d r o g e o t e r m i a 1 4 3La te mpe r a tur a de l a gua sub te r r ne a 145Ge ne r a l ida de s / 145Conc e ptos ge o t r mic os b s ic os / 146El f a c tor c l im t ic o / 146El f a c tor ge o t r mic o /149

Eje mplos pa r a la u t i l iz a c in de la te mpe r a tur a de a gua s sub te r r ne a s e n la me todolog ah idr oge olg ic a / 151T e m a s e s p e c f i c o s 1 5 3Hidr oge ol og a c ompa r a t iva de la s z ona s c l im t ic a s 155Ge ne r a l ida de s / 155La r e c a r ga /155La mine r a l iz a c in /157Ca r s t i f ic a c in e h idr oge olog a de Ca r s t 158C a r s t i f i c ac i n / 1 5 8F e nme nos de c a r s t / 158P r opie da de s de los a c u f e r os c r s t ic os / 164

B i b l i o g r a f a n d i c e a l f a b t i c o165168


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Presentac in

La p resen te obra es e l r esu l tado de ms de t re in ta aos de exper iencia del Dr . JoergWerner Pau lus en p royectos de invest igacin y cu rsos impar t idos en d iferen tesi n s t i t u c io n e s a l e m a n a s , p a r t i c u l a r m e n t e e n e l S e r v i c i o G e o l g i c o E s t a t a l d e B a d e n -Wuer t temberg , as como de los l t imos aos en la Facu l tad de Ciencias de la Tier rade la Universidad Autnoma de Nuevo Len en Mxico .La apor tac in de este l ib ro de tex lo Introduccin a la Hidrogeologa para la ensean zay consu l ta de estud ian tes de l icencia tu ra , maestr a y especia l idades af ines es de g ranvalo r , ya que en l se tocan tp icos de g ran in ters y de ac tual idad de la h id rogeo log a .adems de ayudar a l en tend imien to de uno de los recursos natu ra les ms impor tan tes,como lo const i tuyen las aguas sub ter rneas.Esta pub l icacin t iene una marcada impor tancia deb ido a la escasez de la l i te ra tu raespecia l izada en id ioma espao l y puede ser de apoyo para la p reparacin deprofesion istas de las geociencias en pases de hab la h ispana.

D r . C o s m e P o l a S i m u t aDirecto r de la Facu l tad de Cienc ias de la Tier ra . UAN L.


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Prefacio

Los caminos y e l compor tamien to de las aguas sub ter rneas, genera lmen te inv isib lesy por e l lo considerados como algo mister ioso desde t iempos inmemor iab les, son e lob je t ivo de la h id rogeo log a .He t ra tado de p resen tar esta mater ia complicada en una fo rma concisa mas b ieni lustrada en esta Introduccin a la Hidrogeologa. El p resen te vo lumen t iene comof u n d a m e n t o l o s c u r s o s Hidrogeologa I y II, incluyendo p rct icas de campo y delaborato r io , impar t idos en tre los aos 1992 y 1995 en la Facu l tad de Ciencias de laT i e r r a d e l a U n i v e r s i d a d A u t n o m a d e N u e v o L e n , L i n a r e s , N . L . , M x i c o . L adeterminacin de pub l icar mis escr i tos se motiv deb ido a la escasez de l ib ros detex to de h id rogeo log a en e l id ioma espao l d ispon ib les y ac tuales.La p resen tacin de la mater ia se fundamenta en la l i te ra tu ra c i tada en e l tex to , ascomo en mis exper iencias, que se han acumulado duran te t res dcadas de t rabajocomo h id roge logo en e l Serv ic io Geo lg ico Esta ta l de Baden-Wr t temberg , Fre iburg ,Alemania , y duran te los l t imos c inco aos, t iempo en e l cual he ten ido e l gusto deestud iar la fasc inan te h id rogeo log a reg ional del noreste de Mxico y de ensear einvest i gar en la U. A.N.L.. L os e jemplo s que e l lec to r encon trar en e l tex to , son en sumayor a de mis reas de t rabajo .La obra serv ir para in troducir en fo rma b reve a la h id ro geo log a . 110 so lo a losestud ian tes de la geo log a y de las dems c iencias de la t ier ra , sino tambin a los dereas af ines, ta les como la ingen ier a c iv i l e h id ro log a , as como a ec logos sinfo rmacin en h id rogeo log a que qu ieran famil iar izarse con e l estud io del aguas u b t e r r n e a .El uso de esta obra requ iere de conocimien tos bsicos en f sica y qu mica , as comode geo log a genera l . Estos se pueden adqu ir i r consu l tando una amplia gama de l ib rosde tex to p resen tes en cualqu ier b i l io teca especia l izada en e l r amo de la ingen ier a ,p a r a l a g e o l o g a p o r e j e m p l o L E E T y J U D S O N ( 1 9 8 6 ) o BL Y T H y F RE I T A S ( 1 9 8 9 .ver b ib l iograf a) , ambos t raducidos del ing ls.

xi

El ob je t ivo en los cu rsos Hidrogeologa I y II fue la h id rogeo log a genera l . Por esotambin en esta obra me l imito a este estud io , dejando apar te e l amplio campo de lah id rogeo log a ap l icada o de la h id rogeo log a ambien ta l .Para estud ios ms p ro fundos, e l lec to r debe u t i l izar l ib ros de tex to de h id rogeo log ad e t a l l a d o s , p o r e j e m p l o CU S T O D I O y L L A M A S ( 1 9 8 3 ) , F RE E Z E y CH E RRY(1979 . en ing ls) o DAVIS y DE W1EST (1971 , en t raduccin del ing ls) , as comola l i te ra tu ra especia l c i tada en e l tex to . A pesar de estar ms vesado en la l i te ra tu rah id rogeo lg ica a lemana, he t ra tado de sust i tu ir la por t tu los ang losajones, deb ido aque la l i te ra tu ra a lemana no es muy accesib le a la mayor a de los lec to res de hab lae s p a o l a .

A g r a d e z c o m u c h o a m i s c o l e g a s y a m i g o s m e x i c a n o s I n g . G e o ) . A l b e r t o D E L E O N .M . C. M a r t n RA N G E L y D r . J u a n M a n u e l RO D RI G U E Z p o r s u s c o n t r i b u c i o n e smuy val iosas, l levando a cabo la co r reccin l ing st ica y p ro fesional deta l lada de laobra .A d e m s m e s i e n t o m u y o b l i g a d o c on e l L i c . J os L u i s M A R T I N E Z d e l a F a c u l t a d d eAr tes Visuales de la Universidad Autnoma de Nuevo Len por encargarse de lacreacin g rf ica y de la ed ic in de la obra . Me d io mucho gusto t rabajar con l .

H a c i e n d a G u a d a l u p e , L i n a r e s N . L .Febre ro de 1996 .

J o e r g W e r n e r


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Pasan los claros ros y las fuentesy pasan los arroyos bullidores:nunca a su origen vuelven las corrientes,que entre guijas nacieron y entre flores:con incesante afn y con presurabuscan all en el mar su sepultura.J o s J o a q u n P e s a d oVanidad de la gloria humana (Cania de Netzahualcyotl)

d e v e r a s n u n c a v u e l v e n ?

Hidrologa y Geologade aguas subterrneas


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Pasan los claros ros y las fuentesy pasan los arroyos bullidores:nunca a su origen vuelven las corrientes,que entre guijas nacieron y entre flores:con incesante afn y con presurabuscan all en el mar su sepultura.J o s J o a q u n P e s a d oVanidad de la gloria humana (Canto de Netzahualcyotl)

d e v e r a s n u n c a v u e l v e n ?

Hidrologa y Geologade aguas subterrneas


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El agua subterrnea en el ciclo hidrolgico

E l c i c l o h i d r o l g i c oFue descubier to has ta el s iglo 17 por los cientf icos f ranceses PERRAULT yMARIOTTE (f igura 1) . Sus mediciones de la altura de precipitacin anual en lacuenca del Ro Sena y la es timacin del caudal de es te r o , as como las medicionesde agua inf il trada en el subsuelo, realizadas en un stano, les condujeron a laconclus in de que las aguas subterrneas y f luviales se or iginan exclus ivamente enlas l luvias y no como se supona anter iormente en modo especulativo, en el mar porcaminos mis ter iosos subterrneos .

Para el balance global de agua vale: Precipitacin P = Evaporacin E si noex i s t e u n camb io d e a lmacen am ien to .

F i g u r a 1 : Esquema del c ic lo h idro lgico. ET = Evapot ranspi rac in (vase pg. 5). E l aguaalmace nada en la t ier ra f irme es t representada por e l h ie lo de los g lac iares - Segn C ASTA NY(1982) , modi f icado.


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En el ciclo hidrolgico se ocupan var ias ciencias ( f igura 2) :M e teo r o lo g a y C l ima to lo g a ag u a en l a a tm s f e r aHidrologa aguas superf iciale sHidropedologa (Edafologa) agua en los suelosHidrogeo loga aguas subterrneas

P r e c i p i t a c i n P M e t e o r o l o g a , C l i m a t o l o g a

H i d r o p e d o l o g aA g u a s S u p e r f i c i a l e s :

H i d r o l o g a

- ^ u r ri m i e n t o s u b t e ^A g u a s S u b t e r r n e a s : H i d r o g e o l o g a

F i g u r a 2 : Escur r im iento supe r f ic ia l y subter rneo , in t er f lu jo e in f i l t rac in (esq uema) .

F i g u r a 3 : Manant ia les , r osy par t eaguas . Las f lechasinter rumpidas s imbol izan e le s c u r r i m i e n t o g e n e r a l e nt iempos de l luv ia. En R uu lsemide e l escur r im iento t ot a ldel r o , or ig inando en lac u e n c a d e d r e n a j e r e s -pec t ivaP r e c i p i t a c i n , e v a p o r a c i n , e s c u r r i m i e n t o s u p e r f i c i a l y s u b t e r r n e oEl agua deprecipitacin que alcanza la superf icie terres tre (P) escurre parcialm entecomo agua superf icial ( escurrimiento superf ic ia l R) . Parcialmente se inf i l tra en elsubsuelo y escurre como agua subterrnea (escurrimiento subterrneo G . V as ef iguras 2 y 3) . Las cantidades de escurr imiento dependen en alto grado de laprecipitacin: s in embargo una gran par te de ella se pierde por la evaporacin (E), la

q u e d ep en d e d e l a t emp e r a tu r a . E linterflujo es la par te del escurr im iento superf ic ialque se retarda por una vegetacin densa y por su curso por los hor izontes superf icialesdel suelo (hor izontes A) .

