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• Yoan Barriga Berrios

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García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC, 135 pág.

Capítulo 1

El ciclo hidrológico 1.1. Introducción En la superficie de la Tierra el agua puede encontrarse en sus tres fases; vapor, líquida o sólida. El ciclo hidrológico explica como tiene lugar el constante movimiento del agua, tanto sobre la superficie del terreno como subterráneamente, y en sus diferentes estados. En la figura 1.1 se representa una esquematización simplificada del ciclo hidrológico.

Figura 1.1. El ciclo hidrológico. © Ediciones FIEC

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Hidrogeología básica

A partir de los lagos, ríos, mares y océanos, o bien a través de la vegetación por transpiración, el agua en forma de vapor pasa a la atmósfera cargando el aire de humedad. Cuando el vapor de agua se enfría, se condensa formando las nubes, desde donde retornará a la superficie del planeta en forma de precipitación, como lluvia, nieve, granizo, rocío o escarcha. Una vez en la superficie de la tierra, el agua circulará bien por la superficie de terreno, como escorrentía superficial, o pasará a formar parte de los acuíferos como escorrentía subterránea. A título orientativo, en la tabla adjunta se presenta una estimación con la distribución del agua en la hidrosfera, según datos de “World Meteorological Organization”.

Tabla 1.1. Estimación de la distribución del agua en la hidrosfera (en Shiklomanov, I. A., 1997). Distribución Océanos y mares Glaciares y polos Aguas subterráneas dulces Lagos de agua dulce Lagos de agua salada Ríos Biomasa Atmósfera

% del agua % respecto del total del total de agua planeta dulce 97,5 1,74 68,7 0,76 30,1 0,007 0,26 0,006 0,0002 0,006 0,0001 0,003 0,001 0,04

Tiempo medio de residencia 2.500 años 9.700 años decenas a miles de años 17 años 150 años 15 a 20 días algunas horas 8 a 10 días

Con frecuencia el estudio de las aguas subterráneas queda ensombrecido por la hidrología de superficie (ríos y lagos), pasando inadvertidas. Si se observa la tabla 1.1, puede verse que las aguas subterráneas representan el mayor volumen de agua dulce de la hidrosfera aprovechable por el hombre, razón más que suficiente para que merezcan un estudio concienzudo y se deban gestionar con racionalidad y con la protección que merecen.

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Cap 1 El ciclo hidrológico

1.2. Componentes del ciclo hidrológico 1.2.1. Precipitación Cuando el agua, en estado líquido o sólido llega a la superficie, se dice que ha precipitado. Representa uno de los componentes principales del ciclo hidrológico. Los aparatos destinados a la medida de la precipitación se denominan pluviómetros. La unidad de medida suele ser el mm, que representa la altura que alcanza un litro de en un prisma que tenga una base de un m2 de superficie. Por tanto, 1 mm equivale a 1 l/m2. Para determinar la precipitación caída sobre una cuenca, suelen emplearse alguno de los tres métodos siguientes; método de la media aritmética, método de las isoyetas y el método de los polígonos de Thiessen.

1.2.2. Evapotranspiración La evapotranspiración es un término que se aplica sólo a un área de terreno cubierto de vegetación, ya que de lo contrario se trataría de evaporación. En Custodio y Llamas (1983) se define este término cómo el resultado del proceso por el cual el agua cambia de estado líquido a gaseoso, y directamente a través de las plantas, vuelve a la atmósfera en forma de vapor. Se expresa en milímetros. En condiciones naturales es muy difícil medir aisladamente la transpiración y por ello el concepto de evapotranspiración aúna ambos fenómenos. La proporción de evapotranspiración se reduce a medida que disminuye la humedad del suelo durante la estación seca. Cuanto menor es la humedad que queda en el suelo, más lenta es la pérdida por evapotranspiración. Hay dos conceptos para expresar la evapotranspiración:

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a) Evapotranspiración potencial Es la máxima pérdida de agua posible bajo condiciones dadas de cobertera vegetal y factores climáticos, suponiendo que podemos suministrar al suelo mediante irrigación, todo el agua que las plantas puedan consumir y los poros del suelo puedan albergar (Strahler, 1988). Este proceso depende de los factores climáticos particulares de cada zona. Para su cálculo, existen numerosas fórmulas basadas todas ellas en datos que se obtienen de las estaciones meteorológicas. b) Evapotranspiración real Es la cantidad de evapotranspiración real u observada. Disminuye proporcionalmente a medida que se agota la humedad del suelo (Strahler, 1988). Para calcular la evapotranspiración hay que tener en cuenta la capacidad de retención del suelo. Esta capacidad de almacenamiento es difícil de controlar debido a la variabilidad de texturas que presentan los suelos.

1.2.3. Evaporación En un suelo sin vegetación, la evaporación tiene lugar en la capa más superficial. Durante este proceso, a medida que la humedad va disminuyendo, se produce un ascenso del agua por capilaridad hacia la superficie, que dura hasta que esta agua capilar se agota o hasta que la permeabilidad no saturada hace que el flujo ascendente del agua sea despreciable. En relación con las aguas subterráneas, si el nivel freático está muy próximo a un suelo saturado, la evaporación tendrá un valor cercano al de una superficie de agua libre bajo las mismas condiciones ambientales. Con objeto de dar unos órdenes de magnitud significativos de la evaporación, si se suponen valores de ésta en un suelo saturado y en una superficie de agua libre, según autores la evaporación en arenas finas saturadas equivale al 100 % de la evaporación en una superficie libre de agua y en arcillas saturadas equivaldría al 75-85 %.

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1.2.4. Escorrentía superficial Se refiere al agua que circula sobre la superficie del terreno, bien de forma difusa o canalizada por ríos y arroyos. En determinado tipo de suelos el agua puede circular justo por debajo de la superficie, moviéndose con la misma dirección y sentido que la escorrentía superficial (paralela a ella). En este caso se habla de escorrentía subsuperficial o hipodérmica.

1.2.5. Escorrentía subterránea Es el agua que circula por los acuíferos. El estudio de su movimiento es el principal objetivo de este libro.

1.2.6. Escorrentía total Es la fracción de la precipitación caída en una cuenca vertiente que escapa a la evapotranspiración y circula superficial y subterráneamente. En estudios hidrológicos de cuencas, uno de los métodos más empleados para separar y cuantificar los volúmenes de agua correspondientes a escorrentía superficial y escorrentía subterránea, se basa en el análisis de hidrogramas. Los hidrogramas son representaciones de los caudales de un río en función del tiempo, dibujados a partir de los datos registrados en estaciones de aforos.

1.3. Distribución del agua en el suelo Tras la precipitación, una vez que el agua se pone en contacto con la superficie de la tierra, puede movilizarse y distribuirse por alguna de las siguientes zonas:

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1.3.1. Suelo edáfico Se corresponde con la parte más superficial, con frecuencia suelo edáfico. Su capacidad para retener agua viene determinada por su capacidad de campo, que puede definirse como la máxima cantidad de agua que es capaz de almacenar un suelo una vez que ha sido drenada el agua gravífica. El término de agua gravífica hace referencia al volumen de agua que es drenada por gravedad en un suelo.

1.3.2. Zona no saturada Comprende la zona que hay desde la superficie del terreno hasta el límite superior de la zona saturada o nivel freático. En ella, los poros están ocupados por aire y agua. En medios porosos, el contacto con la zona saturada se realiza a través de la franja capilar, en la que el agua se encuentra a una presión inferior a la atmosférica. Para el agua que recarga los acuíferos, la zona no saturada (ZNS) representa una zona de tránsito hacia la zona saturada (ZS).

1.3.3. Infiltración La infiltración es el proceso por el cual el agua penetra en el suelo a través de la superficie de la tierra, y bien queda retenida por él, o bien alcanza un nivel acuífero incrementando el volumen acumulado anteriormente. Superada la capacidad de campo del suelo, el agua desciende por acción conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad.

1.3.4. Zona saturada Comprende desde el nivel freático o límite superior de la zona saturada, hasta el límite impermeable del acuífero, cuya posición y geometría dependerá de la litología y estructura geológica. Representa el agua 26 |

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almacenada en los acuíferos y es por donde tiene lugar la escorrentía subterránea. Todos los poros están rellenos de agua. Puede haber burbujas de aire atrapado en equilibrio metaestable, que se comportan a efectos prácticos como gravas, dificultando la infiltración (Fdez. Escalante, 2005). Estas burbujas pueden estar sometidas a presión superior a la atmosférica, obstaculizando el flujo, efecto conocido como Lisse. El proceso es habitual en procesos de recarga artificial de acuíferos.

Figura 1.2. Esquema simplificado con la distribución del agua en el suelo

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García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo (3º edición). Ediciones FIEC, 135 pág.

Capítulo 2

Acuíferos y embalses subterráneos 2.1. Definiciones 2.1.1. Acuífero Se denomina acuífero a aquel estrato o formación geológica, que permitiendo la circulación de agua por sus poros o grietas, hace que el hombre pueda aprovecharla en cantidades económicamente apreciables para subvenir a sus necesidades (Custodio y Llamas, 1983). Según la presión del agua contenida en los acuíferos, puede hablarse de: acuíferos libres, acuíferos confinados o acuíferos semiconfinados. a) Acuífero libre Los acuíferos libres se caracterizan por tener una superficie libre de agua en contacto directo con el aire, es decir, que está a presión atmosférica. El nivel del agua en los pozos de estos acuíferos coincide con el límite superior de la zona saturada (figura 2.1). b) Acuífero confinado o cautivo Son acuíferos en los que el agua se encuentra a una presión mayor que la atmosférica. El agua en estos acuíferos rellena todos los poros de la formación geológica. A efectos prácticos para su identificación en campo, cuando se perfora un pozo, el nivel del agua asciende por encima del techo del acuífero. Es decir, el nivel piezométrico se encuentra siempre por © Ediciones FIEC

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encima del techo de la formación geológica que almacena el agua (figura 2.2).

Figura 2.1. Bloque diagrama esquemático de un acuífero libre parcialmente drenado por un río.

Figura 2.2. Esquema de un acuífero confinado.

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Cap 2 Acuíferos y embalses subterráneos

c) Acuífero semiconfinado En este tipo de acuíferos el agua se encuentra a una presión superior a la atmosférica, y el nivel piezométrico también se sitúa por encima del techo del acuífero. A diferencia de los acuíferos cautivos, tienen conexión con el exterior en algún punto, bien a través de un acuitardo o por contacto directo.

Figura 2.3. Esquema de un acuífero semiconfinado. En la zona de la derecha, el acuífero está en contacto directo con la superficie, y se comportará como libre. Se denomina zona surgente a aquella en la que el nivel piezométrico se sitúa por encima de la superficie topográfica. En los pozos que se perforen en la zona surgente el agua llegará a la superficie o cerca de ella sin necesidad de bombearla. Con frecuencia al analizar la estructura geológica de una región cuando se quiere hacer un estudio hidrogeológico, nos encontramos series de estratos de diferentes permeabilidades, que suelen dar lugar a acuíferos superpuestos. Generalmente en la superficie se encuentran acuíferos libres, y en niveles más profundos acuíferos confinados o semiconfinados (figura 2.4).

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Figura 2.4. Esquema de una zona con superposición de acuíferos. A. Acuífero libre drenado por un manantial, B. Acuífero confinado con pozos no surgentes y C. Acuífero confinado con una extensa zona surgente.

Figura 2.5. Esquemas comparativos entre un acuífero y un acuitardo. En un acuífero, a las pocas horas de perforar un pozo el nivel freático en su interior coincide con el del acuífero. En un acuitardo, a pesar de que los materiales puedan estar completamente saturados, el volumen de agua que puede extraerse del pozo es muy escaso debido a la baja permeabilidad de la formación geológica.

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2.1.2. Acuitardo Este término se refiere a las formaciones geológicas que, conteniendo apreciables cantidades de agua, la transmiten tan lentamente que hace que no sean aptas para el emplazamiento de captaciones de agua. Las arcillas limosas o arenosas pueden servir como ejemplo de acuitardo (figura 2.5).

2.1.3. Acuicludo Se define como aquella formación geológica que conteniendo agua en su interior, incluso hasta la saturación, no la transmite y por lo tanto no es aprovechable. Un ejemplo de acuicludo son algunas arcillas.

2.1.4. Acuífugo Se refiere a las formaciones geológicas que ni contienen agua ni la pueden transmitir. El granito inalterado sería un ejemplo de acuífugo.

Figura 2.6. Acuicludo y acuífugo. En el acuicludo los materiales pueden contener agua pero no transmitirla, de modo que si se perfora un pozo apenas tendrá agua (por ejemplo las arcillas). En un acuífugo los materiales no pueden almacenar agua y los pozos estarán siempre secos (por ejemplo el granito inalterado). © Ediciones FIEC

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2.2. Parámetros hidrogeológicos Los parámetros hidrogeológicos permiten conocer y cuantificar cómo es el movimiento del agua en el interior del acuífero, de acuerdo con la ecuación general del flujo de las aguas subterráneas. Seguidamente se definen los más útiles y empleados, que son: porosidad, permeabilidad, transmisividad, coeficiente de almacenamiento, así como el concepto de caudal específico.