El agua escurr iendo en la superf icie alcanza los cauces de arroyos y r os . Lascuencas de drenaje de s tos es tn separadas por par teaguas . El agua subterrnea en sumayor par te sale en manantiales y s igue escurr iendo en los r os como agua superf icial( f igura 3) .

El escurrimiento en tiempos secos de un r o se or igina exclus ivamente en susmanantiales . Entonces vale para un punto de medicin en un r o: R Io u l = Gio ia l, lo queofrece una pos ibil idad de determinar G. Para las unidades de medicin vase tabla 2 .L a v e g e t a c i n e n e l c i c l o h i d r o l g i c o . E v a p o t r a n s p i r a c i nEn las zonas no desr ticas , la vegetacin desempea un papel importante en el ciclohidrolgico. El consumo de agua de es ta disminuye el escurr imiento superf icial , lainf il tracin y el escurr imiento subterrneo. La transpiracin de las plantas se aumentala evaporacin. El to tal de la evaporacin se l lama evapotranspiracin (ET. f igura 4) .

En bosques y selvas hay que tomar en cons ideracin la intercepcin Ic. Losrboles interceptan una par te de la precipitacin, de tal manera que la precipitacinque alcanza el suelo, conocida como precipitacin de bosque (P*. f igura 5) , es mspequea que la precipitacin total (P) :

p* = p _ le.La transpiracin, y con ella la evapotranspiracin. depende no solamente del

clima, s ino tambin del t ipo de vegetacin, segn la secuencia s iguiente:selva > bosque > matorral > prado > terreno agrar io > suelo desnudo.Un consumo de agua extraordinar io lo mues tran las plantas f reatof itas (rboles

que alcanzan con sus races el agua subterrnea nivel f retico, f igura 4) .T o t a l : E v a p o t r a n s p i r a c i n E T

Tr ans p i r ac i n

F i g u r a 4 : Evaporac in, t ranspi rac in y evapot ranspi rac in


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Precipitacin P

F i g u r a 5 : In te r c epc in y p rec ip i tac in de bos que

E v a p o t r a n s p l r a c i n ( e v a p o r a c i n ) r e a l y p o t e n c i a lLa Evapotranspiracin potencial E T P (evapor acin potencial EP ) e s d e f in id a co moel poder de la atmsfera de evaporar , lo que depende en pr imer lugar de la temperatura.S e ca l cu l a en b a s e a p a r me t r o s c l im t i co s ( p. e j . f r mu la d e P EN M A N : LER N ER e tal . 1990) y corresponde a la evaporacin de la superf icie l ibre de agua, medida con elevapormetro ( f igura 7b) . Solamente s i las reservas de agua en el suelo son suf icientes ,la evapotranspiracin y la evaporacin reaI (o efectiva o actual) ETR y ER puedenalcanzar ETP (EP) , como en el ejemplo de la pgina 11. S i no hay reservas suf icientes ,entonces :

E T P ( E P ) > E T R ( E R ) .En regiones con clima ms o menos r ido:

E P PVase p . ej . d iagrama de clima f igura 11.Para la aplicacin de los conceptos Evaporacin/Evapotranspiracin potencial y realvase el ejemplo en pginas 11 y 12.A l m a c e n e s e n e l c i c l o h i d r o l g i c oLos lugares donde se encuentra el agua, transcurr iendo el ciclo hdr ico, pueden sercons iderados como almacenes , independientemente de los per odos de almacenamientotan diferentes . La tabla 1 presenta almacene s de muy cor to plazo com o los cauce s delos r os , la humedad de suelo (capacidad de campo de suelo, vase pg. 12) y laatmsfera, juntos con los glaciares , en los cuales el agua puede es tar almacenada paradiez mil aos y ms .

Volmen de agua almacenada (km 3) PorcentajeGlobo, Hidrosfera

to ta l aguadu lc e

Ocanos (agua salada)Glaciares, nieve perenne

1,390,000,00040,000,000

1,340,000,00024 ,000 ,000

100%2 .9%96.4% del total de agua60 % del agua dulce1.7% del total de agua

Aguas subterrneas(acuiferos, 0-5000m de Profundidad)

- t o t a l agua du lc e

6 0 , 0 0 0 , 0 0 01 6 , 0 0 0 , 0 0 0 40% del agua dulce

Aguas superfic iales de los continentes: lagos 176,400 cauce de los r os 2,120

Humed ad de suelo 16,500A tms fe ra 3 ,000Biosfera 1,120

0.013% del total d.a.0,005% del agua dulce0.04 % del agua dulce0.03 % del agua dulce0.003 % del agua dulce

T a b l a 1 : A lmac e nes en e l c ic lo h id ro lg ic o . S egn CA S TA NY (1982 , m od i f i c ado) .

A g u a f u e r a d e l c i c l o h i d r o l g i c o ( A g u a s g e o l g i c a s )Son las aguas geolgicas que entran en el ciclo hidrolgico, causando un exceso e n elb a l an ce h d r i co :

Aguas juveniles (= aguas del manto terres tre) . Son solam ente unos km3 porao y despreciable para el ciclo hidrolgico actual; s in embargo todo elvolumen de aguas recientes se or igina en el manto terres tre como aguajuvenil y ha entrado en el ciclo hdr ico durante miles de millones de aos .

Las aguas geolgicas que es tn fuera del ciclo hidrolgico por un plazo muy largo,causan un dficit en el balance hdr ico actual (almacenes de per odos geolgicos ) :

Aguas en los sedimen tos marinos ("conna te water") Aguas subterrneas en s is temas cerrados , prcticam ente s in circulaci n.

P .ej . acuiferos mesozicos profundos en el Graben del Rhin (Europa Central) ,ais lados por capas terciar ias de permeabilidad muy baja. El agua encerradatiene edad terciar ia.

Los grandes casquetes polares y los glaciares de las montaas de la t ier ra representanun almacn de agua dulce para per odos muy grandes ( tabla 1) . Su crecimiento yfus in por cambios climticos , p .ej . durante el P leis toceno, causan las var iacionesdel nivel del mar en un orden de tamao de 100 m.


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S i s t e m a s h i d r o g e o l g i c o sLos recursos de aguas subterrneas no son yacimientos que se explotan has ta suag o tamien to co mo p .e j . l o s y ac imien to s d e p e t r l eo . M s b i en s o n s i s t emash id r o d in mico s r ecu p e r n d o s e p e r man en temen te co mo p a r t e s d e l c i c lo h id r o l g i copor ser recargados por agua de precipitacin. Por eso el reconocimiento de lacantidad de recarga de s is temas hidrogeolgicas es una de las tareas ms i mportant esen la hidrogeologa.

La f igura 6 mues tra esquemticamente un s is tema hidrogeolgico. La cantidadde agua inf il trada I sufre prdidas por evapotranspiracin. Solamente la par te noafectada, la infiltracin efectiva IE, alcanza el agua subterrnea (el n ivel piezomtr ico)y alimenta su f luj o (escurr imie nto subterrne o G), que sale en la zona de descarga.Para un s is tema hidrogeolgico cerrado, que no obtiene recarga por afuera y que sedescarga totalmente, vale entonces :

Inf il tracin efectiva IE = Recarga = Escurr imiento subterrneo G = Descarga.A d ems v a l e : IE= P-ET-R (1)

Por las altas var iaciones temporales de la precipitacin y la inf i l tracin, es tasecuaciones valen solamente para t iempos largos (valores es tads ticos ) .

P E T R

campo (capac idad del suelo de a lmacenar agua, medido en mm)

L o s p a r m e t r o s d e l o s s is t e m a s h i d r o g e o l g i c o sLos parmetros hidrolgicos , necesar ios para el clculo de un s is tema hidrogeolgicoes tn presentados en la tabla 2 y en las f igs . 7-10. Para los mtodos de su medicin oc l cu lo v as e LER N ER e t a l . ( 1 9 9 0 ) . D E A ZEV ED O e t a l . ( 1 9 7 6 ) o C U S TO D I O &LLAMAS (1983) . El ejemplo de la f igura 11, mues tra la presentacin de datosclimticos en forma de un diagrama de clima con una interpretacin.

I I l

(a) ( b) L _ 1F i g u r a 7 : a) P luv imet ro (esquemt ico) . Area embudo/rea c i l indro = 10: 1, as que se lee en e lc i l indro la a l t ura de prec ip i t ac in en una escala 10:1

b) Evapor met ro (sar t n, esquemt ico) . Se mide e l desce nso del n ive l (de la a l tura) enmm, t omando en cuenta ascensos causados por prec ip i t ac in. S i e l n ive l a lcanza una a l t uramnima, se re l lena elsar t n. Yaqu e por efec tos de equipo E medida gene ralmente sale dem as iadoal t a, se apl ica un coef ic iente de equipo (en e l caso del t ipo Class-A-Pan: 0 . 7) para comparar Emedida con ER.

F i g u r a 8 : F l u j m e t r o ( m o l i n e t e ,esquem t ico) . Se mide la ve loc idad def lu jo (v ) y la a l t ura de agua (H) ensecc iones p arc ia les p e. de 1 m d eancho (a) :C au da l Q = 51 v . H . a l / s

E s t ada l

F i g u r a 9 :V e r t e d o r d e m e d i c i nt r i a n gu l a r T H O M P S O N .El caudal Q ( l / s ) depend e deH y de una cons tante. Sec o n s t r u y e n t a m b i n v e r t e -dores rec tangulares Parala evaluac in se ut i l izantablas (p.e j . DE AZEVEDONETTO et a l . 1976) .T o m a d o d e H E R R M A N N(1977)