2.2.1. Porosidad La porosidad de una roca, o porosidad total, viene expresada por la relación entre el volumen de intersticios en una muestra dada de un medio poroso y el volumen bruto del medio poroso incluidos los huecos. Se representa por la letra “m”y suele expresarse en tanto por ciento.

m = Vh/Vr Donde: Vh = es el volumen de huecos Vr = es el volumen de roca Entre otros factores, la porosidad de una roca depende de parámetros texturales tales como: el tamaño, la selección, la forma, el empaquetamiento y la madurez textural y composicional. En estudios hidrogeológicos, para conocer cómo se mueve el agua a través de acuífero, tiene más interés el término de “porosidad eficaz”, que según UNESCO (1992), puede definirse como la relación entre el volumen de agua que puede ser drenado por gravedad de un medio poroso inicialmente saturado, y el volumen total del medio poroso. Se representa por “me”y se suele expresar en tanto por ciento.

me= Vhc/Vr

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Cap 2 Acuíferos y embalses subterráneos

Donde: Vhc = es el volumen de huecos conectados entre sí. Vr = es el volumen de roca.

Figura 2.7. A) La porosidad total incluye todos los poros de la porción de roca considerada, independientemente de que contengan o no agua, y de que estén conectados entre ellos. B). Para determinar la porosidad eficaz, únicamente se consideran los poros interconectados que permiten el movimiento del agua. En la figura viene representado por los poros sombreados, todos ellos conectados entre sí.

2.2.2. Permeabilidad La permeabilidad se define como el flujo unitario de agua que atraviesa una sección unitaria de acuífero, bajo la influencia de un gradiente hidráulico unitario, a temperatura de campo, y se expresa como:

K = c d2 γ/µ Donde : c = constante adimensional. d2 = factor que depende de la superficie intergranular. γ = peso específico del líquido. µ = viscosidad del líquido. © Ediciones FIEC

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en esta expresión, al término cd2 = k, que es la permeabilidad intrínseca o específica, y depende exclusivamente de las características del terreno. La permeabilidad (K) se suele expresar en m/día. No se puede establecer una relación directa entre permeabilidad y porosidad, ya que por ejemplo un terreno muy poroso puede tener una permeabilidad baja si sus poros son pequeños y están mal conectados, o bien tener una alta permeabilidad si los poros son grandes y están bien interconectados. La permeabilidad está relacionada con la porosidad eficaz.

Tabla 2.1. Valores de la permeabilidad (según autores) K (m/día) K < 10-2 10-2 < K < 1 1 < K < 10 10 < K < 100 K > 100

Calificación estimativa Muy baja Baja Media Alta Muy alta

2.2.3. Transmisividad Es el volumen de agua que atraviesa una banda de acuífero de ancho unitario en la unidad de tiempo y bajo la carga de un metro. Es un parámetro representativo de la capacidad que tiene el acuífero para ceder agua. Se suele medir en m2/día, siendo menos habitual en m2/hora o en m2/segundo. Este parámetro se obtiene a partir de la realización de ensayos de bombeo en pozos. Básicamente, el método empleado en estos ensayos consiste en extraer agua de los pozos, y medir, para diferentes intervalos de tiempo, los caudales bombeados y los descensos del nivel del agua bien en el pozo de bombeo o en piezómetros de observación perforados en la zona o radio de influencia del acuífero. Existen varios métodos para su determinación que

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no serán tratados en este libro. El lector interesado, puede familiarizarse con ellos en el libro de Villanueva e Iglesias (1983). Tabla 2.2. Valores de la transmisividad (según autores) T (m2/día) T < 10 10 < T < 100 100 < T < 500 500 < T < 1.000 T > 1.000

Calificación estimativa Muy baja Baja Media a alta Alta Muy alta

La permeabilidad y transmisividad se relacionan por la expresión:

T=K·b Donde: b = es el espesor del acuífero considerado (en metros). K = permeabilidad (m/día).

Figura 2.8. Esquema explicativo del concepto de la transmisividad calculado a partir de la permeabilidad y del espesor saturado.

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2.2.4. Coeficiente de almacenamiento En Custodio y Llamas (1983) se define como el volumen de agua que puede ser liberado por un prisma vertical del acuífero de sección igual a la unidad, y altura igual a la del acuífero saturado, si se produce un descenso unidad del nivel piezométrico o de la carga hidráulica. Es un parámetro adimensional. En el glosario de la UNESCO (1992), el coeficiente de almacenamiento viene definido como el volumen de agua liberado o añadido a un acuífero por unidad de superficie del acuífero y por unidad de variación de carga hidráulica. Tabla 2.3. Valores del coeficiente de almacenamiento (según autores). Tipo de material permeable Cárstico: Caliza y dolomías jurásicas

Tipo acuífero

Valor medio de S

Libre Semiconfinado Confinado

2 x 10-2 5 x 10-4 5 x 10-5

Cárstico: Calizas y dolomías cretácicas Libre Semiconfinado y terciarias Confinado Poroso intergranular: Gravas y arenas Libre Semiconfinado Confinado Cársticos y porosos: Calcarenitas marinas terciarias Libre

2 x 10-2 - 6 x 10-2 10-3 - 5 x 10-4 10-4 - 5 x 10-5 5 x 10-2 - 15 x 10-2 10-3 10-4 15 x 10-2 - 18 x 10-2

En acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento coincide con la porosidad eficaz y se puede representar en tanto por ciento.

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Figura 2.9. Coeficiente de almacenamiento en un acuífero libre. Representa el volumen de agua vaciado al descender el nivel freático la unidad, sobre un prisma de base unitaria. Coincide con la porosidad eficaz.

Figura 2.10. Coeficiente de almacenamiento en un acuífero confinado. La figura representa un prisma de base unitaria con un descenso unitario del nivel piezométrico.

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2.2.5. Caudal específico El caudal específico (Qe) de un pozo se define como el cociente entre el caudal de agua bombeada, expresada en litros por segundo, y el descenso del nivel piezométrico producido en el pozo expresado en metros. Este parámetro da una idea del rendimiento de las captaciones y está muy relacionado con la transmisividad del acuífero, que se puede determinar con bastante aproximación mediante la expresión.

T (m2/día) = Qe (l/s/m) · 100

Figura 2.11. El caudal específico se expresa como el cociente entre el caudal bombeado en un pozo, expresado en l/s, y el descenso medido en el pozo en metros.

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García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC, 135 pág.

Capítulo 3

Acuíferos en diferentes formaciones geológicas 3.1. Acuíferos en medios porosos En hidrogeología suele hablarse de acuíferos en medios porosos para referirse a formaciones geológicas no consolidadas, es decir, para sedimentos que todavía no han alcanzado el proceso de diagénesis. En general hace referencia a materiales detríticos, tales como gravas, arenas, limos y arcillas. Estos acuíferos pueden tener características hidrogeológicas muy diferentes según el proceso geológico que los originó, así como por su historia postsedimentaria.

3.1.1. Formaciones características Sin entrar a comentar el proceso sedimentario que puede dar origen a estos acuíferos, vamos ha diferenciar tres tipos: a) acuíferos en cuencas sedimentarias, b) acuíferos en depósitos aluviales y c) acuíferos en coluviones.

a) Acuíferos en cuencas sedimentarias Son el resultado de la actuación de procesos geológicos durante millones de años. Pueden ocupar superficies de miles de km2 y profundidades de centenas a miles de metros. Tiene una gran capacidad de almacenamiento de agua subterránea. © Ediciones FIEC

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Cuando el acuífero tiene grandes dimensiones, suele estar constituido por materiales de litología variable, con toda la gama de tamaños de partícula, desde grava hasta arcilla. Estos cambios granulométricos hacen que dentro del acuífero existan zonas con permeabilidades muy diferentes. Generalmente, a pesar de la heterogeneidad de estos depósitos, en conjunto se considera como si de un único acuífero de tratara. En España existen gran variedad de acuíferos de este tipo, siendo dos buenos ejemplos el acuífero detrítico de Madrid y el acuífero detrítico de la Cuenca del Duero.

Figura 3.1. Perfil esquemático típico de una de cuenca sedimentaria. En las zonas de borde predominan materiales detríticos (gravas y arenas) que suelen dar lugar a acuíferos libres. A medida que nos alejamos de la zona de sierra, los materiales son mas finos, limos y arcillas, favoreciendo la formación de acuíferos semiconfinados. En las zonas más distales se suelen encontrar materiales evaporíticos formados en ambiente lacustre.

b) Acuíferos en depósitos aluviales Forman un tipo de acuífero muy particular y de gran importancia social. Hace referencia a los acuíferos que se encuentran en la llanura de

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Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas

inundación de los ríos. Normalmente son acuíferos de poca profundidad, de diez a treinta metros, con anchuras que raramente superan un centenar de metros y longitudes muy variables, dependiendo del río con el que tengan relación. La importancia de estos acuíferos se debe a las siguientes razones: -

Tienen el nivel freático muy próximo a la superficie del terreno. Suelen tener una topografía plana, que facilitan el desarrollo de cultivos. Suelen presentar conexión con el cauce de algún río. Los pozos se perforan con facilidad, gracias al bajo grado de consolidación de los sedimentos. Su porosidad eficaz es relativamente alta en comparación con otros acuíferos detríticos.

Este tipo de acuíferos, tradicionalmente se ha venido utilizando para abastecimiento de pequeñas poblaciones, y más concretamente para riego cultivos tipo huerta. El principal problema que presentan estos acuíferos es su alta vulnerabilidad frente a la contaminación. De hecho, debido al vertido incontrolado de aguas residuales e industriales a los ríos, en los últimos veinte años la calidad química de sus aguas ha experimentado un fuerte deterioro. La conexión río – acuífero que suele darse en estos depósitos aluviales, está produciendo la contaminación de muchos de estos acuíferos, con las consecuencias que esto acarrea.

c) Acuíferos en coluviones Se trata de acuíferos que se localizan en depósitos de ladera. Son acuíferos muy locales y con posibilidad de aprovechamiento muy limitado. Generalmente ocupan zonas de pendiente moderada y espesores no muy grandes (de unos dos a cinco metros).

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Figura 3.2. Perfiles esquemáticos de acuíferos asociados a depósitos aluviales (A) y a coluviales (B).

3.1.2. Parámetros hidrogeológicos a) Porosidad Los sedimentos que forman estos acuíferos presentan una porosidad total muy superior al resto de las formaciones geológicas. Como norma general, en los materiales detríticos la porosidad aumenta con el grado de uniformidad, y disminuye con el grado de compactación. Según diversos autores, la porosidad total de aluviones gruesos y poco clasificados es del orden del 0,20. Para fangos blandos los valores más corrientes oscilan entre 0,25 y 0,65. La porosidad eficaz en limos y arcillas suele ser inferior a 0,1 y en gravas y arenas casi siempre se supera el 0,20. b) Permeabilidad La permeabilidad de los materiales detríticos puede ser muy variable según

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Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas

el ambiente geológico de formación y de su historia postsedimentaria; medio lacustre, fluvial, marino, glaciar, etc. Según autores, los valores típicos de permeabilidad en rocas no consolidadas son del siguiente orden: gravas gruesas 1.000 m/día, gravas medias arenosas 100 m/día, arena media 50 m/día, arena fina 10 m/día, arena limosa entre 0,1 y 1 m/día y para limos arcillosos entre 0,0001 y 0,1 m/día.

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EJEMPLO 1 “El

acuífero detrítico de Madrid”

Geología El acuífero de Madrid está formado por materiales detríticos de edad terciaria. Estos materiales rellenan la depresión tectónica del río Tajo, con una extensión superficial de unos 10.000 km2, y potencia variable entre 200 y 3.000 m. La depresión tectónica está rodeada por tres macizos rocosos, que constituyen el área madre de sedimentación. El Sistema Central representa el límite norte y tiene dirección NE-SE. Es predominantemente granítico en la parte occidental y metamórfico en la oriental. Los montes de Toledo, con dirección E-O forman el borde meridional. La Sierra de Altomira formada por materiales mesozoicos y calcáreos, tiene dirección N-S, y cierra la depresión por su zona oriental. El relleno de la cuenca sedimentaria se produjo durante el terciario en condiciones de ambiente semiárido y ambiente continental, en un modelo de abanicos aluviales. En este gran acuífero es posible diferenciar dos grandes tipos de facies; una detrítica grosera próxima a los macizos montañosos y otra evaporítica en el centro de la cuenca. Entre ambas se sitúa una facies de transición de naturaleza mixta.

Hidrogeología Los materiales detríticos de Madrid se corresponden con el acuífero 14 en la terminología del ITGE, y Unidad Hidrogeológica 03.05 en la terminología del MOPTMA. De norte a sur evoluciona desde formaciones detríticas intermedias a facies distales más finas.

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Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas

Respecto a su funcionamiento hidrogeológico, aunque en conjunto se considera como única unidad, es posible hacer la siguiente diferenciación; materiales detríticos cuaternarios, detríticos terciarios y paleógenos, y calizas mesozoicas. El borde norte está representado hidrogeológicamente por el conjunto ígneo – metamórfico, que debe tratarse aisladamente de la unidad detrítica. A continuación se hace una breve descripción de cada uno de los materiales antes citados.

Detrítico cuaternario Estos depósitos se localizan en las llanuras de inundación de los ríos y arroyos más importantes, en terrazas medias y bajas, algunos coluviales y en conos de deyección. Se consideran acuíferos libres, con potencias que pueden oscilar entre 2 y 20 m. Su recarga se produce por infiltración directa del agua de lluvia, y la descarga a través de los ríos y por infiltración al acuífero terciario infrayacente. Suelen tener conexión hidráulica con los cauces superficiales de los ríos. La porosidad media de estos materiales es de 0,1 a 0,2 %, y la transmisividad de 200 a 1000 m2/día. El volumen de agua que se explota con estos pozos es escaso.