2mmr\>5

5 m m

- * ' o v v . v s


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F i g u r a 1 0 :L is me tro . S e mide la a l tu rade la In f i l t r ac in e fec t i v a IE( m m / u n i d a d d e t i e m p o ) .E x is ten v a r ios t ipos ( v as ep .e j . LE RN E R e ta l . 1990)Suelo

tanque

Suelorellenado

E fosa de controlParmetro Unidad de medicin Mtodo de medicin o clculoAltura de Precipitacin PAltura de Evaporacin

potencial EPAltura de Evapotranspiracin

potencial ETPAltura de Evapotranspiracin

real ETR

Escurr imiento superfic ial R

Escurr imiento subterrneo G

Altura de Infi ltracin efectiva IETaza de Recarga gCapacida d de Camp o Efectiva

(del suelo) CCCambio de A lmac enamien to A S

mm/un idad de t iempomm/un idad de t iempomm/un idad de t iempomm/unidad de tiempo

l/s, m 3/s

l/s, m 3/s

mm/unidad tiempomm/unidad tiempo,l/s.km 2mmmm, m 3

Pluvimetro ( figura 7a)Evaporimetro ( figura 7b); clculo en base adatos climticos (LERNER etal. 1990)Clculo en base a datos climticos(LE RNE R e tal. 1990)Clculo (datos clim.; ecuacin de balancehdr ico; en acuferos libre de Ch aumen tode concentracin de Ch, Cap. 17, LERNERet al. 1990)Cubeta y cronmetro (pocos l/s); vertedorde med ic in ( ap rox . 5 - 10 0 l /s ) ; f lu jmetro(figura 8) en corte transversal de cauce dero (con puente de medicin hasta gastosde av en idas ; DE A ZE V E DO NE TTO e t a l .1976); mtodo de inyeccin de sal(arroyos turbulentes; CHURCH 1975)Medicin del caudal de manantiales ypozos (vase R); medicin de R de tiemposeco (1.2); clculo por Ley de DARCY(pg. 57, ecuacin 14); clculo en base a laecuacin de balance hdr icoLismetro ( figura 10); clculo en base a laecuacin de balance hdr icoClculo g = G/A o IE/A (A=Area de recargao cuenca hidrogeolgica)Pesar muestras de suelo

T a b l a 2 : Los pa rmetros de un s is tema h id rogeo lg ic o . - P , E , E T e I s e miden c omo la a l tu ra deuna c apa ho r iz on ta l de agua . Las un idades de med ic in en mm de a l tu ra /a s e pueden c onv er t i ren un idades de c auda l po r un idad de rea en l /s .k m 2 s egn la f rmu la : 1 m m / a =0 . 0 3 1 7 l /s .k m 2 .

E j empl o par a l a p r es en tac i n de da tos c l i mt i c osEn la reg in semihmeda-semir ida de Linares ( f igura 11) la recarga ( in f i l t r ac ine f e c t i v a ) e s t l i m it a d a a l o s m e s e s A g o s t o - O c t u b r e d e a o s n o r m a l e s h a s t a h m e d o s .Con excepcin de Sep t iembre-Octubre la evaporacin po tencia l med ia supera lap recip i tac in med ia . En los dems meses y en aos secos la evaporacin po tencia l yla a l ta capacidad de campo de la mayor a de los suelos consumen to ta lmen te lascan t idades bajas de la p recip i tac in .

L I N A R E S , M E X I C O E p ot b nm iESTACION CAMACH 0 (350 m) H [ m m l

F i g u r a 1 1 : D iag rama de c l ima po rCA RS TE NS para e l rea de L ina res N .L . , Mx ic o , mod i f i c ado .T o m a d o d e R A N G E L ( 1 9 8 9 ) .

E j empl o par a l a ap l i c ac i n de los c onc ep tos E v apo t r ans p i r ac i n /E v apor a c i npotenc ial y realEn el c l ima semihmedo hasta semir ido de Linares la a l tu ra de evaporacin (paraeste concep to vase tab .2 ) , med ida con evapor metro en la Estacin c l imt ica deLinares, ascende a 1575 mm/a. mien tras que la a l tu ra de p recip i tac in a lcanzaso lamente 813 mm/a (vase f igura 11) . Por consecuencia ETR en esta reg ingeneralmen te no puede a lcanzar a EP. En la Plan ic ie Costera a l este de Linares, en lazona pan tanosa del Bao San Ignacio , b ro ta agua termal y f r a en numerososmanan t ia les. Por la densa vegetacin de pan tano con su t ransp iracin a l ta y por lap resencia permanen te de agua y humedad en e l suelo , ETR en esta zona debealcanzar a EP duran te todo e l ao :


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Para poder equiparar E medida con EP y ETR, hay que aplicar el coef icien te deequipo de 0 .7 (vase f igura 7b) , as que se obtiene

ETR Zona Pantanosa Bao San Ignacio = 1575 x 0 .7 = aprox 1103 mm/aYa que 1 mm/a = 0.0317 1/s .km 2 (vase tab.2) ,y la superf ici e de la zona A = 4.5 km 2 ,entonce s : ETR media anual = 1103 x 0 .031 7 x 4 .5 = aprox 1601/s .

Como comparacin: El escurr imiento superf icial to tal de es ta zona de manantiales ,es en t iempos secos de aprox. 1001/s , que es menor que las cantidades medias anualesev ap o r ad as .

El escurr imiento subterrneo brotando en la zona se es tima comoG = 100 + 160 = 2601/s ,sabiendo que es te valor es demas iado pequeo, ya que ETR en los t iempos secos del

verano es ms grande que ETR media anual.O b s e r v a c i n : En e s t a s c al cu l ac io n es y e s t imac io n es l a p r ec ip i t a c i n n o h ay q u e

tomar en cuenta, ya que en una zona de manantiales las precipitaciones no se puedeninf il trar , s ino escurren superf icialmente.L a e c u a c i n d e b a l a n c e d e a g u a. A l m a c e n a m i e n t oPara un s is tema hidrogeolgico bien def inido, s in inf luencias y ef luencias externas ,se puede es tablecer un balance de agua segn la ecuacin

E n t r a d a s - S a l i d a s = C a m b i o d e A l m a c e n a m i e n t oP -(ETR + R + G) =AS (2)

La capacidad de almacenamiento total S del s is tema comprende el almacenam iento superf icial (p .ej . por el retraso del in terf lu jo , vase

f igura 3) el agua almacen ada en el suelo. Lacapacidad de campo efectiva o til (para

las plantas ) CC depende especialmente de la capilar idad y del espesor delsuelo. Los suelos l imosos de alto espesor t ienen CC > 150 mm. Es tealmacn puede es tar vaco o rellenado parcialmente has ta totalmente.S i CC > P . entonces : I = 0 (no hay recarga )

el agua almacenada a cor to plazo por el retraso de la inf i l tracin en la zonano saturada (vase pg. 15)

el agua almacena da en la zona saturada del acufe ro.Por las grandes var iaciones temporales especialmente de P (y de I ) el almacenamientodel s is tema s iempre est cambiando. Cuando P < ETR + R + G. A S es negativo;cuando P > ETR + R + G: A S se vuelve pos it ivo.

A plazos largos , como var ios aos , los parmetros de la ecuacin de balancehdr ico se convier ten en valores es tads ticos cons tantes . Ya que bajo es tas condiciones

AS = 0, (3)la ecuacin de balance hdr ico (2) l lega a ser ms sencil lo:

Entradas = Salidas ,o: P-ETR-R-G =0 (4)N o r ma lmen te s e d e s co n o ce e l v o lu men d e a lmacen amien to y s u s camb io s

dentro de un s is tema hidrogeolgico. Por eso se uti l iza la ecuacin de balance hdr icoen su forma sencil la para clculos de la recarga ( G . 1E ) y de la tasa de recarga(g = G/A), empleando parmetros es tads ticos de largo plazo.

Ms complicado es la aplicacin de la ecuacin de balance hdr ico s i se trata des is temas hidrogeolgicos que comprenden entradas y/o salidas ar t if iciales , como loson los pozos que abas tecen poblaciones fuera del s is tema o aquellas reas regadaspor agua ajena al s is tema. Es tos t ienen que ser tomados en cuenta, as como lasentradas y/o salidas naturales de o a s is temas vecinos . En muchos casos los s is temashidrogeolgicos no se pueden delimitar claramente de s is temas adyacentes , s i p .ej . elpar teaguas subterrneo es muy diferente del par teaguas superf icial .L a r e c a r g a d e l a g u a s u b t e r r n e a p o r p r e c i p i t a c i nEn la Hidrogeologa Aplicada el reconocimiento de la recarga de los s is temas def lujo del agua subterrnea es una de las tareas ms importantes . S i se quieren evitarsobreexplotaciones de los acuferos con sus consecuencias des favorables , hay queconocer la recarga natural del s is tema hidrogeolgico. parmetro que es decis ivopara determinar las cantidades de agua disponibles para el uso humano. S i se trata deuna recarga por pura precipitacin s in inf luencias de cauces de r os o de lagos , latasa de recarga es igual a la inf i l tracin efectiva IE (pg. 8) .

Uno de los mtodos uti l izados para el clculo de la tasa de recarga (o de lainf il tracin efectiva) se basa en los datos climatolgicos , empleando la ecuacin debalance de agua. S in embargo, la tasa de recarga depende no solamente del clima,s ino tambin de la velocidad de inf i l tracin, ya que el agua de l luvia inf i l trndoserpidamente es t fuera del escurr imiento superf icial as como de la evaporacin yevapo transpiracin.

La velocidad de inf i l tracin depende de la permeabilida d del suelo la capacidad de campo del suelo la inclinacin de la superf icie.


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La var iacin de es tas condiciones geolgicas -edafolgicas causa una var iacinespacial grande de la tasa de recarga, dentro de un mismo s is tema hidrogeolgico.Las tasas de recarga ms altas , bajo las mismas condiciones climticas , se observanen regiones carnif icadas (vase pg. 158-164) y en reas de gravas con suelos pocodesarrollados . Las tasas de recarga ms reducidas ocurren en regiones con suelos depermeabilidad baja, especialmente en rocas y suelos arcil losos , y con superf icieinclinada, as como en zonas de nivel f retico muy alto como lo sucede en las zonaspantanosas . Vase pgina 155 tabla 10.

En el marco de una car ta hidrogeolgica se es tablecen tambin car tas de tasa derecarga como base para el clculo de la recarga total de un s is tema hidrogeolgico.

C o n c e p t o s d e a g u a e n l a h i d r o g e o l o g a . D e f i n i c i o n e sConceptos con respecto a l en lace fs ico del agua subterrneaAgua libre (agua gravf ica o gravitacional) : Agua que gotea de una mues tra del

acufero, p .ej . de arena ( f igura 12a) , o que se seca a 108C.Agua adsorptiva (o de retencin) : Agua retenida en las superf icie s de las rocas

( g r an o s , m in e r a l e s d e a r c i l l a ) p o r a t r acc i n mo lecu l a r ( f u e r za s LO N D O N - V A NDER WAALS, f igura 12b) . Se separa y mide por centr ifugacin.

Agua capilar: Agua que asciende en contra de la gravedad por tens in de susuperf icie en poros de tamao capilar ( f igura 12c y d) .