Detrítico Terciario y Paleógeno Los materiales de la facies detrítica del Terciario y Paleógeno funcionan como un único acuífero; complejo, multicapa, anisótropo y heterogéneo, con una potencia media que puede estimarse en unos 1.500 m (ITGE, 1991). Está formado por una alternancia discontinua de niveles permeables constituidos por gravas y arenas, intercalados entre otros de menor permeabilidad compuestos por arcillas, limos y arenas arcillosas. La heterogeneidad y granulometría está en relación con la distancia al área madre de los materiales, pudiéndose establecer tres subfacies: proximal, media y distal. La más interesante como acuífero es la facies media, que tiene la mayor permeabilidad y granoclasificación. © Ediciones FIEC

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El ITGE (1991) realizó un modelo de flujo subterráneo tridimensional, con objeto de conocer mejor el funcionamiento del acuífero. Para su simulación supuso tres capas, cada una de ellas de 200 m de potencia. Los resultados obtenidos, ponían de manifiesto un flujo de características similares para las dos primeras capas, con una piezometría que guardaba cierto paralelismo con la topografía del terreno. El esquema regional de flujo para estas primeras capas, establece una recarga desde las zonas de interfluvio por infiltración del agua de lluvia, y una descarga por las zonas deprimidas y cauces fluviales, como por ejemplo a través del río Guadarrama. La capa del modelo del ITGE más profunda, muestra un flujo que no guarda relación con las capas anteriores, con direcciones preferentes en sentido NE-SO, hacia el Alberche y el Tajo. Las cotas más elevadas del nivel de agua subterránea, para las dos primeras capas, se sitúa en torno a los 650 m en la zona norte, y a unos 550 m en el límite de la provincia de Toledo. En relación con los volúmenes de agua que circula por el acuífero, los resultados del modelo del ITGE (1991) indicaban que por la primera capa circulaba el 72% del total del acuífero, por la segunda el 20% y por la tercera sólo el 8%. En cuanto a los parámetros hidrogeológicos, la transmisividad suele tener valores comprendidos entre 5 y 50 m2/día, pudiendo superar en algún caso los 200 m2/día. La calidad química de las aguas subterráneas de los depósitos terciarios varía tanto en superficie como en profundidad, y suele ser apta para diferentes usos. La conductividad eléctrica del agua tiene valores comprendidos entre 200 y 500 µmhos/cm. La salinidad aumenta hacia el sur y oeste como consecuencia del cambio hacia facies más distales. La dureza del agua es media, entre 12 y 13º F, y el total de sólidos disueltos varía entre 250 y 500 ppm. Por su contenido iónico, se clasifican como bicarbonatadas cálcicas o sódicas. Los materiales paleógenos, tienen aguas de peor calidad que las anteriores más profundas, predominando (75%) las cloruradas alcalinas y

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Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas

calcoalcalinas, siendo el resto bicarbonatadas cálcicas y cloruradas bicarbonatadas calcoalcalinas.

Materiales Mesozoicos Están poco representados en el ámbito de ordenación. Funcionan como un acuífero libre en la zona de afloramiento, que pasa a semiconfinado hacia el interior de la cuenca, al quedar cubierto por depósitos terciarios. Está formado por calizas y dolomías del Cretácico superior. Su potencia total varía entre 15 y 25 m. La recarga al sistema procede de la infiltración directa del agua de lluvia caída directamente sobre los afloramientos, y de las fracturas conectadas con el macizo granítico – metamórfico. La descarga se produce por los ríos y arroyos que la atraviesa, y por conexión con el detrítico terciario suprayacente.

Complejo ígneo – metamórfico Los materiales de la cuenca alta corresponde a formaciones fisuradas del complejo ígneo –metamórfico de la sierra de Guadarrama. Estos materiales pueden considerarse como impermeables, aunque pueden albergar agua en fracturas colectoras abiertas o en zonas de alteración más superficiales. Los principales acuíferos de carácter muy local son libres y se encuentran asociados a aluviones. La calidad química de las aguas de estos materiales es excelente para cualquier uso, presentando valores de total de sólidos disueltos inferiores a 250 ppm. Las aguas se clasifican como bicarbonatadas cálcicas o calco magnésicas. Debido al carácter superficial de estos acuíferos, son muy susceptibles de contaminación por infiltración de vertidos desde superficie. El contacto entre el complejo ígneo – metamórfico y la facies detrítica se produce por una falla inversa, que permite la conexión subterránea entre dichos materiales. Las características hidrogeológicas de este complejo cristalino se comentan en detalle en el ejemplo 3 de este libro.

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Vulnerabilidad a la contaminación La vulnerabilidad a la contaminación de las aguas subterráneas depende tanto de factores intrínsecos a las características del acuífero (p.e. permeabilidad) como de factores exteriores (por ejemplo la proximidad de un foco contaminante). Atendiendo a las características intrínsecas de los acuíferos comentados, en orden decreciente de riesgo a la contaminación tenemos: a) acuíferos cuaternarios poco profundos, b) niveles acuíferos someros del detrítico de Madrid, c) niveles acuíferos profundos del detrítico de Madrid y d) complejo ígneo- metamórfico sin alterar. La contaminación de los depósitos cuaternarios se favorece por la escasa profundidad a la que se encuentra el nivel del agua, del orden de 5 a 10 m, y por tratarse materiales poco consolidados con una permeabilidad elevada. Los problemas más importantes surgen en depósitos aluviales, habitualmente conectados hidráulicamente con el río, de modo que si éste transporta un contaminante puede llegar con facilidad al acuífero. Menos vulnerables son los materiales detríticos del Terciario de Madrid, que está protegido por la mayor profundidad a la que se encuentra el límite superior de la zona saturada, y por los cambios laterales de facies que se producen en profundidad, donde abundan niveles semipermeables con mayor contenido en arcilla. La contaminación será tanto más importante cuanto más arenosas sean las facies. Por último, los materiales del complejo ígneo – metamórfico no alterados y poco fracturados, son las zonas menos vulnerables a la contaminación debido a que son prácticamente impermeables.

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3.2. Acuíferos en medios cársticos 3.2.1. Introducción Podemos definir una formación cárstica (Custodio y Llamas, 1983), como aquellas formaciones geológicas constituidas por rocas sedimentarias consolidadas y cuyos poros o fisuras han sido ensanchadas por la acción disolvente de las aguas subterráneas, hasta formar grandes conductos o cuevas. Entre los estudiosos del carst (Eraso, 1982), parece que las últimas tendencias de investigación y de conocimiento, apuntan a tener en consideración las siguientes premisas de partida que pueden considerarse como fundamentales: El proceso de carstificación representa la disolución de una roca fisurada debida a la circulación de agua. Esta característica va a inferir unas propiedades particulares a los acuíferos cársticos como es, por ejemplo, el hecho de que su transmisividad además de ser direccional, evolucione en el tiempo debido al mecanismo de disolución. La carstificación es el resultado de la acción de numerosos factores, que actúan simultáneamente y de manera interrelacionada. Entre los más importantes cabe destacar los siguientes: a) Factores geológicos, tanto desde un punto de vista litológico, que va a influir en la solubilidad de las rocas, como estructural o tectónico, que condicionará la existencia de conductos preferentes de disolución. b) Factores climáticos, que van a determinar las características termo-pluviométricas reinantes. c) Los hidrodinámicos, que según el tipo de flujo condicionarán la disolución de las rocas. d) Los físico-químicos determinan el proceso de disolución como tal. En función de los diferentes parámetros termodinámicos que

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intervengan se darán distintos equilibrios químicos, cambios de fase, etc. e) Bioquímicos, ya que dependiendo de la acción de diversos microorganismos en relación con el medio se producirán nuevas reacciones químicas.

3.2.2. Proceso de disolución de las calizas Como punto de partida para explicar el proceso de disolución de las calizas hay que considerar la importancia del contenido en CO2 del agua. En el agua de lluvia este contenido es relativamente pequeño y sólo es suficiente para disolver unas 60 ppm de CO3Ca, si no aumenta la cantidad de CO2 disuelto en el agua. El contenido de CO2 de las aguas subterráneas, después de que atraviesan un suelo vegetal, es muy superior al del agua de lluvia, y muchas veces es suficiente para disolver hasta 300 a 400 ppm de CO3Ca. La disolución del CO3Ca es un ataque químico en presencia de iones ácidos. Este ataque se produce por la reacción del anhídrido carbónico puesto en solución, por la acción de distintos ácidos orgánicos procedentes de la descomposición bacteriana de la materia vegetal y, por la presencia de otros ácidos inorgánicos consecuencia de la oxidación de sulfatos, etc. En este sistema intervienen tres fases: una fase gaseosa que corresponde a la atmósfera y que contiene cierta proporción de CO2, otra fase líquida que corresponde a la solución iónica del agua, y una fase sólida que depende de la composición de los carbonatos. El proceso químico de la carstificación, de forma simplificada, puede explicarse con las siguientes expresiones: CO2 + H2O ↔ H2CO3 CaCO3 + H2CO3 → Ca2+ + 2HCO3 El agua que se infiltra disuelve CO2 de la atmósfera y del suelo produciendo ácido carbónico, que provee de iones H+. Los ácidos orgánicos del suelo contribuyen a aumentar la agresividad del agua. Al

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producirse la infiltración a favor de fisuras, esta agua agresiva ataca su superficie ensanchándolas. Este proceso reduce paulatinamente la agresividad del agua en su descenso gravitatorio. Cuando el agua descendente con CO2 en sobresaturación alcanza el techo de alguna cavidad y entra en contacto con el aire, se libera parte del anhídrido carbónico, precipitándose CO3Ca, dando origen a la formación de estalactitas, estalagmitas y toda la familia de concreciones existentes. Cuando el agua descendente alcanza la franja de saturación, el agua subterránea, por lo general, ha perdido la mayoría de su agresividad aunque puede tener alguna acidez residual.

3.2.3. Formaciones características Las rocas cársticas, debido a su solubilidad relativamente alta en el agua, dan lugar a morfologías muy particulares. A escala global, puede hablarse de dos grandes grupos de rocas cársticas:

a) Rocas carbonatadas Están representadas principalmente por calizas y dolomías. Por su abundancia en la naturaleza y buena calidad química del agua que puede albergar, constituyen el grupo más importante de rocas cársticas.

b) Rocas evaporíticas Hace referencia a rocas como el yeso o la sal común. Tienen poca importancia desde un punto de vista de aprovechamiento, debido a la elevada salinidad del agua que contienen en su seno, que la hacen poco apta para la mayoría de los usos. El movimiento del agua subterránea en acuíferos cársticos puede tener un comportamiento muy variable según el grado de carstificación de la formación. Así pues, es posible encontrar acuíferos que tienen un

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comportamiento muy similar a los acuíferos en medios porosos, en los que la Ley de Darcy es completamente aplicable, y otros en los que el agua circula a favor de una red de conductos subterráneos, asimilable a un medio fisurado. Entre estas dos situaciones extremas, es posible encontrar toda la gama intermedia de posibilidades. Para explicar el movimiento del agua subterránea en los acuíferos cársticos, vamos a basarnos en el grupo de rocas carbonatadas. En estas rocas puede aceptarse que: 1. Hay medios que presentan una saturación general y se comportan, desde un punto de vista hidráulico, como medios continuos similares a medios porosos. Son medios que presentan una red de fracturas y conductos cársticos muy densa, que hace posible la saturación del medio, permitiendo el almacenamiento del agua y su circulación.

Figura 3.3. Esquema de un acuífero carbonatado muy fracturado y carstificado, en el que es de aplicación la Ley de Darcy.

2. Hay formaciones con unas estructuras más compleja, donde se combinan fracturas con diferente grado de disolución, cavidades más o menos aisladas, huecos a favor de planos de estratificación, microfisuras, etc. En este medio es muy difícil definir un nivel de 54 |

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saturación general, ya que todos estos conductos cumplen principalmente una función de drenaje. En esta situación no siempre es apropiado tratar el flujo como en los medios porosos. 3. En algunos medios no hay continuidad hidráulica y el almacenamiento es casi nulo. El agua se comportan como si de una red hidrográfica subterránea se tratara.

Figura 3.4. a) Esquema de un acuífero carbonatado con una carstificación irregular y desigual. b) Acuífero cárstico con disolución preferente a favor de conductos.

3.2.4. Parámetros hidrogeológicos a) Permeabilidad y porosidad La permeabilidad de las calizas suele ser fuertemente anisótropa debido a la circulación preferente del agua por los conductos de disolución, comportándose con frecuencia como un régimen turbulento. No obstante

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cuando la velocidad de circulación del agua es inferior a 1 cm/s y los conductos no están bien desarrollados, puede producirse un régimen laminar, con lo cual la relación entre gradiente hidráulico y la velocidad es lineal, como en la Ley de Darcy. Esto tiene gran interés a la hora de interpretar los ensayos de bombeo, siendo válida dicha ley. Davis (1969) da valores de permeabilidades primarias en calizas mesozoicas y paleozoicas que nunca llegan a 1 m/día, aunque casi siempre son superiores a 1 mm/día. En cierto tipo de calizas jóvenes; arrecifales, tobas lacustres, etc., la permeabilidad puede alcanzar valores incluso de 1.000 m/día. La porosidad inicial de estas calizas jóvenes, varía entre un 20 % para las detríticas de grano grueso hasta un 50 % para una caliza poco consolidada.

b) Transmisividad Este parámetro puede tener valores muy diferentes en zonas muy próximas. Como valores orientativos, Niñerola et al., (1976) dan valores de transmisividad entre 50 y 20.000 m2/día en las formaciones calcáreas del Mioceno Superior, y valores que oscilan entre 0 y 500 m2/día para los niveles detríticos del Plioceno y Cuaternario.

c) Coeficiente de almacenamiento En acuíferos libres este parámetro coincide con la porosidad eficaz. Según diversos autores, en calizas y dolomías mesozoicas puede variar entre unos 2 x10-2 y 6 x 10-2.