(a) (b)gr ano

agua ads o r p t i v a( f ue r z as LO N D O N - V A N D E R WA A LS )

agua l i b r e ( f ue r z a de g r av edad)

d i p o l o s H 2 0

F u e r z a s L O N D O N - V A N D E R W A A L S

t ens i n des uper f i c i e - (C)s uc c i n c ap i l a r( en un t ubo c ap i l a r )

( d )O v o

O o - o - 1

arena f ina

z ona no s a t u r adaagua c ap i l a r

nivel f ret i coz ona s a t u r ada

F i g u r a 1 2 : a) Agua l ibre y adsorpt iva,b) Dipolos de agua adsorpt iva at rados por la super f ic ie de un grano del a cu f ero( f uerzas e lc t r icas LONDON-VAN DER WAALS)c) En un t ubo de d imet ro capi lar e l agua asc iende por la t ens in de su super f ic ied) Agua capi lar en e l acu f ero ar r iba del n ive l f ret ico. La tens in de succ in capi lardepende de la compos ic in granulomet r ca del mater ia l

Conceptos h idrodinmicos de agua subterrnea ( f igura 13).El agua que se inf i l tra en el suelo puede ser almacenada como agua de suelo ( ag u acapilar , suspendida encima de la zona vadosa) . El agua que pasa el suelo y se inf i l trahaca abajo por la zona no saturada del acufe ro se l lama agua vadosa. P o s t e r i o r men te

F i g u r a 1 3 : Esquema de las concepc iones h idrodinmicas del agua subter rnea. La zona nosaturada (de aerac in) se d iv ide en :1. Zon a del suelo= subzona somet ida a la evapot ranspi rac in, comprendida e nt re la super f ic ie

del t er reno y los ex t remos radicu lares de la vegetac in.2 Subzona in t ermedia, que puede a lcanzar grandes espesores .3. Subzon a capi lar= t rans ic in a la zona saturada. A lcanz a una a l t ura sobre e l n ive l f ret ico, lacual depende de las f uerzas capi lares que hacen ascender e l agua (pg. 14) .


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alcanza el n ivel f retico ( la superf icie plana del agua fretica) en d o n d e co mien za l azona saturada. Lapercolacin vertical no saturada se convier te en el f lu jo hor izon talsaturado. Arr iba del nivel f retico se encuentra la franja capilar (vase tambinf igura 12d) ." Ag u a s mu e r ta s "

Aguas de poros no cone ctad os entre si (p .ej . en basaltos v es iculares ) Aguas de acufero s cerrados (vase pg. 7) Agua de cr is tal (p .ej . la anhidr ita se camb ia en yeso por la incorporac in de

ag u a co n u n co n s ecu en t e au men to d e v o lu men : C aS 0 4 + R , 0 - C a S 0 4 .H 2 0 )

Defin ic iones de agua subterrneaSegn el concepto amplio , generalmente uti l izado en las ciencias , as como en es telibro, el agua subterrnea es toda el agua debajo de la supeificie de la tierra queactualmente participa en el ciclo hidrolgico o que est almacenada de tal modo quepuede entrar nuevamente en este ciclo.

Las concepciones y def inicion es jur d icas suelen ser ms es trictas . Segn s tasel agua subterrnea esel agua que rellena coherentemente las oquedades subterrneasy que obedece a la gravedad.

El acu fero

D e f i n i c i n . C o n c e p t o sEl acufero es el medio rocoso en que se mueve el agua subterrnea ( co n cep toamplio) . Exis te tambin una def inicin es tr icta (vase pg. 22) .

N o r ma lmen te e l co n cep to acufero se conf ina en rocas que conducen cantida desd e ag u a eco n micam en te u t i l i z ab l e s .Funciones del acufero: El acufero es

almac n de agua subterrnea conduc tor de agua subterrnea med io d e i n t e r camb io g eo q u mico .

Tradicionalmente las rocas se clas if ican por sus propiedades conductoras comos igue: Buena s conduc toras acuferos

M a la s co n d u c to r a s ( o s emi - co n d u c to r a s ) " acu i t a r d o s "" N o - co n d u c to r a s " acu f u g o s

Dir igida por el in ters prctico, la hidrogeologa cls ica se enfocaba en losacuferos . Las rocas de conductividad (permeabilidad) baja se cons ideraban como" n o - co n d u c to r a s " y q u ed ab an co mo acufugos fuera del in ters . S in emb argo roca sno-conductoras no exis ten, con excepcin de algunos evaporitas y de la roca de altasprofundidades . Por eso cas i todas las rocas se pueden es tudiar como acuferos . y laclas if icacin cls ica se reduce a una escala cuantitativa de las conductividadeshidrulica s has ta valores muy pequeo s , s ino es que f initos (vase pg. 55, f ig . 60) .De s tos se ocupa la Hidrogeologa de Rocas de Permeabilidad Baja c o m oespecialidad nueva de la hidrogeologa. que se basa en la neces idad de es tudiar laspropied ades hidrogeo lgicas de s i t ios para deps itos de desechos peligro sos . Noobs tante, en un sentido relativo, el concepto acufugo s iempre es t uti l izable (vasef igura 18) .


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T i p o s d e a c u f e r o s l i t o l g i c o sExis ten tres t ipos , los pr incipales son:

Acuferos de poros. En su mayor par te se trata de sedimen tos suelto s(gravas , arenas ) . F igura 14

Acuferos de grietas: R o cas co n s o l id ad as co mo a r en i s ca s , c a l i z a s n ocars tif icad as , basaltos , granitos u otras rocas extrus ivas e intrus ivas , gneisses .F igura 15

Acuferos crsticos: Rocas cars tif icadas (calizas , dolomas , yeso, vasepgs . 158-164) . F igura 16

F i g u r a 1 4 : Acu f ero de Poros .E l agua se mueve en los poros( in t ers t ic ios )

F i g u r a 1 5 : Acu f ero de Gr ietas .E l a g u a s e m u e v e e n l a sf rac turas abier t as de or igentec tnico o de in t emper ismo. E lc o n t e n i d o d e p o r o s g e n e r a l -mente es desprec iable

F i g u r a 1 6 : Acu f ero Crs t ico.E l agua se mueve e n los huecosc r s t i c o s d e d i m e t r o s m u yvar iables (canales , cavernas) .E l c o n t e n i d o d e p o r o s e sdesprec iable

Las propiedades de es tos tres t ipos de acuferos son muy diferentes . Por el gradoelevado de isotropa y homogeneidad de los acuferos de poros la Geohidralicatradicionalmente se enfoque en es te t ipo de acufero como objetivo de inves tigacinbs ica. Por razones didcticas es te l ibro s igue a esa tradicin. Las propiedadesespeciales de los acuferos de gr ietas y crs ticos son tratados en la pgina 164.

Algunos acuferos de gr ietas contienen adems de su permeabilidad y poros idadprimaria (de gr ietas ) una permeabilidad y poros idad secundar ia no despreciable, quecons is te en los poros inters ticiales (vase pgs . 90-91) .P o r o s i d a d . D e f i n i c i n g e n e r a lLa capacidad del acufero de almacenar agua es t determinada por su poros idad. Elco n cep to porosidad (o volumen de poros) se uti l iza tambin para el volumen degrietas y e l volumen de huecos crsticos. La zona saturada del acufe ro cons is te en lamatr iz rocosa y en huecos (poros , in ters ticios ) rellenados de agua.

Definicin: La poros idad p es la par te o porcentaje del volumen de poros en unacufero rellenado de agua:

Vp = [ sin dim ]en lo que V A : volumen de agua [m 3]

V R: volumen total de roca [m*] .V 1 0 0y: P = -[%1p

Ejemplo de un acufero de poros : 1000 mi de arena saturada con agua contienen200 mi de agua. La poros idad de es ta arena es p = 0 .2 (20%).

La poros idad de acuferos crs ticos y de gr ietas normalmente es mucho menor ,s iendo de un orden de tamao de 0 .01 (1%).

Por el concepto coeficiente de almacenamiento, relaciona do a la poros idad ,vcase pgs . 62-64. por otros conceptos de poros idad: pgs . 57-58.P e r m e a b i l i d a dLa permeabilidad (conductividad o conductibilidad hidrulica) es la capacida d deun acufero de conducir agua. Hay que diferenciar entre el concepto general depermeabilidad y la permeabilidad intr nseca (vase pgs . 54. 55) . La permeabilidad


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de acuferos de poros depende de su compos icin granulomtr ica, vase pg. 50. Laf igura 17 mues tra tres sus tratos de permeabilidades diferentes .

U n s u s t r a to d e p e rmeab i l i d ad med ian a p u ed e f u n c io n a r co mo acu f e r o o co m oacufugo, dependiente de su pos icin geolgica ( relatividad de permeabilidades ,f igura 18) .

Entre la poros idad y la permeabildad de un acufero generalmente no exis te unarelacin directa. S in embargo los acuferos de permeabilidad alta normalmentetienen tambin poros idades elevadas . Excepciones : Hay rocas de poros idad alta, quetienen permeabilid ades muy bajas (p .ej . basalto s ves iculares , arcil las ) .

a g u a

per m eab l eac u f e r o bueno

ar ena f i na ,a r enal i m os a

a g u aI J f E

l i l i :s em i pe r m eab l eac u f e r o m a l o( o s us t r a t o s em i pe r m eab l e )

arci l l as

a g u a

per m eab i l i dad m uy ba j aac u f e r o ( r oc as c on f i nan t esde l ac u f e r o - bas a l es ,l a t e r a l es , de t ec ho )

F i g u r a 1 7 : T r e s c a t e g o r a s d e s u s tr a t o s d e p e r m e a b i l i d a d d i f e r e n te . S e g n C A S T A N Y 1 9 8 2 ,m o d i f i c a d o

F i g u r a 1 8 R e l a t i v i d a d d e p e r m e a b i l i d a d e s

A n i s o t r o p i a e I n h o m o g e n e i d a dUn acufero (o una par te de l) es istropo, s i sus caracter s t icas f s icas (especialmen tesu permeabilidad) son cons tantes en las tres direcciones del espacio (vase f igura 19,caso 1) . En el caso contrar io es anistropo (2 ,3 ,4) . Se diferenc ia entre anisotropiavertical (2 ,3) y anisotropia horizontal (4) .