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EJEMPLO 2

“El acuífero de la Mancha Occidental y las Tablas de Daimiel” Características generales de la Unidad Hidrogeológica 04.04. El denominado acuífero de la "Mancha Occidental", definido a efectos administrativos como "Unidad Hidrogeológica 04.04", antes "Acuífero 23", es parte fundamental de la cuenca alta del Guadiana. Esta cuenca alta se corresponde con la cuenca hidrográfica aguas arriba del embalse del "Vicario", situado después de la confluencia del río Bañuelos con el Guadiana. La Llanura Manchega tiene una forma casi rectangular con un eje máximo en la dirección O-E de unos 130 km y un eje mínimo N-S, de unos 50 km. Se caracteriza por tener un relieve muy suave con cotas que oscilan entre 600 m en el borde SO, y unos 750 m en los afloramientos paleozoicos próximos a Villarrobledo. Desde el punto de vista geológico, corresponde a una depresión morfoestructural situada entre las unidades de los Montes de Toledo al norte, Campos de Calatrava al oeste y Sierra Morena Oriental al sur (Pérez González, 1981). El zócalo y los bordes de esta depresión lo constituyen materiales paleozoicos y mesozoicos, quedando la zona occidental representada por pizarras, cuarcitas, areniscas y yesos, y por calizas, dolomitas, margas y arenas, la zona central y oriental de dicha depresión. El relleno se hace con materiales continentales del Mioceno y Plioceno. En este gran acuífero se pueden distinguir dos unidades hidrogeológicas separadas por un nivel detrítico intermedio: 1) La unidad hidrogeológica superior se extiende por casi toda la superficie de la llanura manchega (ITGE, 1989). Está formada por calizas y calizas margosas del Mioceno Superior, por materiales detríticos del Plioceno y

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Cuaternario, además de materiales volcánicos relacionados con ellas. En general forman un conjunto muy heterogéneo con un espesor medio de 35 m y potencias máximas de hasta 200 m en el centro de la cuenca, que se acuñan hacia el borde sur. En términos generales se trata de un acuífero libre con una dirección de flujo subterráneo E-O. Las formaciones calcáreas del Mioceno superior tienen una la transmisividad que varía entre 50 y 20.000 m2/día, con un coeficiente de almacenamiento medio de un 1,5% (SGOP, 1982). 2) El nivel intermedio detrítico está representado por un tramo superior arcilloso - arenoso con yesos, que se extiende por debajo de la unidad hidrogeológica superior en casi todo el sistema, y por otro tramo inferior de conglomerados. En conjunto funciona como un acuitardo con pequeños niveles detríticos que actúan como acuíferos.

Figura 3.5. Corte hidrogeológico esquemático de la llanura manchega entre Villarrobledo y Las Tablas de Daimiel (García, 1996).

3) La unidad hidrogeológica inferior aparece en el sector oriental de la Llanura Manchega y tiene una extensión estimada de unos 3.500 km2. Está compuesta por formaciones calcáreas y dolomíticas del Jurásico y Cretácico, que son continuación geológica del Campo de Montiel y de la Sierra de Altomira, con los que al parecer tiene conexión hidráulica (Montero, 1994). La potencia total oscila entre unos 100 y 200 m. Se trata 58 |

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de un acuífero de carácter confinado o semiconfinado por la unidad detrítica del Mioceno Inferior. Esta unidad no está representada en la zona de Las Tablas de Daimiel.

Características hidrogeológicas de las Tablas de Daimiel Las Tablas de Daimiel y los Ojos del Guadiana se localizan en el extremo suroccidental de la Unidad Hidrogeológica 04-04, y en régimen natural constituían la principal zona de descarga de aguas subterráneas. Desde hace más de veinte años han pasado de ser una zona de descarga de agua subterránea a ser zona de recarga por infiltración de agua superficial desde Las Tablas. La morfología del paisaje en esta zona está directamente relacionada con el carst, existiendo abundantes dolinas y uvalas. A favor de estructuras cársticas de este tipo y en zonas donde el nivel piezométrico cortaba la superficie topográfica, se formaron lagunas (actualmente secas) tales como la de Navaseca, la Nava, el Escoplillo, la Albuera y los mismos Ojos del Guadiana. Es posible que el "cauce" del Guadiana entre los "Ojos" y el Parque Nacional Tablas de Daimiel, corresponda esencialmente al principal conjunto de dolinas y/o uvalas de la zona occidental de la Llanura Manchega. En relación con la geología, puede observarse la asimetría de los materiales geológicos en ambas márgenes. El borde NO es margoso y arcilloso de baja permeabilidad y el borde SE está representado por calizas con una alta carstificación. La interpretación del flujo subterráneo para diferentes fechas indica que, en régimen natural (aproximadamente en la década de los 70), las Tablas de Daimiel eran una zona de descarga de aguas subterráneas, que recibía aportes procedentes tanto de su margen izquierda como derecha. En 1993 las Tablas de Daimiel estaban totalmente desconectadas del flujo procedente de la parte oriental (García, 1996), y también empezaba a ocurrir lo mismo en el borde NO. Posiblemente esta desconexión se inició a finales de los años 80. La permanencia de agua, más o menos estacional, en los canales de las Tablas de Daimiel que se ha venido observando hasta la actualidad se debe al aporte de aguas realizado por bombeos de pozos desde el mismo Parque, o por aportes que se vienen realizando desde el Trasvase Tajo – Segura. La zona noroeste de Las Tablas © Ediciones FIEC

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no ha tenido apenas variación del nivel del agua, debido a su escasa permeabilidad y escasez de regadíos.

Figura 3.6. Perfil hidrogeológico de las Tablas de Daimiel. Puede verse que en la margen izquierda del PNTD el substrato geológico está representado por materiales impermeables; arcillas y margas, mientras que en la margen derecha predominan calizas muy carstificadas, que constituyen el principal acuífero (García, 1996).

Resumen y conclusiones Las Tablas de Daimiel se localizan en el borde suroeste del acuífero de La Llanura Manchega, sobre materiales del Mioceno y Plioceno en una zona con abundantes cambios laterales de facies, que condicionan su funcionamiento hidrogeológico. La diferencia de permeabilidades del substrato en distintas zonas, junto con la explotación intensiva de aguas subterráneas que se ha realizado en todo el acuífero de la Llanura Manchega, ha producido cambios bruscos de las condiciones de flujo subterráneo, y la desaparición de los humedales de esta zona, que estaban relacionados con la descarga de agua subterránea. 60 |

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En la zona de las Tablas de Daimiel sólo aparecen representadas las unidades hidrogeológicas superior e intermedia (acuitardo), definidas para la Unidad Hidrogeológica 04 – 04. La zona con mayor espesor de acuífero se localiza en una banda paralela al valle de los Ojos del Guadiana, aumentando su potencia hacia el este. Debido a la elevada permeabilidad del acuífero, y por tanto de la alta velocidad de respuesta ante las extracciones para regadío, la medida de niveles piezométricos en diferentes puntos del acuífero, con una periodicidad alta, constituye una herramienta perfecta de control sobre las extracciones realizadas. Es decir, el acuífero es muy sensible para ofrecer información, tanto para detectar las extracciones como las aportaciones, y puede establecerse una buena correlación entre evolución piezométrica, precipitaciones e inicio del periodo de regadíos, en particular basado en la cosecha de cereales.

3.3. Acuíferos en medios fisurados Al hablar de acuíferos en medios fisurados se hace referencia a la circulación del agua a través de fracturas de rocas consolidadas, habitualmente llamadas “rocas duras” o “hard rocks”. Según la UNESCO, se entiende por rocas duras a los materiales de naturaleza plutónica o metamórfica de baja porosidad primaria y permeabilidad, excluyendo a las rocas volcánicas, así como a las calizas. Esta definición admite excepciones, si por ejemplo alguna de las rocas anteriores está suficientemente carstificada, comportándose el medio como cárstico y no como fisurado. La importancia de estudiar este tipo de acuíferos de baja permeabilidad, se debe especialmente a dos razones: 1) La abundancia de afloramientos de rocas plutónicas y metamórficas existentes.

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2) El interés que han despertado estos materiales desde un punto de vista de investigación a escala mundial, debido a su posible utilidad como roca almacén para el enterramiento de residuos radiactivos. En el apartado siguiente (ejemplo 3), se explica la hidrogeología del macizo cristalino de una parte de la sierra de Guadarrama, que utilizaremos como ejemplo para explicar las particularidades más significativas de los medios fisurados extensibles a otras zonas. Se comentan los tipos de acuíferos que pueden encontrarse en rocas duras, los parámetros hidrogeológicos más característicos, el comportamiento del flujo subterráneo, las captaciones empleadas para aprovechamiento del agua, etc.

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EJEMPLO 3

“El macizo cristalino de la sierra de Guadarrama en Torrelodones” Características geológicas generales El municipio de Torrelodones se ubica en su mayor parte dentro del Macizo rocoso que define el ámbito serrano de la provincia de Madrid. Dicha sierra está constituida principalmente por rocas ígneas y metamórficas pertenecientes a diferentes episodios evolutivos. Los materiales metamórficos que se encuentran en toda la sierra de Madrid se formaron en distintas condiciones de presión y temperatura. Así, a mayores presiones y temperaturas se constituyeron las rocas de tipo gneis, gneis glandular, esquistos y mármoles. De grado más bajo son principalmente las pizarras y las cuarcitas. La separación de ambos conjuntos metamórficos viene determinada por la zona de fractura de la Berzosa. Las rocas ígneas que constituyen el substrato rocoso en el término municipal de Torrelodones son de tipo plutónico, y fueron intruidas en las últimas etapas de la orogenia Hercínica. Las variedades de rocas plutónicas que encontramos en la zona son adamellitas biotíticas porfídicas de grano medio (y su variedad con cordierita), granitos biotíticos de grano medio a grueso (y su variedad con cordierita), y leucogranitos de grano fino-medio. Posteriormente, como consecuencia de los esfuerzos tectónicos de la orogenia Alpina, se produjeron fallas que dieron lugar al levantamiento de la sierra en distintos bloques, y al hundimiento de la cuenca del Tajo. Una de estas fallas es la conocida como falla de Torrelodones, que atraviesa el Término Municipal.

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Los materiales de origen plutónico sin alterar tienen una porosidad primaria muy baja o prácticamente nula, circunstancia que dificulta su capacidad como reservorios de agua. Ambas litologías, metamórfica y plutónica, están atravesadas por diques de diferente textura y composición, que hacen un doble juego en la circulación del agua del subsuelo; por un lado actúan como planos de debilidad por donde puede circular el agua, y por otro pueden funcionar como barreras impermeables que acoten los acuíferos existentes. Los principales diques en la zona tienen una dirección N-S y su intervención en cada dominio acuífero es difícil de conocer. Como consecuencia de la desnivelación tectónica entre la sierra y la cuenca terciaria, en el Municipio de Torrelodones se encuentran unos materiales de transición constituidos por bloques y cantos de granitos y gneises. Un ejemplo de este tipo de formación se localiza en la zona oriental del término municipal de Torrelodones, en la que se han encontrado pequeños manantiales.

Litología Los materiales más representados en la zona son: a) Adamellitas biotíticas Se localizan en el borde NE del Término Municipal, en la zona norte de Los Peñascales. Estos materiales presentan frecuentes cristales de feldespato potásico de forma rectangular entre 1 y 3 cm, inmersos en una matriz de grano medio. El contenido en biotita oscila entre 10-13%. Encontramos un afloramiento de adamellitas porfídicas a un kilómetro al NE del pueblo de Torrelodones, en la zona del embalse de los Peñascales, ocupando una extensión aproximada de 1,5 km2. b) Granitos biotíticos de grano medio a grueso En la zona de estudio aparecen como una ancha banda de dirección NE – SW, en el borde más oriental del municipio. Los hay de dos tipos; tipo El 64 |

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Pendolero y tipo Peguerinos. El de mayor representación en esta zona de estudio es el de tipo Pendolero que se encuentra rodeando a las adamellitas de Los Peñascales y Torrelodones. Los minerales principales son cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico con biotita y moscovita en cantidades menores. Son de color blanquecino a rosáceo o crema debido a procesos de enrojecimiento secundario de los feldespatos potásicos y a la oxidación de la biotita. c) Granitos con cordierita porfídicos de grano grueso Aparecen representados en la zona norte de Torrelodones . Constituyen los relieves más pronunciados y ocupan buena parte de la Sierra de Hoyo de Manzanares. Son rocas ricas en cristales de feldespato de pequeño tamaño y glóbulos de cuarzo que a veces cuesta reconocer dado el elevado tamaño del grano de la matriz. Los minerales principales son cuarzo, plagioclasas, feldespato potásico y en menor proporción biotita, cordierita y moscovita. d) Adamellitas con cordierita de grano medio Este afloramiento granítico es el más representativo de la zona de estudio. Tiene una morfología subredondeada, con unos ejes máximos de 3 x 4 km y una extensión total de 8 km2 (ITGE, 1990). Este afloramiento puede clasificarse como una adamellita biotítica, con un contenido en biotita del orden del 12%. Mineralógicamente los componentes fundamentales son: cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y biotita. Los granos minerales tienen un tamaño que oscila entre 1 y 3 mm. Los granos de cuarzo pueden alcanzar los 5 y 6 mm. Las proporciones de unos u otros minerales así como el tamaño medio de los granos que forman la roca, van a condicionar su importancia como acuífero. e) Leucogranitos de grano medio a fino No están muy representados en el término municipal. Aparecen en dos afloramientos dispersos; uno en la zona central y otro en la zona NE. En cuanto a sus características texturales, son generalmente de grano fino y finomedio. El tamaño de los granos suele ser bastante regular y de aspecto © Ediciones FIEC

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sacaroideo. Composicionalmente son, en la mayoría de las ocasiones, leucogranitos biotíticos o biotíticos-moscovíticos. f) Bloques y cantos de granitos y gneises Se localizan en el borde S – SE del municipio, mayormente representados en la zona de Los Peñascales. Se trata de sedimentos depositados en canales fluviales de 1 a 3 m de anchura, entrelazados y superpuestos, pudiendo alcanzar en esta disposición, espesores de hasta 30 m. Los bloques que constituyen estos depósitos superan en ocasiones los 3 m de diámetro. Están envueltos en una matriz predominantemente arcillosa que confiere a estos depósitos una baja permeabilidad.