F i g u r a 1 9 : C u a t r o c a s o s d e i s o t r o p a ( 1 ) , a n i s o t r o p a ( 2 , 3 , 4 ) , h o m o g e n e i d a d ( 1 , 2 , 3 ) y h e t e r o g e n e i d a d( 4 ) . T o m a d o d e C A S T A N Y ( 1 9 8 2 )

Un acufero (o una par te de l) es homogneo s i presentan en todos los puntos enel sentido del escurr imiento caracter s t icas f s icas cons tantes (1 , 2 , 3) . En el casoco n t r a r i o e s heterogneo ( 4 ) . U n amb ien t e p e r meab le h o mo g n eo p u ed e s e r i s t r o p o(1) o anistropo (2 , 3) . Un ambiente permeable heterogneo s iempre es anistropo(4) .

Los conceptos de anisotropa e inhomogeneidad son de importancia especialmenteen los acufero s de gr ietas y crs ticos , ya que los acuferos istropos y hom ogn eos dees tes t ipos l i to lgicos prcticamente no exis ten.T i p o s y c o n c e p t o s h i d r o d i n m i c o sU n acu f e r o n o r ma lmen te e s t d e l im i t ad o h ac i a ab a jo p o r u n s u s t r a to d e b a j apermeabilidad ( f igura 20a y b) . En muchos casos exis ten tambin l mites laterales ,p .ej . las pendientes de un canal de gravas (vase f iguras 31 y 42) , o capas de bajapermeabilidad adyacentes en pos icin tectnica ms o menos ver tical (vase f igura29) . Por sus l mites super iores los acuferos son clas if icados en dos t ipos hidrodinm icospr incipales : acuferos no confinados (acuferos libres), s in lecho conf in ante ( f igura 20a) ,

acuferos confinados, con lecho confina nte, formad o por capas de bajapermeabilidad ( f igura 20b) .


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/ e s p e j o d e p o z o7 7 7 7 7 7

ac u l f e r o

7 7 7 7 7 7 Z. , v . . ' . ' . n i v e l f r e t i c o. . " . ' . . . ' ( p ie z o m t ri c o)-i i

' / / / / / / / / / / / As us t r a t o bas a i(a)

es pe j o de poz o n i v e l p i ez om t r i c o( n i v e l de p r es i n )7 * agua s u r gen t efe" . " acu fero ' j . '

> / / / / / / / / / / / / / / / / / / / , ( Csust rato basalF i g u r a 20: Acu f ero l ibre (a) , conf inado y ar t es iano (b)

Lo s acuferos semiconfi nados rep resen tan un t ipo h id rod inmico de t ransic in( f i g u r a 2 2 , 1 y 2 ) . E s t n c o n f i n a d o s po r c a p a s s e m i p e r m e a b l e s .

En los acu feros no conf inados ( f igura 20a) e l n ivel f re t ico l ib re es e l l mitesuper io r del man to f re t ico (o del acufero en el sentido estricto). Se t ra ta de unl mate h id rod inmico , que deb ido a las var iac iones temporales del n ivel no sem a n t i e n e c o n s t a n t e ( v a s e p g . 3 7 - 4 0 ) .

El l mite super io r de los acu feros conf inados es e l l mite geo lg ico en tre e lacu fero y la capa conf inan te ( techo del acu fero , f igura 20b) . Cuando un pozo haatravesado la capa conf inan te y a lcanzado e l acu fero conf inado , e l agua sube en e lpozo hasta a lcanzar e l n ivel de p resin del acu fero conf inado .

Z o n a l i b r e

F i g u r a 2 1 : Acu f ero con zona l ibre, zona conf inada y zona ar t es iana. E l n ive l de pres in se bajarumbo a l f lu jo del agua conf inada por e l consumo de e nerga en e l acu f ero (vase pg. 48)

Acufero artesiano: El mismo acu fero pued e estar conform ado por una zona noconf inada con n ivel f re t ico l ib re y una zona conf inada ( f igura 21) . En la par te dondela super f ic ie del ter reno descende debajo del n ivel de p resin , e l acu fero conf inado

se conv ier te en un acu fero ar tesiano (nombre der ivado de la p rov in ic ia de Ar to is,Francia) . Las per fo raciones que a lcanzan a l acu fero en esta zona se conv ier ten enpozos artesianos o surgentes, de los cuales e l agua sub ter rnea b ro ta l ib rem ente .

No todos los pozos ar tesianos co r responden a este modelo . La pura si tuacintopogrf ica baja , puede causar en acu feros de g ran espesor una d ist r ibucin ver t ica lde lpotencial hidrulico (vase pgs. 48 - 50 y f igura 55) , de modo que sin ex istenciade una capa conf inan te , las par tes p ro fundas de estos acu feros l ib res estn encond ic iones de p resin ar tesiana .

P oz o A P oz o B P oz o A P oz o B

nivelde presin Br ez um e

.1"i Fi i"r-1 n i v e l f r e t i c o A

ac u f e r o l i b r e A

V - S - ' ^ V - ni ve l. . . de p r es i n B

11c apas em i - pe r m eab l e J i.

r ez um e

ac u f e r os em i - c on f i nado B ' J i.J I.

/ / / / / / / / / / / A 0 ) V / / / / / / / / / / A P )F i g u r a 22: Acu f eros semiconf inados .Caso 1: pres in del acu f ero semiconf inado B < pres in de l acu f ero l ibre A ; rezumepor la capa semipermeable hac ia abajoCaso 2: pres in del acu f ero semiconf inado B > pres in del acu f ero l ibre A ; rezumepor la capa semipermeable hac ia ar r iba

P i s o s d e a g u a s u b t e r r n e aCo n s i s t e n e n a c u f e r o s d e p r o f u n d i d a d e s d i f e r e n t e s , s e p a r a d o s p o r c a p a s d epermeab i l idad baja ( f igura 23) .

a c u f e r o A ( c o l g a d o )M a n a n t i a l e s

S ec uenc i aest rat igrf i ca.po r e j em p l ode a r en i s c as yp i z a r r as

F i g u r a23: P isos de agua subter rnea. Los p isos b ien separados t ienen pres iones , minera l izac ionesy t emperaturas d i f erentes


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Los acuferos colgados son acu feros l ib res de menor impor tancia , co locad ossobre un acu fero p r incipal no conf inado , de modo que se encuen tran en la zona 110satu rada de este l t imo ( f igura 23 y e jemplo concreto f igura 24) .

r e c a r g a

F i g u r a 2 4 : Acu f ero colgado E l Refugio -Tepoz anes (Munic ip io Zaragoza N.L. , Mx ico) ; S ier raMadre Or ienta l . Se encuent ra en una es t ruc tura t ec tnica s inc l ina l , donde las lu t i t as p legadas yf rac turadas de la Formac in M ndez (Cretc ico Su per ior ) es tn en contac to d i rec to con las cal izascars t i f icadas de la Formac in Cupido (Cretc ico I nfer ior ) . Las permeabi l idades del acu f erocolgado son de orden medio has ta peque o (mana nt ia les con gas tos has ta aprox . 1 l / s ; un pozoper f orado con un gas to mx. de 5 l / s ) . E l acu f ero pr inc ipal cars t i f icado es t drenado pormanant ia les co n gas tos de has ta 1000 l / s, s i t uados en un val le vec ino muy profundo. La ex is t enc iadel p iso colgado supone que la recarga del acu f ero colgado es ms grande que e l rezume alacu f ero p r inc ipal .Cabe dec i r que a l per f orar un pozo demas iado profondo, que a lcance a l acu f ero pr inc ipal , e l aguadel p iso colgado se podr a perder hac a abajo a la zona no saturada del p iso pr inc ipal .

Acuferos de estratos mltiples: Los complej os de estra tos mlt ip les consistene n v a r i o s a c u f e r o s i n d i v i d u a l e s , m s o m e n o s b i e n s e p a r a d o s p o r c a p a s d ep e r m e a b i l i d a d b a j a y d e e s p e s o r p e q u e o . P a q u e t e s d e e s t e t i p o p u e d e n s e rconsiderados como un acu fero de a l ta an iso trop a ver t ica l ( f igura 25) . Acu feros deestra tos mlt ip les se encuen tran p .e j . en e l Terc iar io de la Plan ic ie Costera del Golfode Mxico , conformado por capas a l ternan tes de aren iscas y lu t i tas.S i s t e m a s d e f l u j o d e a g u a s s u b t e r r n e a sUn sistema de f lu jo de agua sub ter r nea com prende la recai ga , e l f lu jo hor izon ta l y ladescarga del agua y co r responde a l sistema h id rogeo lg ico (pg . 8 ) . E l agua sub ter rneade un sistema de f lu jo puede pasar por var ios acu feros de t ipo d iferen te , que t ienencon tacto en tre s (vase e jemplo f igura 26a y b ) .

F i g u r a 2 5 : Aqu f ero de es t ratos ml t ip les .Cons is t e en un comple jo de capas de per -meabi l idad e levada (p.e j . ca l izas , areniscas) ,separados por capas de permeabi l idad baja y depequeo espesor (p.e j . lu t i t as , p izar ras)

zona de recargai

descarga(Manantial)

acufero de

F i g u r a 26: S is t ema de f lu jo de 2 acu f eros (cars t ind i rec to) a) cor t e longi t udinal , b) cor t et ransversal . E l s is t ema no es cer rado, ya que no se descarga t ota lmente en e l man ant ia l (a) .

recargaJ I M


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Las descargas de agua subterrnea

T i p o s d e m a n a n t i a l e sEl agua sub ter rnea se descarga en manan t ia les. Segn las si tuaciones h id rogeo lg icasse d iferencian var ios tipos de manantiales. Algunos de e l los estn i lustrados en lasf i g u r a s 2 7 - 3 4 .

F i g u r a 27: Hor izonte de manant ia les , f ormado por un l m i t e geolgico ent re un acu f ero y unsus t rato poco permeable.

F i g u r a 28: Manant ia l de escombro de t a lud. E l agua no sale d i rec tamente del hor izonte demanant ia les , s ino ms abajo despus de cor rer por escombro de t a lud.

( 1 )F i g u r a 2 9 : Dos e jemplos de manant ia les de f a l las (o de zonas de d iac lasas) de la Mina La Huiche,G a l e a n a , N .L . , M x i c o -1: Fal la mpermeable: Areniscas permeables de la Formac in Huizachal en yux tapos ic in

con yesos y arc i l las de la Formac in Minas V ie jas2: Fal la permeable: Fal la con d ique dent ro de areniscas de baja permeabi l idadd e laFormac in HuizachalF i g u r a 3 0 : M a n a n t i a l p o rd e p r e s i n d e l a s u p e r f i c i e .E jemplo O jo de Agua, E j ido LasCruc i t as , L inares N.L. , Mx ico.Gravas f luv ia les sobre lu t i t asde la Formac in Mndez

F i g u r a 3 1 : M a n a n t i a l p o rreducc in de la secc in t rans-versal del acu f ero. Por uncambio de dureza de la roca sereduce la secc in t ransversaldel re l leno de grava en un va l le .E s t a r e d u c c i n c a u s a u n adescarga parc ia l de l escur r i -m iento subter rneo

F i g u r a 3 2 M a n a n t i a l s u b -a c u t i c o (s u b m a r i n o , s u b l a -cus t re) . E l agua subiendo dem a n a n t i a l e s s u b m a r i n o s d egran caudal se puede observaren la superf icie.