Tectónica Todo el ámbito serrano está surcado por alineaciones de fracturas y fisuras que presentan direcciones preferentes pertenecientes a la explicación evolutiva de todo el Sistema Central. Estos elementos tectónicos tienen su origen en dos orogenias: la orogenia Hercínica y la Alpina. La Hercínica de mayor intensidad, marca las principales direcciones estructurales de todo el conjunto rocoso. En esta orogenia tiene lugar cuatro fases de deformación compresiva, finalizando con otra de tipo distensivo en la que intruyen los cuerpos graníticos que componen el relieve inicial de la sierra. Son las fracturas distensivas las que permiten la circulación y almacenamiento de agua. En el periodo comprendido entre ambas, tiene lugar una intensa fracturación que reactiva antiguas fracturas de las etapas hercínicas. Es precisamente esta orogenia Alpina la que configura el relieve actual que hoy vemos en Torrelodones y resto de municipios próximos. Las principales direcciones de estas fracturas son: -

Fracturas de dirección NO-SE escasas y de poco significado geológico.

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Fracturas NNO escasas y de corta longitud que siempre han permanecido cerradas.

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Grandes fracturas de distensión N-S, son las que facilitan el relleno de los diques que recorren la sierra.

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Fracturas NO-SE, de gran desarrollo y que dan lugar a grandes alineaciones morfológicas. La principal de ellas delimita las rocas plutónicas y metamórficas de los materiales sedimentarios; es decir, separa la sierra de la cuenca del Tajo. A esta familia de grandes fracturas pertenece la conocida falla de Torrelodones.

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Fracturas ONO- ESE, de menor categoría que las anteriores pero también de gran recorrido.

La presencia o ausencia de estas fracturas y su conexión en superficie es uno de los condicionantes, como ya veremos, de la posibilidad de encontrar agua en las rocas endógenas. Formaciones superficiales Tan relevante como son las fracturas para la presencia de agua en el subsuelo es la existencia de un manto de alteración procedente de la meteorización del macizo rocoso. Este manto de alteración, también llamado alterita, regolito o lehm, tapiza de forma discontinua gran parte de las planicies serranas. El origen de este manto de alteración es por meteorización física y química, y su presencia puede ser tanto autóctona como alóctona. Una de las explicaciones que justifica la presencia de este recubrimiento en las planicies serranas la da Pedraza (1978), para explicar el origen del relieve actual del Sistema Central y la Cuenca del Tajo; a partir de una gran penillanura inicial los procesos tectónicos verticales estructuran esa penillanura en una serie de peldaños o superficies que constituyen la superficie de cumbres y tres superficies de piedemonte que, a modo de rampas desniveladas, enlazan con la depresión del Tajo. La diferencia de cota y los distintos agentes erosivos y de transporte ocasionan el lavado y acumulación de los sedimentos meteorizados. La alteración y disgregación de los minerales que componen las rocas plutónicas dan origen a una acumulación de partículas sueltas, constituyendo formaciones muy porosas, muy permeables y potencialmente capaces de acumular agua. Tan ventajosas circunstancias se ven disminuidas por los © Ediciones FIEC

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escasos espesores y poca extensión de los mantos de alteración, especialmente en el área que nos ocupa. Recapitulando, en el término municipal de Torrelodones encontramos tres tipos de litologías que van a condicionar el funcionamiento hidrogeológico: -

Rocas plutónicas de baja porosidad inicial pero afectadas por alteraciones, fisuras y fracturas que generan una porosidad secundaria.

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Manto de alteración de alta porosidad y dimensiones variables.

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Bloques y cantos con matriz predominantemente arcillosa que constituyen los materiales de transición entre los dos ámbitos principales de la provincia (sierra y cuenca).

Tipos de acuíferos en Torrelodones En Término Municipal de Torrelodones se han diferenciado tres tipos de acuíferos atendiendo a su litología. a) Acuíferos poco permeables por fisuración y fracturación. b) Acuíferos en zonas de alteración generalizada; en zonas de regolito bien desarrollado en altiplanos, y en acumulaciones de detritos de la meteorización en el fondo de los valles de ríos y arroyos. c) Acuíferos en sedimentos de antiguos canales fluviales o acuíferos por porosidad en depósitos sedimentarios. a) Acuíferos por fracturación Originados por la existencia dentro del macizo rocoso de diaclasas, zonas de cizalla, diques, planos de esquistosidad, etc. Estas discontinuidades permiten la circulación del agua en el interior de la roca siempre y cuando las fracturas estén interconectadas entre sí y posean una apertura mínima que permita el paso de un cierto caudal. La recarga de agua en la roca se efectúa a través de estas fracturas, por lo que deben aflorar en superficie o localizarse bajo un manto de alteración que permita la infiltración de los excedentes pluviométricos. 68 |

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Figura 3.7. Esquemas de los tres tipos de acuíferos identificados en la zona de Torrelodones. A) medio fracturado, B) zona de alteración, C) ambiente sedimentario. Los tres tipos definidos son muy característicos de las rocas duras en cualquier zona del mundo. De forma general, las fracturas se van cerrando en profundidad y llegan a no permitir la circulación de un flujo laminar entre las paredes de las fracturas. Es por ello que las perforaciones de gran profundidad de tipo “sondeo” no están asociadas a mayores caudales en función de los metros perforados, al margen de que se haya ubicado el sondeo en una zona estéril. La obtención de parámetros hidráulicos en estas formaciones es una labor compleja y costosa, y en la actualidad está siendo objeto de una línea novedosa de investigación por parte de distintos organismos. No obstante, como órdenes de magnitud orientativos para el caso que nos ocupa, damos algunos valores obtenidos de diversos trabajos recientes (Dieulin, 1980; 1981). La porosidad total en zonas de fractura a profundidades entre 5 y unos 50 metros, puede oscilar entre 0,02 y 0,08. La permeabilidad o conductividad hidráulica (expresada en m/s) puede también ser muy variable, entre 3 y 9·10 –4 o bien entre 1 y 100·10-7 dependiendo las zonas. b) Acuíferos en zonas de alteración Los agentes erosivos destruyen y descomponen los minerales que constituyen las rocas quedando el substrato rocoso cubierto por una capa de material que

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puede permanecer “in situ” o ser transportada a otros lugares. En ambos casos la acumulación de estos materiales constituye un acuífero somero por porosidad intergranular. Es decir, el agua se acumula en los poros que existen entre los granos. El espesor de las acumulaciones de alterita es muy variable en función de las características de la roca origen y de los procesos que hayan actuado en la región. En estos materiales con frecuencia se encuentran espesores variables desde 1,5 a 15 m, generalmente seguidos en profundidad por un tramo de roca muy deleznable, fácilmente excavable. En Torrelodones es frecuente que esta capa o manto de alteración no tenga una importante continuidad lateral sino que se trate de pequeñas cuencas individuales separadas por afloramientos de roca sin alterar. Esta circunstancia es la que determina que existan numerosos acuíferos locales, sin (o con escasa) conexión hidráulica entre ellos, de poco espesor y con rendimientos bajos en las captaciones existentes. Los parámetros hidráulicos en las zonas de alteración se encuentran entre los siguientes órdenes de magnitud: la porosidad total del granito alterado según autores, puede ser entre 0,34 y 0,57. La permeabilidad en las zonas de alteración dependerá de la mineralogía de la roca inalterada inicial y de su estado evolutivo, donde distintos autores (Daly, 1982; Morris et al. 1967) han encontrado valores entre 1,62·10-5 m/s y (3,3 a 52) ·10-6 m/s. c) Acuífero por porosidad en rocas sedimentarias Estos acuíferos forman un grupo que debe tratarse independientemente de los dos anteriores, pues no están directamente relacionados con los materiales graníticos. Se localizan en la zona de transición entre los granitos serranos y la cuenca detrítica terciaria de Madrid. Están constituidos por acumulación de cantos y bloques envueltos por una matriz arcillosa arenosa. Son acuíferos por porosidad intergranular. Estos materiales en el término municipal de Torrelodones, en concreto localizados en la zona de Los Peñascales, no constituyen un buen acuífero como consecuencia del predominio de una matriz arcillosa poco permeable, y por la presencia de un 70 |

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relieve pronunciado. Estos materiales geográficamente se extienden hacia el sur, mejorando también su potencialidad como acuífero, alejados ya de la zona de estudio. Tipos de captaciones de agua En el área de estudio se encuentran captaciones de agua que pueden incluirse en alguno de los siguientes tipos: a) Pozos excavados Son las captaciones más frecuentes en todo el municipio y en general en todas las comarcas con este tipo de litologías “duras”. Son pozos excavados artesanalmente de poca profundidad (de unos 3 a 10 m), que aprovechan el agua del espesor de manto alterado, de ahí que sean poco profundos. Frecuentemente están excavados atravesando también parte de roca fresca intentando cortar el mayor número de fracturas con agua, hecho que justifica el gran diámetro de estas captaciones (de 1 a 4 m generalmente). La recarga en este tipo de captaciones se produce por infiltración directa del agua de lluvia. Tiene una capacidad de regulación pequeña, es decir, en las épocas de estiaje, a medida que se utiliza, tarda más tiempo en recuperarse, hasta que a mediados de verano se suelen secar. b) Pozos con galería Son pozos excavados que tienen galerías horizontales que parten, generalmente, de la base del pozo. Un mismo pozo puede tener varias galerías con una distribución radial. Estas captaciones tienen mayor superficie para captar agua y mayor capacidad de almacenamiento. c) Aljibes Son depósitos subterráneos muy frecuentes en la zona de La Estación. Suelen llenarse con agua de los pozos, aunque en ocasiones el propio aljibe se llena de agua subterránea. Esto es, dependiendo de su profundidad con respecto al nivel freático pueden funcionar como pozos. © Ediciones FIEC

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d) Perforaciones profundas También llamados “sondeos”, en estas litologías se hacen por el método de rotopercusión. Esta técnica relativamente reciente es intermedia entre la rotación y la percusión. La realización del pozo es bastante rápida pero tiene el inconveniente de limitar el diámetro entre unos 150 y 180 mm, aunque se pueden alcanzar diámetros mayores (hasta 450 mm). La profundidad en este tipo de captaciones no suele pasar de los 50 m. Los rendimientos de estos sondeos dependen del número de fracturas atravesadas y de su porosidad eficaz. En la práctica es muy difícil prever su rendimiento, siendo muy frecuente encontrar sondeos separados pocos metros, en los que uno de ellos pueda ser totalmente estéril. Los caudales que se obtienen de estas captaciones en granitos pueden oscilar entre 0 y 0,5 l/s. Las aguas subterráneas en la zona de estudio, presentan una mineralización baja, con valores de conductividad eléctrica que mayormente oscilan entre 200 y 600 µS/cm . Esto se explica si tenemos en cuenta que el substrato geológico está formado por materiales graníticos, y que por tratarse de un acuífero somero el agua no permanece mucho tiempo en contacto con la roca.

Aprovechamiento del agua subterránea La utilización del agua subterránea en la zona estudiada tiene un uso preferente de riego de parcelas y llenado de piscina, en épocas estivales. En muy pocas ocasiones el agua es utilizada para abastecimiento de las viviendas. La utilización diaria de los pozos para riego de jardines, hace que estos se sequen aproximadamente a mediados del mes de Julio. En la mayoría de los casos su recuperación es lenta y dejan de poder ser utilizados diariamente. El inventario realizado ha puesto de manifiesto que aunque en algunas zonas los puntos de agua pueden ser poco frecuentes, en otras pueden llegar a ser excepcionalmente numerosos. La presencia o ausencia de captaciones y su naturaleza, dan idea, además de las condiciones hídricas del terreno, de los rasgos socioeconómicos del municipio tanto en tiempos pasados como en la

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actualidad. Como dijera Casiano de Prado, ya en el siglo pasado, “En la Sierra no son tantos los pozos porque hay muchas fuentes, torrentes y regueros, y porque son más difíciles de abrir, y en algunos pueblos no los hay por eso”. Tal parece ser el caso del núcleo rural que rodea el actual Ayuntamiento y el barrio de la estación. Donde se sitúan las mayores viviendas, con amplias extensiones ajardinadas, que antaño constituían viviendas principales acomodadas cuentan con uno o varios pozos dotados de aljibes, galerías, y son además de mayores profundidades de lo que suele ser usual en estas litologías (5-6 m), señal de que sus propietarios podían costear este tipo de obras. En la actualidad, a pesar de que la red de abastecimiento municipal llega a la mayoría de las viviendas, se hacen perforaciones que contribuyen a satisfacer la demanda personal de agua, consiguiendo, una vez amortizados los gastos de obra, un abaratamiento del consumo anual.

3.4. Acuíferos en materiales volcánicos La gran variedad de rocas volcánicas así como su particular disposición, hace que las características hidrogeológicas de estos materiales sean muy diversas y de gran complejidad. Las nociones de hidrogeología que se dan en este capítulo, están basadas en estudios realizados en territorio español, cuyas características generales son perfectamente extrapolables a materiales volcánicos en otras zonas. El conocimiento de las particularidades geológicas e hidrogeológicas de las Islas Canarias, tuvo un gran desarrollo a partir de 1974 con los resultados del trabajo realizado por el MOP y UNESCO, además de una serie de estudios posteriores.