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F i g u r a 3 3 : Descarga de aguasubter rnea en e l cauce de unro (ef luencia, exf ilt racin). Amenudo es tos manant ia les soninv is ib les . Pueden ser local i -z a d o s p o r m e d i c i o n e s d etemperatura.

F igura 34: Manant ia l in t ermi t ente. E jemplo Cueva crs t ica " Volcan de Jurez" , Can SantaRosa, L inares N.L. , Mx ico: Durante sequas e l n ive l p iezomt r ico se encuent ra 22 m de bajo deln ive l del ar royo seco. La zona de descarga se encuent ra entonces probablemente en e l va l levec ino del Ro Pabl i l lo . Durante e l t iempo de a l t a recarga e l n ive l f ret ico sube y e l aguasubter rnea sale de la cueva con un caudal de has ta > 1 m 3 / s . Vase t ambin f igura 129 y f o t ode la portada.

D e s c a r g a s a r t i f i c i a l e sPara la exp lo racin del agua sub ter rnea se u t i l izan en p r imer lugar pozos deper fo racin y nor ias, as como cap taciones de manan t ia les de d iferen tes t ipos.

Muchas obras tcn icas causan una desca rga nueva o ad ic ional de agua sub ter rnea ,como pro fund iz acin de cauces de r os, zan jas de construccin (para ed if ic ios,canal izaciones e tc .) , minas, tneles e tc .

Piezometra

E l n i v e l p i e z o m t r i c o y s u m e d i c i nEl n ivel f re t ico de los acu feros l ib res af lo ra en los pozos y nor ias como espejo depozo ( f igura 20a) . En los pozos de acu feros conf inados e l espejo de pozo c or respon deal n ivel de p resin del acu fero ( f igura 20b) . E l n ivel que se mide en pozos (pozos deobservacin , pozos de monito reo o p iezmetros) se l lama e l nivel piezomtrico.

P ozo deobse r vac i nT ce r o de m ed i c i n

ho

777777:

nivelp i ezom t r i co

plano de" r e f e r enc i aF i g u r a35: La medic in del n ive l p iezomtnco en unpozo de observac in

La f igura 35 muestra los parmetros de la med ic in del n ivel p iezomtr ico y susno taciones. El n ivel p iezomtr ico h se ca lcu la como la a l tu ra del n ivel sobre un p lanode referencia , que es normalmente e l n ivel del mar , segn :

h [msnni] = h [nisnm] - s[m] (7)en donde h 0: Al tu ra del pun to de med ic in (cero ) sobre e l p lano de referencia (n ivel

del mar u o tro p lano de convencin , p .e j . e l cero de med ic in de un


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p o z o p r i n c i p a l ) . G e n e r a l m e n t e s e m i d e c o n e q u i p o d e n i v e l a c i n(exact i tud necesar ia 0 .5cm)

s: Pro fund i dad del n ivel p iezomtr ico deb ajo del cero de med ic i n . Sepuede med ir con sonda de luz (exact i tud 0 .5cm) sonda acst ica ( si lbato de pozo , exact i tud 0 .5cm) f lo tador con cordel (poca exact i tud) sonda au tomtica con a lmace namien to de datos (exact i tud hasta

0 . 1 m m )L a c a r t a p i e z o m t r i c a y s u c o n s t r u c c i n . C l c u l o d e l g r a d i e n t e p i e z o m t r i c oLa conf iguracin espacia l del n ivel p iezomtr ico de un acu fero se p resen ta por car tasp iezomtr icas, las cuales p roporcionan las sigu ien tes in fo rmaciones val iosas sobre e lagua sub ter rnea:

las d irecciones de su flu jo, que son de impor tancia para la co locacin de pozosy para e l r econocimien to de caminos de con taminacin , en tre o tros aspectos

los g rad ien tes de su f lu jo (g rad ien te p iezomtr ico ) , que se necesi tan para e lc lcu lo del caudal y de la velocidad del agua sub ter rnea en base a la ley deDARCY (pg . 57 , ecuacin (14) ) .

El n ivel p iezomtr ico es un p lano ms o menos co rvado , que se rep resen ta en lacar ta por cu rvas de mismo n ivel ( isop iezas) .

La base de la construccin exacta de una car ta p iezomtr ica es la in terpo lacinl ineal en e l tringulo hidrolgico ( f igura 36) . Las l neas rec tas constru idas por var iostr ingu los ind iv iduales t ienen que ser suav izadas ( f igura 37) . Ya que e l agua siempresigue a l g rad ien te ms p ronunciado , la direccin de su f lu jo , marcada por f lechas olneas de flujo, es perpendicular a las isopiezas.

F i g u r a 3 6 : T r ingulo h idro -lg ico. Todas las a l t uras enmsnm. Los vr t ices cons is t enen 3 pozos n ive lados , connivel p iezomt r ico medido.Utilizando la regla de tres, loslados del t r ingulo se d iv idensegn las d i f erenc ias de a l t uraentre h1, h2, h3

F i g u r a 3 7 : Par t e de un p lan p iezom t r ico con isopiezas y l neas de f lu jo , caso curvo, cons t ru idasen base a var ios t r ingulos h idro lgicos . Las lneas de flujo t ienen que ser perpendiculares a lasisopiezas

La car ta p iezomtr ica siempre t iene que con tener la escala y (por las var iac ionestemporales del n ivel p iezomtr ico ) la fecha de med ic in .

La super f ic ie f re t ica (en e l caso del acu fero l ib re) y e l n ivel de p resin (en e lcaso del acu fero conf inado) estn incl inadas rumbo a l f lu jo del agua sub ter rneaEsta incl inacin est determinada por e l gradiente piezomtrico i ( f i g u r a s 5 2 - 5 4 ) :

i= [ sin dim. ]Adonde Ah [m] = d istancia ver t ica l y

Al [m] = d istancia hor izon ta l en tre dos pun tos del n ivelLa f igura 37 muestra como se saca e l g rad ien te i de la car ta p iezomtr ica :

Medir la d istancia en tre 2 isop iezas a lo largo de una l nea de f lu jo Leer la d iferencia de a l tu ra Ah en tre las mismas isop iezas Calcu la r e l g rad ien te segn la ecuacin an ter io r .

Ejem plo f isu ra 37 : i = 0 .05 m / 32 .5 m = 0 .0015 (= 1 .5 %c).Se puede repet i r esta operacin en var ios lugares de la car ta para ob ten ir un valo r

medio estad st ico .


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C o n f i g u r a c i o n e s v a r i a s d e l a c a r t a p i e z o m t r i c a . P r o b l e m a s e n s uc o n s t r u c c i nUna car ta p iezomtr ica b ien estab lecida ref le ja con sus conf iguraciones los cambiosde las cond ic iones espacia les del acu fero ( f iguras 38^2) .

P e r m e a b i l i d a dtei 3 a l t a ( 1 )

(2)

F i g u r a 38: Un cam bio de d is t anc ia ent re las isopiezas puede ser causad o (1) por un cambio d ela permeabi l idad segn la ey de DARCY(e l gradiente se aumenta con permeabi l idad d isminuyendo;vase pgs . 45 -48) o (2) por un cambio de espesor del acu f ero.

F i g u r a 3 9 : F lu jo del agua subter rnea hac ia un manant ia l

Las inhomogeneidades y la an iso trop a de los acu feros de g r ie tas se puedenref le jar en la car ta p iezomtr ica ( f igura 88) .

En los val les de r os a menudo se observa un in tercambio de agua a l ternandoen tre e l cauce del r o y e l acu fero : Influencia (o infiltracin) y efluencia (oexfiltracin). Vase f igura 40 y car ta f igura 42 .

F i g u r a 4 0 : I n f luenc ia (de aguade l r o , cor te a) y ef luenc ia (de agua subter rnea, cor t e b) en la car t apiezomt r ica

F i g u r a 4 1 E l f lu jo del agua subter rnea hac ia un pozo produc t ivo: a) car t a p iezomt r ica, b) cor t elongi t udinal Vase pg. 65 . - La " parbola" de t oma es e l par t eaguas ent re e l agua a lc anzand aal pozo y e l agua pasand a por e l m ismo. No es parbola autnt ica, ya que sus ramas son para le las


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F i g u r a 4 2 ( p g i n a o p u e s t a ) : Deta l l e de una car ta p iezomtri ca ( con corte) , tomado de una car tahidrogeolgica de A lemania del Sur (HYDROGEOLO GISCHE KARTE . ,19 80) . -El acufero es un canal de gravas profundo en el val le del Ro l l ler (vease corte). Sepueden observar zonas con condic iones de f l u jo d i ferentes :(1) Gradiente p iezomtr i co a l to a causa del caudal a l to del escur r iminento del agua

subter rnea ( ca 1m 3/s)(2) Ef l uenc ia de una gran par te del agua subter rnea ( f lechas) en e l r o que at rav iesa es ta

cor r i ente subter rnea(3) Gradiente pequeo a causa del caudal r educ ido debajo de l a zona de ef l uenc ia(4) Gradie nte elevad o por influencia de agua del r o ( flecha), otra vez atravezando el cen trodel canal de gravas(5) Presa, causando una desv iac in de agua (i n f l uenc ia arriba,e f l uenc ia debajo de l a presa;

flechas)(6) Gradiente muy a l to en e l f l anco i zquierdo somero del canal de gravas (af luente de ag uasubter rnea la tera l a l a cor r i ente pr inc ipal , vase cor te) , causado por e l espesorpequeo, l a i nc l i nac in a l ta de l a base del acu fero y l a permeabi l i dad reduc ida en es tapar te7) Ef l uenc ia del agua subter rnea en un canal debajo de una p lanta h idroelc t r i ca ( f l echas)(8) In f l uenc ia de agua por fugas del Canal ( f l echas)

Co m o l o m u e s t r a n e s t o s e j e m p l o s , l a c o n s t r u c c i n d e l a c a r t a p i e z o m t r i c a t i e n eq u e t o m a r e n c o n s i d e r a c i n l a s c o n d i c i o n e s h i d r o g e o l g ic a s . U n a c o n s t r u c c i n m e c n i c a ,b a s n d o s e s o l a m e n t e e n l o s t r i n g u l o s h i d r o l g i c o s , p u e d e p r o d u c i r e r r o r e s ( v a s ef i g u r a s 4 3 a 4 3 b y 4 4 ) .

a bF i g u r a 4 3 : Er rores ms f r ecuentes encont rados en las cartas de superficies freticas en zonas dedepres iones topogrf i cas ocu padas por l agos (a) y en zonas con fa ll as de permeabi l i dad reduc ida(b ) . - Tomado de DAV IS & DE Wl EST (1971)

Gravas de al tape r m eab i l i dad

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P ozo de obse r vac i ni/Jitnderx

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E l l uenc i aI n f l uenc i a

P aM eaguas supe r f i c i a l7f9(79?6 Sr(> KnKu Kr770(8026


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Un er ro r muy f recuen te ocur re por no d iferenciar en tre los n iveles de p isos deagua sub ter rnea d iferen tes ( f igura 44) .

F i g u r a 4 4 : Car t a p iezomt r ica de 2 p isos de a gua sub ter rnea (a) , y en cor t e (b) .El Pozo A de un doble pozo de observac in muest ra un n ive l ms a l t o que e l pozo Bcor respondiente a las pres iones d i f erentes en los acu f eros A y B . La d i f erenc ia de las pres ion escausa un rezume a t ravs de la capa separadora. Por los gradientes p iezomt r icos d i f erentesent re A y B las re lac iones de pres in se inv ier t en ar r iba del pozo ar t es iano en B

Los n iveles de p resin pueden depender de la p ro fund idad , no so lo en e l caso dedos (o ms) p isos go lg icos, c laramente separados, sino tambin en acu feros conan iso trop a ver t ica l , inc luso en acu leros homogneos c is tropos de g ran espesorEste fenmeno es causado por la d ist r ibucin espacia l del potencial hidrulico en elacu fero (vase pgs.48 .49 y f igura 55) . y t iene que ser lomado en consideracin en

la construccin de car tas p iezomtr icas que se basan en pozos de p ro fund idadesbastan te d iferen tes.

En acu feros l ib res con n ivel f re t ico p ro fundo a menudo se encuen tran acu ferosco lgados muy del imitados, causando n iveles demasiado a l tos en a lgunos pozos.Tambin pueden ocur r i r n iveles demasiado a l tos en pozos de observacin con tuboranurado tapado . En casos de duda vale la reg la : Los n iveles bajos genera lmen te sonlos n iveles au tn t icos o p r incipales. En cada caso de duda hay que checar la exact i tudde la n ivelacin y de la med ic in del n ivel .

F i g u r a 4 5 : Curva de var iac in p iezomt r ica de un pozo de observac in y las sumas mensualesde prec ip i t ac in (1959-1974) , t omado de una car t a h idrogeolgica (HYDROGEOLOGISCHEKARTE, 1980) . Se observan las var iac iones de la prec ip i t ac in y su in f luenc ia en la var iac indel n ive l f ret ico. Ntese las var iac iones anuales as como los aos o per odos secos (1959,1 972/73) y hmedos (1961-66)

L a s v a r i a c i o n e s m e t e o r o l g i c a s d e l n i v el p i e z o m t r i c oLas var iac iones del n ivel p iezomtr ico dependen en p r imer lugar de las var iac ionesde la p recip i tac in ( f iguras 45 y 46) . Las cu rvas de var iac in p iezomtr ica seob t ienen por med ic iones regu lares o por e l r eg ist ro au tomtico de pozos deo b s e r v a c i n .

Las ampli tudes de las var iac iones p iezomtr icas se aumentan con la d istancia dela zona de descarga y a lcanzan valo res mx imos cerca del par teaguas ( f iguras 47 y48) . Las var iac iones del escur r imien to sub ter rneo y del caudal de manan t ia lesdepend en de las var iac iones del g rad ien te p iezom tr ico . segn la ley de DA RC Y(vase pas. 45 -48) . as como por e l espesor del acu fero en e l sen t ido estr ic to .


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1987 1988

F i g u r a 4 6 : I n f luenc ia de las t or renc ia les l luv ias del huracn G i lber t o (16-17 Sept . 1988) en e l n ive lp iezomt r ico del acu f ero f rac turado de las lu t i t as de la Formac in Mndez del Cretc ico Super ior ,medido en 6 pozos de observac in (L inares N.L. , Mx ico) . Las prec ip i t ac iones a lcanzaron lacant idad enorme de 280 mm/24 h. En t ota l , la prec ip i t ac in en los meses Agos to y Sept iembresubi a 762 mm. Es tas prec ip i t ac iones ex t remas causaron un ascenso del n ive l p iezomt r ico de15-1 7 m. En e l ao 1987 las prec ip i t ac iones de Agos to-Se pt iembre ha ban es tado t an dbi les ,que la t endenc ia del n ive l p iezomt r ico a la baja apenas se in t er rumpa. Tomado de RANG EL(1989)Pozo B

F i g u r a 4 7 : Cor t e equemt ico m ost rando las ampl i t udes d i f erentes del n ive l p iezomt r ico cerca dela descarga (Po zo A) y le jos de la misma (Pozo B) .d: Distanc ia entre el nivel piezomtrico y la superf icieAh: Var iac in del n ive l p iezomt r ico

F i g u r a 4 8 : G rf ica que muest ra las curvas de var iac in p iezomt r icad edos poz os de observac inde d is t anc ias d i f erentes de la zona de descarga. Pozo A: cerca de la zona de descarga, conpequea profundidad del n ive l f ret ico (aprox .4m) ; Pozo B: le jos de la zona de descarga, conmayor profundidad del n ive l f ret ico (aprox .14m) . Se observa que la curva del pozo B t ienevar iac iones ms grandes , s in embargo ms equi l ibradas que las del pozo A, debido a laamor t iguac in por la f i lt rac in lenta del agua a t ravs de la zona no saturada de gran e sp es or -Tomado de una cart a h idrogeolgica (HYDRO GEOLO GISCHE KA RTE, 1989)

En la cercan a de r os las var iac iones p iezomtr icas de los pozos de observacindependen de las var iac iones del n ivel del r o ( f iguras 49 y 65) .

Las var iac iones del n ivel p iezomtr ico dependen no so lamente de las var iac ionesmetereo lg icas. sino tambin de o tros fac to res locales, como lo es e l a lmacenamien tode agua en e l suelo o por e l consumo de agua por la vegetacin ( f igura 50) .


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Fi gura 49 : Variaciones piezomtricas de un pozo de observacin (abajo), causadas por lasvariaciones del nivel del ro infi ltrando en el acufero (arriba). Se ve una reaccin casi es pontne aen las avenidas, sin embargo se presenta un retraso despus de cada evento. Tomado de unacar ta h i drogeo l g ica (HYDROGEO LOGISCHE KARTE, 1989)Fi gura 50 (pg i na opuesta ) : Influencia de eventos de precipi tacin en la cantidad de infi l tracin,medida con un l ismetro (f ig. 10), y en el nivel piezomtrico, medido por un pozo de observacincercadel l ismetro.Se observa que las precipi taciones de Mayo causaron infi l traciones y ascensosmarcados del nivel piezomtrico, mientras que las precipi taciones de la primer mitad de Juniocausaron poca infi l tracin, ya que, contrario a Mayo, la al ta capacidad de campo del suelo secoy la evapotranspiracin de la vegetacin desarrol lada consuman casi todo el agua precipi tada.Tomado de una ca r ta h id rogeo l g i ca (HYDROGEO LOGISCHE KARTE, 1980)

Lismetro BonlandenPrecipi tacin (mm)

L urmTl r~n n..ll n -n r i f l .Inf i l t racin (mm). medida por l ismetro

m Ihn ^ j r n w r f nPozo de observacin 163 768

tO

30-20-10-53500

Nivel piezomtrico (cm nm) mr m r

11n

Cambio del nivel piezomtrico (cm)

J T "TIii-t-1 ri n - -J-TJ-JJ-cf L

Mayo , - | 7 . Ju n 'unio = 1


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Ti

Geohidrulica

La Geohidrulica ( o la Hidrulica de los Acuferos, la Hidrulica del AguaSubterrnea) se ocupa de la cantidad y del flujo del agua subterrnea. Estudia lasleyes fsicas del flujo del agua subterrnea en los acuferos y desarrolla mtodospara la determinacin de los parmetros fsicos, con el fin de poder calcular el flujodel agua subterrnea en sistemas hidrolgicos, incluyendo el establecimiento demodelos matemticos.


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El flujo del agua en el acufero

L a l e y d e D A R C YLa ley de DARCY descr ibe la re lac in en tre la can t idad o la velocidad de f lu jo delagua, la permeab i l idad de l acu fero y e l g rad ien te p iezomtr ico (o g rad ien te h id ru l ico ) .

Para estud iar las leyes f sicas del f lu jo del agua sub ter rnea Henr i DARCY(Dijon , Francia) rea l iz exper imen tos de laborato r io cuyos resu l tados pub l ic en1856 . Para esto u t i l iz e l d isposi t ivo ver t ica l , que es p resen tado esquemticamenteen la f igura 51 .

Q

F i g u r a 5 1 Dispos i t ivo ver t ica l de DARCY.- S e g n C A S T A N Y ( 1 9 8 2 ) .Parmet ros del d ispos i t ivo:A : rea de secc in [mJ ]I : largo de la co lumna de arena [m)h: largo de la co lumna de agua(potenc ia l h idrul ico) [m]Parmet ro medido:Q : caudal del agua pasando por e ld ispos i t ivo [m 3 /s]

Nivel constante


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DARCY mostr , que e l caudal Q que se f i l t r a por la co lumna de arena en e ld iposi t ivo dado , depende de un coef ic ien te de p roporcional idad K del mater ia lrespect ivo :

Q[m 3/s] =K[m/s] A[ m2) h/\ (1 )K f u e d e f i n i d o p o r D A RC Y c o m o " e l c o e f i c i e n te , d e p e n d i e n t e d e l a p e r m e a b i l i d a dde la capa" , se l lama coeficiente de permeabilidad o conductividad hidrulica.