3.4.1. Materiales volcánicos típicos según su origen Las rocas volcánicas comprenden una amplia variedad de tipos. Están repre-

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sentados principalmente por coladas de lava, diques intrusivos y materiales piroclásticos, que son proyectados en las erupciones volcánicas a grandes distancias. Es difícil hacer una clasificación uniforme de estas rocas, y normalmente se realiza con trabajos de campo a partir de su textura, color y composición mineralógica.

a) Coladas volcánicas Las coladas de lava se localizan predominantemente en las depresiones y circulan rellenando valles. Su extensión superficial puede ser muy amplia, con espesores que por acumulación de sucesivas coladas pueden tener potencias de hasta miles de metros. Estas coladas pueden estar independizadas hidrogeológicamente, bien sea por meteorización de la parte superior de una colada (dando un suelo arcilloso) que actuaría como límite impermeable, bien por intercalación de algún nivel piroclástico de tamaño ceniza. Por otra parte dentro de una misma colada de lava la zona superior e inferior suelen ser más porosas que la central, y puede actuar como barrera impermeable entre ambos niveles (Custodio, 1979). b) Materiales piroclásticos Los piroclastos se distribuyen alrededor del punto de erupción y dependiendo de la distancia a este, tendrán tamaños variables desde grandes bloques a cenizas. La granulometría va a depender básicamente del tipo de lava y de explosión volcánica, influyendo así en el comportamiento hidrogeológico. El valor hidrogeológico de estas formaciones viene dado por la alternancia, disposición y granulometría que exista entre las coladas de lava, los depósitos piroclástico y otras formaciones - por ejemplo aluviales - que pueden quedar fosilizadas entre las anteriores.

c) Intrusiones de diques No hay que olvidar la existencia de diques con disposición predominantemente vertical, que pueden actuar como barreras, compartimentando los acuíferos y confiriendo a la estructura cierta

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heterogeneidad. Por otra parte, estos diques en ocasiones facilitan la creación de fracturas verticales por las que puede circular el agua.

3.4.2. Parámetros hidrogeológicos En las rocas volcánicas los parámetros hidrogeológicos son muy difíciles de cuantificar, pues varían mucho según el origen de los materiales y de su posterior historia. Las principales causas de la variabilidad que presentan estas rocas, son la velocidad de enfriamiento y su edad, que afectan al grado de compactación.

a) Porosidad Representa el cociente entre el número de huecos que contiene la muestra y su volumen total. En los materiales que forman las Islas Canarias este valor es muy variable, y puede tener desde un 0 % de huecos hasta más de un 50 %. En general la chimeneas o calderas tienen un enfriamiento lento y la porosidad suele ser inferior al 5 %, mientras que los mismos materiales en forma de coladas volcánicas pueden tener una porosidad entre el 10 % y el 50 % (Custodio y Llamas, 1983). Las coladas modernas tienen mayor porosidad que las antiguas por estar menos compactadas. Cuando el enfriamiento se produce con rapidez, la desgasificación dura poco tiempo y origina una textura vesicular de alta porosidad. Este proceso produce también la formación de grietas de retracción y en ocasiones "puentes de lava" en contacto con el suelo. Según diversos autores en estas rocas se dan los siguientes valores de porosidad: -

Para materiales piroclásticos la porosidad total es del orden del 30 %, llegando a 50 % como máximo en cenizas modernas. Las coladas de barro tienen valores cercanos a 0 %.

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En basaltos miocenos (alternancia de coladas y piroclastos) la porosidad eficaz oscila entre un 2 % y un 10 %.

b) Permeabilidad En materiales volcánicos puede decirse algo muy parecido a lo hablado sobre la porosidad, aunque no siempre una mayor porosidad implica mayor permeabilidad (p.e. piedra pómez). La permeabilidad en regiones volcánicas es en general muy anisótropa. Suele ser máxima en dirección del movimiento de la lava y mínima en la vertical. Cuando hay intrusión de diques, es mínima perpendicularmente a ellos y máxima en la vertical y paralela a los mismos. Los valores de permeabilidad según diversos autores son los siguientes: -

En materiales piroclásticos igual o menor a 0,1 m/día. En basaltos miocenos entre 0,01 y 0,1 m/día. Ignimbritas y fonolitas entre 0,001 y 0,01 m/día. Basaltos modernos: Valores medios de 1.000 m/día, que pueden llegar hasta 3.000 m/día.

3.4.3. Calidad química del agua. Aspectos generales El agua que se infiltra en el subsuelo y circula a través de los materiales volcánicos, contiene cierta cantidad de CO2 que puede hacer vulnerable la roca a la reacción química. La capacidad de reacción de los materiales con el agua y por tanto, las características hidrogeoquímicas del agua, va a depender en todos los casos de: -

Agresividad del agua de infiltración. Temperatura del agua. Tipo de roca. Tiempo de permanencia del agua en el suelo.

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Los mayores aportes del agua de infiltración suelen ser de Ca, excepto en basaltos y traquitas que son mayores los aportes de Mg y en fonolitas e ignimbritas que predomina el Na. A lo largo del proceso de infiltración, el agua va cargándose de sales y aumentando su solubilidad, pudiendo ocasionar cambios en la estructura del subsuelo que se ve transformada tanto por procesos de disolución como por fenómenos de precipitación de CaCO3, al rellenar poros y fisuras. Un ejemplo de este tipo de transformaciones es los "caliches” o terrenos “encalichados", formaciones corrientes en las islas orientales del archipiélago. En aguas subterráneas recientes predominan los aniones de bicarbonato o carbonato. La presencia de sales disueltas en el agua subterránea no siempre ha de tener su origen en la disolución de los materiales que atraviese. En particular en estas latitudes y con mayor profusión en las islas orientales, el agua de lluvia se carga con el polvo atmosférico procedente del continente africano, incrementándose así la cantidad de sales del agua de infiltración. En zonas costeras es frecuente encontrar iones cloruro y sodio en la composición del agua subterránea que procede del efecto aerosol de la brisa marina e incrementada por la disolución que el agua de lluvia produce sobre las sales marinas desecadas en la superficie de las rocas. El contenido en cloruros se incrementa con la aridez climática, lo cual sucede de oeste a este en el Archipiélago y de norte a sur en cada isla. Por último los iones sulfato aparecen, con frecuencia, bajo la existencia de una contaminación por riegos, urbana o volcánica.

3.4.4. Contaminación del agua subterránea La contaminación del agua puede ser definida como aquel proceso por el cual se alteran las características físico-químicas del agua. La contaminación del agua subterránea puede tener un origen natural o antrópico. Entre los principales motivos que causan perjuicio a la calidad del agua por actividades humanas son, para el conjunto de islas, las debidas a

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labores agrícolas, urbanas o por intrusión marina. Las de origen natural son debidas a las emanaciones gaseosas del vulcanismo residual existente. La propagación de la contaminación del agua subterránea sigue la misma trayectoria que el agua de infiltración, pudiendo quedar retenida en los poros del material parte de la carga contaminante, donde tienen lugar fenómenos químicos de adsorción, reacciones redox, etc., que en ocasiones mejoran la calidad del contaminante. El efluente que no queda retenido en el suelo o en la zona no saturada llega hasta el acuífero, y dependiendo del contraste de densidades y viscosidades entre ambos líquidos, viajará en forma de penacho en la misma dirección del flujo subterráneo o bien podrá permanecer en el fondo del acuífero y desplazarse lentamente bajo él. Existen métodos de eliminación de los contaminantes de los acuíferos y del suelo, pero todos ellos son métodos complejos y muy costosos, y no garantizan la completa recuperación del medio. El método más eficaz contra la contaminación es el control en origen, donde caben varias vías de actuación según el tipo de contaminación que se pueda producir. Factores como la profundidad del nivel freático, vegetación y presencia de arcillas, son de gran importancia en la contaminación. Seguidamente se explican las diversas fuentes de contaminación y se ofrecen algunas pautas de control en origen.

a) Contaminación agrícola Los plaguicidas, insecticidas y herbicidas acumulan residuos tóxicos que pueden ser lavados por el agua de lluvia o riego y alcanzar los acuíferos. Los pesticidas que son arrastrados por percolación en los niveles más superficiales, sufren un proceso de absorción por las plantas, las cuales pueden incorporarlo a los mismos frutos y a la cadena trófica. Otra parte de los pesticidas son absorbidos por los coloides del suelo. El notable aumento del uso de los fertilizantes, debido a la creciente necesidad de incrementar los rendimientos de los cultivos, ha provocado unas condiciones anómalas de acumulación de compuestos orgánicos e

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inorgánicos. Estos fertilizantes contienen uno o varios de los tres elementos nutrientes principales: nitrógeno, fósforo y potasio. El principal de todos es el nitrógeno. Él y sus derivados son los mejores indicadores para detectar la contaminación de las aguas subterráneas por labores agrícolas. Los fosfatos y la potasa no suelen contaminar el agua debido a su baja solubilidad, escasa movilidad y limitada cantidad en que se aplican, en comparación con los nitratos. Estos elementos tienden a acumularse y a permanecer en la zona no saturada. En general puede decirse que la contaminación por agricultura en las islas es escasa. Control en origen: -

Restringir las actividades agrícolas en las áreas de recarga. Modificar las prácticas agrícolas. No utilizar zonas de litologías granulares porosas y que tengan el nivel freático próximo. Preparación del suelo. Selección de mecanismos de siembra. Rotación de cultivos. Selección de especies altamente resistentes. Dosis adecuadas de fertilizantes

b) Contaminación urbana Se produce entre otras razones por el uso de fosas sépticas, pozos negros, alcantarillado en mal estado, vertederos mal emplazados o técnicamente mal previstos. La contaminación que se produce es fundamentalmente microbiológica. No se incluye en este tipo la contaminación de origen industrial. Los microorganismos patógenos, por lo general, proliferan en las personas o animales enfermos y son expulsados al exterior con las excretas, orinas y estornudos. Una vez fuera del cuerpo su supervivencia depende de las © Ediciones FIEC

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condiciones del medio y de la especie concreta de que se trate. Si las condiciones son favorables pueden multiplicarse, pero lo más normal es que las muertes sean mayores que las divisiones celulares y que el número de individuos vaya disminuyendo. Entre las enfermedades en las que el agua de abastecimiento sirve con frecuencia de vehículo de contagio por vía oral, cabe citar, en función del organismo que las produce: -

Bacterias: Cólera , tifus, fiebres paratíficas. Virus: Hepatitis, gastroenteritis vírica, cáncer. Protozoos: Amebiasis.

Control en origen: -

Sistemas adecuados de eliminación basado en el tipo de residuo. Reducir lixiviado. Reducir tiempo de explotación de vertederos. Dotación de obras ingenieriles para recoger lixiviados. Construcción de fosas sépticas adecuadas. Vaciado periódico de pozos negros. Mejora de los sistemas de captación y distribución de agua. Delimitación de perímetros de protección adecuados.

c) Contaminación salina En zonas costeras está provocada por la extracción de agua subterránea por encima de las posibilidades del acuífero, produciendo contaminación por "intrusión marina". En estos casos el contaminante es el agua de mar. Se trata de una de las contaminaciones más frecuente y más difíciles de controlar. En un acuífero costero sin explotación, el agua dulce se vierte al mar. Esta fuga mantiene la posición de una línea imaginaria que llamamos "interfaz" y que diseña una cuña de intrusión del agua marina hacia el interior del acuífero.

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Esta barrera de separación no es estática sino que fluctúa a razón de: -

Diferencia de densidades. Flujo del agua dulce. Condiciones hidrogeológicas. Extracciones Fluctuaciones del nivel del mar

Cuando se ponen en contacto dos fluidos miscibles no existe una interfaz brusca, sino que se pasa de un fluido a otro a través de una zona de mezcla. Las características en composición y anchura de esta faja son variables y dependen de la difusividad y dispersividad del medio y de las características del movimiento. Cuando se producen bombeos se altera el movimiento de los flujos y la cuña penetra hacia el interior del acuífero. La interfaz de separación es más profunda y más inclinada, y la zona de mezcla es menor.

Figura 3.8. Esquema de intrusión salina en un acuífero libre, producida por el descenso del nivel freático en la costa.

Si se produce una recarga importante en el acuífero el agua dulce es la que desplaza el agua salada y la interfaz es más alta y su pendiente menor. El movimiento del agua salada hacia tierra se conoce con el nombre de "Efecto Nomitsu". © Ediciones FIEC

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El alto contenido en cloro y sodio en el agua de las captaciones costeras nos indica que se ha producido intrusión. En el agua de mar hay poco contenido de bicarbonato, mientras que en el agua dulce suele ser dominante. También los elevados contenidos en bromo e iodo son indicadores de la intrusión salina. A modo de resumen, las hipótesis actuales sobre acuíferos costeros, tal y como expone Soler Liceras (1991), suponen que: 1) Toda el agua, exceptuando la zona de mezcla, tiene una densidad constante en la vertical. 2) Existe una interfaz que separa las aguas del acuífero de las del mar. 3) Existe un flujo de magnitud constante en toda su profundidad. 4) A ambos lados de la interfaz existen unas corrientes paralelas que anulan o aminoran los efectos de la difusión en la zona de mezcla. 5) Existen flujos verticales en el acuífero. A partir de ensayos de bombeo realizados en las islas occidentales por este mismo autor, se ha establecido un nuevo modelo de acuífero costero volcánico, que supone una estratificación por densidades debida a diferencias de edad en las aguas y por diferencias en el grado de salinidad. Esta hipótesis sólo admite una circulación de las aguas subterráneas en la zona más superficial del acuífero y conlleva la no existencia de interfaz, impidiendo los flujos verticales al existir una presencia de capas de densidades diferentes. Control en origen -

Cultivos idóneos para la zona, así como la calidad y cantidad de agua más apropiada. Distribución espacial y características técnicas de las obras de captación. Distribución de las tierras de los diferentes cultivos. Inventario de recursos hidráulicos subterráneos y superficiales próximos.

d) Contaminación volcánica Se refiere al aporte gaseoso de emanaciones volcánicas aún existentes, al 82 |

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agua subterránea. El principal cambio que tiene lugar en las características del agua subterránea es el aumento de la temperatura. El sometimiento a estas altas temperaturas provoca la evaporación del agua subterránea que sale al exterior a favor de fracturas o conductos de diversa génesis. El vapor de agua que se desprende lleva gases de tipo ClH, SH2, SO3 y muy frecuentemente CO2 y NOx. La presencia de estos gases en el acuífero produce un aumento de la cantidad total de sales y, dependiendo del tipo de emanación, un aumento de los iones bicarbonato, sulfato, cloruro, etc.

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EJEMPLO 4

“El agua en las Islas Canarias” Condiciones climáticas Los recursos hídricos del Archipiélago Canario están en íntima relación con sus características climatológicas. En términos generales, se puede decir que en las Islas Canarias la precipitación es escasa. Aunque por su latitud deberían tener un clima seco y cálido, en la realidad no es exactamente así debido a ciertas particularidades que se irán comentando a lo largo de este capítulo. El clima de estas islas está influenciado en gran parte por el anticiclón de las Azores que, durante la mayor parte del año, se sitúa entre las Islas Canarias, las Azores y Madeira. En él tienen su origen los vientos alíseos, que son los dominantes en el archipiélago y van a definir en buena parte el clima canario. Sus componentes principales son: 1) Componente inferior, formada por una corriente de aire húmedo y templado que por lo general procede del NE y 2) La componente superior, cálida y seca, que sopla desde el NO. La existencia de estas dos corrientes, origina que a una altura comprendida entre los 1.000 y 1.500 m, se produzca una inversión térmica dando lugar a un ascenso de la temperatura. El resultado de esto es que en las vertientes norte de las islas el clima es húmedo y templado hasta una cota de unos 1.000 m, a partir de la cual el aliseo superior es predominante y el clima es más seco. Por el contrario las vertientes meridionales son bastante más secas. El régimen de las precipitaciones se debe fundamentalmente a dos condiciones atmosféricas (MOPU, 1987): 1) Invasiones desde el norte de aire polar frío. Originan las precipitaciones más importantes en las islas de mayor altura, y están influenciadas por el efecto orográfico del relieve y 2) Intrusión de aire húmedo y cálido del sur, que se desarrolla principalmente en las vertientes meridionales.

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A modo de conclusión, el régimen pluviométrico será tanto más importante cuanto más desplazada se encuentre la isla hacia el oeste y tanto más lluviosa cuanto mayor sea su altura. Otro aspecto importante que condiciona el clima de las Islas Canarias es el efecto que tiene la Brisa Marina. La temperatura del agua del mar en estas islas varía entre 18º y 23º. Estas temperaturas relativamente bajas, se deben al dominio de los vientos del NE que empujan las capas superficiales del océano hacia el centro y producen en nuestras latitudes un ascenso de aguas más profundas y frías (SGOP, 1985). A efectos de lluvias, esto da lugar a que el aire más frío y más pesado se localice en las cotas más bajas produciendo con ello un gradiente térmico estable que no favorece las precipitaciones.

Formaciones volcánicas geológicas características Desde el interés puramente hidrogeológico, su comportamiento no es igual para una misma formación en todas las islas del archipiélago canario, ni incluso dentro de una misma. A pesar de ello, en líneas generales se pueden distinguir las siguientes formaciones de características similares (ITGE, 1991): a) Complejos Basales Se trata de rocas plutónicas con diques y se pueden considerar como impermeables. b) Serie Basáltica Antigua Está formada por una asociación de coladas y mantos piroclásticos. Su permeabilidad es baja, pero por su gran extensión representa la formación más explotada de todo el archipiélago canario. c) Series Traqui-Fonolíticas Suelen ser muy compactas y de poca fisuración, con una permeabilidad muy pequeña.

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d) Aglomerados Tienen un comportamiento muy variable dependiendo de las zonas. Pueden llegar a formar muy buenos acuíferos. e) Series Basálticas Modernas No han tenido apenas un proceso de colmatación, por lo que su permeabilidad es muy elevada. f) Depósitos Aluviales En general están representados muy pobremente en las islas, excepto en Gran Canaria donde ocupan amplias zonas costeras. A pesar de la gran variedad de materiales que forman los acuíferos en los materiales volcánicos, en conjunto el macizo se comporta como una masa rocosa permeable y anisótropa, que sigue razonablemente las leyes de la hidráulica clásica.

Aprovechamiento del agua Para obtener el máximo rendimiento de los recursos hídricos en las islas, tanto superficiales como subterráneos, de muy antiguo se han utilizado diversos sistemas que permitieran su óptimo aprovechamiento. La disponibilidad del agua está en relación con la manera en que ésta se presenta en la naturaleza. Así pues, el concepto de "Ciclo Hidrológico" tiene especial interés para comprender de una forma global cómo debe ser la gestión conjunta de este recurso. El agua que llega al suelo mediante la precipitación, tiene la posibilidad de circular por la superficie del terreno (escorrentía superficial), infiltrase (escorrentía subterránea) y pasar formar parte de los acuíferos, o bien evaporarse e incorporarse de nuevo a la atmósfera.

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En zonas insulares donde la disponibilidad de agua se limita a la superficie de la isla, deben hacerse estudios hidrogeológicos con mucho detalle con objeto de hacer un buen balance hídrico que cuantifique los recursos para su buena gestión. A continuación se hace un repaso de las distintas formas de aprovechamiento tanto del agua superficial como subterránea.

Aguas superficiales El aprovechamiento más común de las aguas superficiales consiste en la construcción de presas. No siempre es ésta la opción más ventajosa, pues a menudo tienen un elevado coste y una pequeña capacidad de almacenamiento. Las principales circunstancias que hacen que las presas no sean un buen aprovechamiento son: -

Irregularidad de las avenidas, obligando a crear grandes embalses para regular pequeños caudales.

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Relativamente alta permeabilidad del terreno que facilita la infiltración y dificulta la escorrentía superficial.

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Barrancos poco caudalosos incluso en épocas de avenidas.

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Barrancos estrechos y con elevada pendiente que impiden la construcción de grandes presas.

-

Rápida colmatación de los embalses por erosión del suelo y retención de las partículas en suspensión que lleva el agua de los ríos.

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Costes elevados en obras de impermeabilización del fondo de presa.

En los últimos años, cada vez con más frecuencia se utiliza la técnica de "balsas" construidas con láminas sintéticas que permite la acumulación de caudales no muy grandes. Son costosas pero útiles para sus propósito.

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Aguas subterráneas En Canarias los recursos hídricos disponibles en más de un 90 % provienen del subsuelo (MOPU, 1987). Los acuíferos principales en cada isla lo forman los materiales cuyos huecos y fisuras están rellenos por agua. La velocidad de flujo y aprovechamiento del agua es muy distinto de unas zonas a otras, y dependen del soporte geológico y de su estructura. En muchas de las islas el zócalo impermeable coincide con los materiales más antiguos del Complejo Basal, y condicionan en parte la forma del límite superior de la zona saturada. Las cotas más altas de estos materiales en las islas de San Miguel de La Palma, Tenerife y La Gomera, alcanza alturas superiores a los 1.000 m en las zonas centrales, llegando hasta alcanzar la cota cero en la costa (MOPU, 1985). Otro aspecto importante de los acuíferos insulares es la presencia de agua del mar, que se introduce a modo de cuña en la costa. La menor densidad del agua dulce flota sobre el agua salada, produciendo un empuje que impide su avance hacia el interior del acuífero en un frente denominado interfaz. En general, cada una de las islas, aunque tienen una gran anisotropía y varios niveles acuíferos, pueden considerarse formadas por un único gran acuífero libre. Los sistemas de captación más corrientes de agua subterránea en terrenos volcánicos son los manantiales, galerías y pozos. Otras captaciones que también se utilizan en estos materiales son los zanjones, que se utilizan como abrevadero para el ganado, y los aljibes que almacenan el agua de escorrentía superficial y precipitación.

a) Manantiales Los manantiales también denominados "nacientes", son la forma más sencilla de aprovechar el agua subterránea debido a que no requieren hacer una obra ni utilizar ningún mecanismo particular para su explotación. Aparecen en zonas donde la topografía corta el nivel freático, o en zonas de descarga de los acuíferos. El primer tipo suele encontrarse en zonas interiores y el segundo en la orilla del mar, dando lugar a las denominadas "playas dulces". 88 |

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Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas

Los caudales que proporcionan son muy variables y dependen de la permeabilidad del terreno y de la fracturación de las formaciones. Existen otros manantiales que descargan acuíferos colgados, cuyo origen se debe al contacto entre un nivel permeable y otro impermeable, situado topográficamente por encima del acuífero regional de la isla. Otros “desembocan” dentro del mar, son los llamados “bueyes” y presentan en general un fuerte contraste de temperatura entre el agua salada y la alumbrada. Con el paso de los años las necesidades de agua de los habitantes de las islas ha ido en aumento, incrementándose así la explotación del agua subterránea. Muchos manantiales se han secado y se han visto remplazados por captaciones artificiales como son las galerías, los pozos y los sondeos.

b) Galerías Una galería es un túnel con paredes filtrantes y una pendiente ligeramente ascendente. Tienen una sección reducida de unos 2 metros de altura y 1,8 de anchura, con una longitud muy variable desde menos de 100 m hasta varios kilómetros. Los caudales que pueden proporcionar son también muy diferentes en función de la permeabilidad del terreno o de los tramos fracturados que atraviese. Por lo general, la apertura de galerías acaba produciendo el secado de la parte superior del terreno que anteriormente se encontraba saturado en agua. En las Islas Canarias la construcción de galerías ha tenido un gran desarrollo desde mediados del siglo XIX. Por poner un ejemplo, en la Isla de Tenerife actualmente hay más de 1.000 galerías que superan los 1.500 km de perforación (MOPU, 1987). Una de las razones por la que se han fomentado la construcción de este tipo de captaciones, se debe a que los acuíferos costeros, si son muy permeables, suelen tener una superficie piezométrica con una elevación reducida respecto al nivel del mar, lo que puede originar que por la proximidad de la interfase agua dulce y agua salada a la superficie, fuertes bombeos desde pozos en zonas costeras provocarían un avance tierra adentro de la intrusión marina, que se evita con las galerías. © Ediciones FIEC

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c) Pozos y sondeos La perforación masiva de pozos en el Archipiélago Canario es posterior al de las galerías. La tipología básica de estas captaciones consiste en pozos excavados de 3-4 m de profundidad, pozos con galerías horizontales en el fondo y perforaciones de pequeño diámetro que pueden llegar hasta centenares de metros. Los caudales que proporcionan son también muy variables y están en relación con la permeabilidad del subsuelo y del espesor saturado que atraviese. Tanto los propietarios de pozos y galerías de día en día reprofundizan sus captaciones a medida que se van agotando.

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García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC, 135 pág.

Capítulo 4

El movimiento del agua en medios porosos 4.1. Conceptos fundamentales 4.1.1. Régimen permanente o estacionario Un sistema hidrogeológico se encuentra en régimen permanente o estacionario cuando el potencial hidráulico se mantiene constante para todos los puntos en el tiempo. Es decir, en el sistema entra y sale el mismo caudal, y por lo tanto no hay variación en el almacenamiento.

4.1.2. Régimen transitorio Un sistema hidrogeológico se dice que está en régimen transitorio cuando su potencial hidráulico varía con el tiempo. Es decir, el sistema pierde o gana agua en el periodo de tiempo considerado.

Figura 4.1. A) Esquema de un acuífero en régimen permanente y B) esquema de un acuífero en régimen transitorio. © Ediciones FIEC

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4.1.3. Superficie equipotencial Es el lugar geométrico en el que todos los puntos el potencial hidráulico tiene el mismo valor. En principio, se admite que estas superficies equipotenciales del flujo de agua son planos verticales, donde el potencial tiene el mismo valor en cualquier punto de dicha superficie. Dejan de ser planos verticales en las zonas donde el potencial cambia mucho en una misma vertical, como en zonas de recarga o descarga, conos de bombeo, etc.

4.1.4. Superficie piezométrica y freática Es el lugar geométrico de los puntos que señalan la altura piezométrica de cada una de las porciones de un acuífero referidas a una determinada profundidad. Una superficie freática es la que define el límite superior de la zona saturada en el caso de un acuífero libre. En estos acuíferos, admitiendo que el potencial hidráulico no varía con la profundidad, las superficies freáticas y piezométrica coinciden, siendo el lugar geométrico de los puntos que están a presión atmosférica. En acuíferos cautivos el nivel piezométrico suele estar por encima del techo del acuífero, y debe hablarse de superficie piezométrica y no freática.

4.1.5. Isopiezas Son las curvas resultantes de cortar una superficie piezométrica con planos horizontales y equidistantes entre sí. Son por lo tanto líneas equipotenciales, en las que todos los puntos de cada línea tienen el mismo nivel piezométrico. Permiten dibujar mapas de isopiezas.