En un d isposi t ivo de laborato r io de f lu jo la tera l con rea de seccin A ( f igura52) , se puede mostrar que e l caudal Q del agua f i l t r ndose por la arena con coef ic ien tede permeab i l idad K, co r responde a un gradiente hidrulico i:

i=Ah/ Al [sin dim.) 2)Q

AhAl

vel. u ':'' a r ena f ^

X


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En el acu fero l ib re e l espesor del acu fero H (y con esto A) es var iab le por lasvar iac iones temporales del n ivel f re t ico l ib re , mien tras que en e l acu fero conf inadoH (y con esto A) es constan te ya que est f i jado por la est ructu ra geo mtr ica delacu fero .

As como en los d isposi t ivos exper imen ta les la ley de DAR CY se ap l ica , astambin ocur re en ambos t ipos de acu fero . La ley de DARCY se p resen ta aqu en lafo rma sigu ien te :

Q = BHK-i[m 3/s] (5)Entonces en una seccin dada del acu fero de ancho B y de espesor H, e l caudal def lu jo Q es p roporcional a l g rad ien te h id ru l ico i y a l coef ic ien t e de permeab i l idad K.De la ley de DARCY resu l ta :

Un g rad ien te h id ru l ico a l to puede ser causado por un acu fero de baja permea b i l idad , o por un caudal a l to (causado por recarga a l ta)Un g rad ien te h id ru l ico bajo puede ser causado por un acu fero de a l ta permea b i l idad , o por un caudal bajo ( fa l ta de recarga)

(Vase f igura 38) .El caudal de agua sub ter rnea Q por un idad de ancho B (p .e j . 100 m) se puedecalcu lar , s i H, K e i son conocidos.E l p o t e n c i a l h i d r u l i c o . F l u j o d e a g u a s u b t e r r n e a e n t r e s d i m e n s i o n e sEl f lu jo del agua sub ter rnea por e l med io poroso (e l acu fero ) es causado por e lpotencial hidrulico. El agua se mueve desde los n iveles de energ a po tencia l m sal tos a los n iveles energt icos ms bajos. Su energ a en tonces p rocede de las diferenciasde n ivel (o de p resin) , y sta se consume por la f r icc in con las super f ic ies delmed io rocoso a t ravs del que c ircu la .

Estas prd idas de energ a mecn ica se conv ier ten en energ a ca lo r f ica , quecausa un aumento de temperatu ra p rct icamente no med ib le y por consecuenciadespreciab le . La energ a c int ica del agua sub ter rnea , a pesar de ser p roporcional a lcuadrad o de la velocidad de f lu jo , genera lmen te tam poco se toma en cuen ta deb ido aque las velocidades del agua sub ter rnea en f lu jo laminar son muy bajas. So lamentedonde ocur re un f lu j o tu rbu len to , la energ a c int ica debe ser tomada en consideracin(vase pg . 53) .

Segn la teo r a del movimien to de agua sub ter rnea , estab lecida en 1940 porHUBBERT, e l po tencia l h id ru l ico del agua sub ter rnea est def in ido como la

energa m ecnica por la unidad de peso del fluido (agua). El po tencia l h id ru l ico encualqu ier lugar del acu fero co r responde a l n ivel p iezomtr ico o a la p resin del aguasub ter rnea en ese mismo lugar . La d iferencia de po tencia l en tre dos pun tos en unal nea de f lu jo de agua sub ter rnea es la prd ida de energ a por la d istancia en tre e l los,en o tras palabras, e l g rad ien te h id ru l ico (o p iezomtr ico ) i (pg . 31) . Ya que laprd ida de energ a es p roporcional a la velocidad del agua, ex iste p roporcional idadd irecta en tre la velocidad de f lu jo y e l g rad ien te p iezomtr ico :

v = K-i (6)ecuacin que se reconoce como la ley de DARCY, si sust i tu imos v por Q/A segn laecuacin (3 ) .

La f igura 55 muestra la d ist r ibucin del po tencia l y del flu jo de aguas sub te r rneasen una seccin ver t ica l de un acu fero homogneo e is tropo de a l to espesor . Laslneas equipotenciales rea lmen te son p lanos cu rvos equ ipo ten cia les, co r tadas por laseccin . En una car ta p iezomtr ica , las isop iezas rep resen tan la in ter seccin de estosp lanos cu rvados con e l n ivel f re t ico .

des c a r ga pa r t eaguas des c a r ga( z ona de r ec a r ga )

F i g u r a 5 5 Esquema de la d is t r ibuc in de las l neas equipotenc ia les y de f lu jo en un acu f erohomogneo e ist ropo. E l potenc ia l se d isminuye de la l nea (a) rumbo a las l ineas (g) , condi f erenc ias de potenc ia l guales de l nea a l nea. Los dos pozos a la derecha t ienen n ive lespiezomt r icos iguales a pesar de sus profundidaes d i f erentes , ya que sus par t es ranuradasalcanzan la misma l nea equipotenc ia l . E l pozo a la izquierda es ar t es iano. - Tomado deVILLINGER (1977)

E n u n m i s m o l u g a r p u e d e n e x i s t i r p o t e n c i a l e s d i f e r e n t e s e n d i f e r e n t e sp ro fund idades. Por eso e l n ivel p iezomtr ico de un pozo depende de la p ro fund idadde su par te ranurada, lo cual t iene que ser tomado en cuen ta para la construccin decar tas p iezomtr icas (vase pg . 36) . En un pozo to ta lmen te ranurado se observanf lu jos ver t ica les segn las d iferencias de po tencia l .


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En las zonas bajas del rea de descarga los pozos p ro fundos pueden ser ar tesianos,s lo por la si tuacin topogrf ica y la d ist r ibucin del po tencia l , s in que ex ista unacapa conf inan te ( f igura 55 , pozo izq .) . Esta tendencia es refo rzada si ex iste unaan iso trop ia ver t ica l del acu fero .

La teo r a de po tencia l en fo rma de ecuaciones d iferencia les t iene g ran impor tanciae n e l e s t u d i o m a t e m t i c o d e l m o v i m i e n t o d e l a g u a s u b t e n n e a , e s p e c i a l m e n t e s i s etra ta de movimien tos en t res d imensiones, p .e j . en e l estab lecimien to de modelos def lu j o d e a g u a s u b t e r r n e a F RE E Z E y CH E RR Y ( 1 9 7 9 ).L a c o n d u c t i v i d a d h i d r u l i c a d e a c u f e r o s d e p o r o sL a conductividad hidrulica, conocida tambin como el coeficiente de permeabilidadK depende de la composic in g ranu lomtr ica del acu fero de poros (g ravas, arenas ymezclas de ambos, con ad ic iones de l imo) . La composic in l i to lg ica de los acu ferosde goros se determina por estudios granulomtricos. Para e l c lcu lo de la conduct iv idadh id ru l ica se desar ro l laron mtodos y f rmulas en base a cu rvas g ranu lomtr icascumulat ivas, ob ten idas por anl isis g ranu lomtr icos de muestras de mater ia l tomadasdel acu fero .

Para la conduct iv idad h id ru l ica de una mezcla l i to lg ica , la par te de g rano f inoes decisiva . Para caracter izar esta par te se u t i l iza e l d imetro efect ivo d I0 , ob ten idopor e l valo r 10% (vase f igura 56) . La pend ien te de las cu rvas cumulat ivas caracter izala un ifo rmidad de la muestra , r ep resen tada por e l coef ic ien te de un ifo rmidadu = < y d 1 0 .

Para e l c lcu lo de la conduct iv idad h id ru l ica se puede u t i l izar por e jemplo laf r m u l a e m p r i c a d e H A Z E N :

K=C-d2i0 m/s( t = temperatu ra de agua en C)d o n d e :

C = 0.7 + 0.03r/ 86.4La f rmula se puede ap l icar so lamente , si U < 5 .

Generalmen te la determinacin de la conduct iv idad h id ru l ica por e l mtodogranu lomtr ico es muy inexacto y poco conf iab le , ya que

por la heterogn eidad de los acu feros pocas muest ras anal izad as norepresen tan e l to ta l del acu fero ,

por la mezcla de g rano muy var iado den tro de una muestra las f rmu lasempr icas ap l icadas t ienen baja exact idud .

F i g u r a 5 6 : Valorac in de unacu f ero de poros por sugranulomet r ia . Cor regido deCASTANY (1982)1 gra va de granulomet r iauni f orme2 g rava arenosa de granulomet r iavar iada3 arena f ina de granulomet r iauni f orme

por os

La determinacin de la conduct iv idad h id ru l ica med ian te e l permemetro en e llaborato r io es ms inex tacta que la ob ten ida por la f rmula de HAZEN. Por suc o n s t r u c c i n e l p e r m e m e t r o c o r r e s p o n d e al d isposi t ivo de laborato r io de DARCY(f igura 51)

En la h id rogeo log a la determinacin de la conduct i v idad h id ru l ica med ian t em t o d o s d e c a m p o ( e n s a y o s d e b o m b e o , v a s e p g s . 7 0 - 7 9 ) g e n e r a l m e n t e t i e n epreferencia a los mtodos ar r iba mencionados.L o s l m i t e s d e l a l e y d e D A R C YLa ley de DARCY t iene l mites en su ap l icacin en las rocas de permeab i l idad muybaja y en los acu feros de permeab i l idad mu y al ta . Estos l mites se conocen comolmite in fer io r y super io r de val idez de la ley .El l mi te infer ior de val idezTiene impor tancia para acu feros de permeab i l idad baja (arenas l inas- l imo-arc i l las,vase f igura 57 .


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En es tudios sobre la validez de la ley de DARCY se uti l iza el concepto delcaudal especfico Q/A = v, que es la velocida d de DAR CY (ecuacin 4) . En eldiagrama de correlacin v contra i ( f igura 57) las l neas rectas de pendientes diferentesr ep r e s en t an l a s co n d u c t iv id ad es h id r u l i ca s d e ma te r i a l e s d e acu f e r o d i f e r en t e s :K = v/i m/s ( ecu ac i n 6 ) .

F i g u r a 5 7 : D e p e n d e n c i a d e l c a u d a lespec f i co v de l g rad i en te p i ezomt r i co i .En l as cu rvas de l os mate r i a l es f i nos (pocopermeab l es) se observa una desvi aci nde l a l nea recta haci a a rr i ba Tomadode STOBER (1989)

Las desviaciones de la l nea recta en las curvas de la f igura 57 indican que en losmater iales f inos los valores bajos de i y v terminan con la proporcionalidad entrevelocidad y gradiente hidrulico. As pues , exis te un l mite de la validez de la ley deD A R C Y en acu f e r o s d e p e r meab i l i d ad b a j a . En l o s p o r o s mu y f i n o s d e e s to sm

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muy bueno HIDROGEOLOGÏA