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Figura 4.2. Bloque diagrama de un acuífero libre con representación de: superficie freática, isopiezas y superficies equipotenciales.

Figura 4.3. Bloque diagrama de un acuífero confinado con representación de: superficie piezométrica, isopiezas y superficies equipotenciales.

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4.1.6. Ley de Darcy En el año 1856 Henry Darcy enuncia una ley empírica que permite explicar y conocer el movimiento del agua en medios porosos;

Q = K·i·S Donde: Q = Caudal de circula por un medio poroso (m3/día). K = Permeabilidad (m/día). i = Gradiente hidráulico; (h1-h2)/L (adimensional). S = Sección (m2). Generalmente sección unitaria; “b” (espesor)*1 (Se han indicado las unidades de medida más frecuentes).

Figura 4.4. Ley de Darcy

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Cap 4 El movimiento del agua en medios porosos

Figura 4.5. Bloque diagrama explicativo de la Ley de Darcy aplicada a un acuífero libre; Q = K·(h1-h2)/L·S A partir de la Ley de Darcy es posible determinar la velocidad real del flujo subterráneo. Como el agua subterránea sólo puede moverse por los huecos conectados que deja la roca, y no por toda la sección de roca considerada, la sección real atravesada por el flujo de agua subterránea será la sección de acuífero por la porosidad eficaz, me. Si expresamos la Ley de Darcy en términos de velocidad,

v = -K· i siendo “v” la velocidad de Darcy, “K” la permeabilidad e “i” el gradiente hidráulico. El signo menos indica que los vectores velocidad y gradiente, aunque tienen la misma dirección, su sentido es contrario.

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De acuerdo con lo expresado, es posible relacionar velocidad real (VR) y velocidad de Darcy (v) como,

VR = v/me A partir de esta relación es muy sencillo calcular el tiempo de permanencia del agua subterránea, despejando la velocidad real y el tiempo en ella.

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García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC, 135 pág.

Capítulo 5

Cartografía hidrogeológica 5.1. Introducción En este tema se van a definir los conceptos fundamentales que se deben tener claros para interpretar mapas y perfiles hidrogeológicos. Los mapas hidrogeológicos deben aportar la información suficiente que nos permitan conocer cómo es el movimiento del agua subterránea, y en su caso, la relación con los cursos de agua superficiales. Deberán proporcionar información cuantitativa (órdenes de magnitud), de los parámetros hidrogeológicos de los sistemas acuíferos existentes. El rasgo más importante que se refleja en estos mapas es la superficie piezométrica. Los mapas hidrogeológicos suelen tener una base geológica simplificada que proporcione información sobre la geometría de los acuíferos y sobre las propiedades hidráulicas de los materiales. En los apartados siguientes, primero se explica en qué consiste el trabajo de campo para la toma de datos, se pasa a comentar los mapas de isopiezas, luego los perfiles hidrogeológicos y se finaliza con las redes de flujo. Por aquello de que "una figura vale más que mil palabras", este capítulo está ilustrado con sencillos esquemas de mapas y perfiles hidrogeológicos. En el apartado 5.5 se incluyen algunos ejercicios resueltos de aplicaciones elementales sobre el cálculo de caudales y elaboración de redes de flujo.

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5.2. Inventario de puntos de agua La primera fase de prácticamente cualquier estudio hidrogeológico, consiste en la toma de datos en campo y del posterior análisis de algunos de ellos en el laboratorio. Esta primera etapa de trabajo nos deberá proporcionar la información suficiente del medio físico, de modo que podamos llevar a cabo la investigación hidrogeológica que estemos haciendo con el detalle deseado. La toma de datos de interés hidrogeológico y el muestreo del agua subterránea, es una operación sencilla y a la vez delicada. Frecuentemente por falta de cuidado en el trabajo de campo se obtiene datos erróneos o poco precisos, que influye directamente sobre la validez de los resultados finales del proyecto. El trabajo de campo que se realiza para la obtención de información hidrogeológica, suele iniciarse con un inventario de puntos de agua. El inventario de puntos de agua consiste en la recopilación del mayor número de datos e información que podamos obtener de las captaciones de agua existentes en una zona. Los puntos de agua que deben inventariarse incluyen: pozos excavados, sondeos o pozos perforados, manantiales y otras obras especiales de captación de agua subterránea que permitan posicionar el nivel freático o piezométrico (que deben ser disociados al elaborar las equipotenciales, ya que puede haber más de un acuífero) en la vertical. Los datos que tienen más interés del inventario son: -

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Coordenadas de la captación (x, y, z). Croquis de situación. Profundidad del pozo. Cota de la boca de la captación. Profundidad del nivel del agua en la captación. Cota del nivel del agua. Características técnicas de la perforación. Diseño de la captación.

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Columna litológica del pozo. Régimen de explotación. Determinación de parámetros físico-químicos “in situ”.

Las dos medidas principales que se deben hacer sobre la captación son la profundidad del nivel piezométrico y la profundidad total de la captación. La profundidad del agua se determina con la ayuda de un limnímetro o hidronivel. Este aparato no es más que una cinta graduada al centímetro, con un electrodo en el extremo, que nos avisa en el momento que se pone en contacto con el agua. Existen varios tipos de limnímetros comercializados, siendo los más corrientes los que avisan por medio de un pitido, una luz o simplemente con un amperímetro. Es imprescindible referenciar siempre el punto de la boca del pozo utilizado para la medida del nivel piezométrico, que permita poder hacer sucesivas medidas en distintas fechas manteniendo la precisión; y conocer la distancia de este punto al nivel medido del terreno.

Figura 5.1. Determinación de la profundidad del nivel freático durante el inventario de puntos de agua. © Ediciones FIEC

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Para conocer la profundidad de la captación se utiliza una plomada. Las sondas más utilizadas para hacer este tipo de determinación son las de la casa SEBA. El instrumento de medida consiste en un carrete de cable de acero muy fino, de hasta 300 m, que tiene una plomada en un extremo, y que indica la profundidad a la que toca fondo con un cuentavueltas que mide en metros. Esta instrumentación se hace imprescindible para poder conocer la profundidad de sondeos de gran profundidad (en general para aquellos que tienen más de 15 - 20 m). En la figura 5.2 se muestra un ejemplo de ficha básica de inventario de puntos de agua.

5.3. Mapas de isopiezas Un mapa de isopiezas es una representación en planta de la distribución del potencial hidráulico del agua de un acuífero. Esta representación se hace a partir de isolíneas que representan puntos de igual potencial hidráulico.

5.3.1. Metodología El procedimiento práctico para su elaboración consiste en recopilar el mayor número de datos sobre los niveles piezométricos de la zona de estudio, y referenciarlos con cotas absolutas sobre un mapa, que contenga preferiblemente, una base geológica simplificada. La recopilación de estos datos forma parte del trabajo denominado como "inventario de puntos de agua". Es importante tener en cuenta que la superficie piezométrica no es constante en el tiempo, y por tanto todas las medidas deberán estar referidas a una fecha concreta. Una vez que se tienen dibujadas las cotas del agua en el plano, se trazarán las isolíneas (isopiezas en este caso), con los potenciales medidos en campo manteniendo la equidistancia predefinida. El resultado será un mapa, que a efectos prácticos puede interpretarse como si se tratara de una representación de la "topografía" del límite superior de la zona saturada, para el caso de acuíferos libres. Debe tenerse claro que las isopiezas no son “cotas” del agua, sino “potenciales hidráulicos del agua”.

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Figura 5.2. Modelo de ficha con los datos básicos que deben recopilarse al realizar un inventario de puntos de agua. © Ediciones FIEC

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Al pintar las isopiezas se deberá tener especial cuidado en no mezclar datos de potenciales correspondientes a distintos acuíferos, que puede complicar su correcta interpretación, más si unos funcionan como libres y otros como confinados o cautivos, de ahí la necesidad de disociar los datos obtenidos en el inventario de acuerdo con la profundidad de las captaciones. Antes de empezar a dibujar la isopiezas, se deberá tener en cuenta el medio físico particular, y definir las condiciones de contorno oportunas. Desde el punto práctico, al pintar las isopiezas se debe intentar seguir las siguientes normas: 1. Las líneas deben tener un de trazo suave, sin picos ni quiebros bruscos. 2. Dos isopiezas nunca pueden cortarse. 3. Se debe mantener la equidistancia que se haya definido al inicio del trabajo cartográfico. 4. La forma entre dos isopiezas consecutivas debe ser similar, manteniendo cierto paralelismo. Esta norma puede no cumplirse en el caso de que se tratarse de una zona con dispositivos artificiales que modifiquen el flujo bruscamente (pozos, diques, drenes, etc.). 5. Son siempre perpendiculares a bordes impermeables y paralelas a superficies de agua libres con las que tenga conexión hidráulica. Los límites impermeables se caracterizan por no dejar pasar el agua a través suyo. De este modo, cuando el agua se pone en contacto con un límite impermeable, circula paralelamente a él. En un límite impermeable las líneas equipotenciales son perpendiculares a dicho límite y las líneas de flujo paralelas. En zonas como los ríos, lagos, mares, etc., que estén en contacto con los acuíferos, la superficie de contacto funciona como una auténtica equipotencial, y por tanto el flujo es perpendicular a dicha superficie. Las equipotenciales en estos casos son paralelas a las superficies en cuestión.

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Figura 5.3. Mapa de isopiezas. En los límites impermeables las isopiezas son perpendiculares a ellos. En el lago, el borde actúa como una equipotencial (de nivel constante), y las isopiezas serán paralelas al borde. Cuando la superficie topográfica corta el nivel freático, se forman zonas de rezume o manantiales. En estos casos coinciden por tanto la cota topográfica y piezométrica (potencial hidráulico del agua).

5.3.2. Relación río – acuífero a) Ríos ganadores También llamados efluentes. Son ríos que reciben agua desde los acuíferos. Es decir, su lecho se sitúa a una cota inferior al nivel piezométrico en sus márgenes. Suelen tener un caudal bastante constante en el tiempo. En cartografía hidrogeológica, las isopiezas se representan con la convexidad hacia aguas arriba.

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b) Ríos perdedores También llamados influentes. Son ríos que pierden agua por infiltración desde su lecho y recargan los acuíferos. En ellos, la cota del lecho del río se encuentra a una cota superior que la del nivel freático. En cartografía hidrogeológica este tipo de relación viene representada por las isopiezas dibujadas con la convexidad hacia aguas abajo.

Figura 5.4. Relación río-acuífero. A. Río ganador y B. Río perdedor. Las trazas discontinuas representan líneas de flujo subterráneo; del acuífero hacia el río o del río hacia el acuífero respectivamente.

c) Ríos desconectados de acuíferos Se trata de ríos que no tienen conexión con ningún acuífero. Suele ser muy frecuente y puede haber muchas situaciones diferentes. En este apartado, a modo de ejemplo, se comentan únicamente dos posibilidades (figura 5.5).

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Figura 5.5. A) Río y acuífero sin conexión debido a la impermeabilidad del lecho del río. En esta situación las isopiezas pueden tener cualquier forma respecto al río. B) Esquema de la relación entre un río y un acuífero confinado. Al igual que en caso A, las isopiezas pueden tener cualquier forma respecto al río.

5.3.3. Gradiente hidráulico El gradiente hidráulico da idea de la pendiente de la superficie freática o piezométrica. Suele representarse por la letra “i”, y puede expresarse como la diferencia de potencial (h) entre los dos puntos considerados, dividido entre la distancia que separa esos dos puntos medido en línea recta (L);

i = (h1-h2)/L Según esta expresión, las zonas de máximo gradiente serán aquellas que tengan las isopiezas más juntas, y las de menor gradiente las que tengan las isopiezas más separadas. Por lo general en acuíferos libres, zonas de bajo gradiente hidráulico son características de medios de alta permeabilidad.

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Su determinación a partir de un mapa de isopiezas es muy sencilla (figura 5.6).

Figura 5.6. Mapa de isopiezas con indicación de las zonas de máximo y mínimo gradiente (isopiezas juntas y separadas respectivamente).

5.3.4. Divisoria de aguas subterráneas Representa la línea teórica a partir de la cual las líneas de flujo de agua subterránea divergen y el acuífero se drenará por diferentes ríos, arroyos o lagos, si se trata de grandes cuencas hidrológicas. Gráficamente, la línea divisoria se determina uniendo los puntos de máxima curvatura de cada isopieza (figura 5.7).

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Figura 5.7. Divisoria de aguas subterráneas y líneas de flujo(representadas por flechas y cruces respectivamente).

5.3.5. Tipos de superficies piezométricas Dependiendo de la separación entre las isopiezas y de su disposición relativa, según criterios morfológicos, se pueden definir varios tipos de superficies piezométricas. Seguidamente se cita, a modo de ejemplo, una de las múltiples clasificaciones existentes (Custodio y LLamas, 1983). a) Superficie cilíndrica. La isopiezas quedan representadas por rectas paralelas. b) Superficie radial. Las isopiezas son curvas. Las líneas de corriente tienden a converger. c) Superficie plana. La separación entre isopiezas es constante. d) Superficie parabólica. La separación entre isopiezas disminuye hacia aguas abajo.

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e) Superficie hiperbólica. La separación entre isopiezas aumenta hacia aguas abajo. f) Superficie elíptica: La separación entre isopiezas aumenta tanto hacia un lado como hacia otro a partir de una de ellas.

5.4. Perfiles hidrogeológicos Los perfiles hidrogeológicos constituyen una de las herramientas de representación más valiosa en hidrogeología, ya que permiten visualizar con mucha claridad, cómo es el flujo subterráneo. Mientras un profesional no sea capaz de representar en un perfil (sección vertical), el esquema de flujo de la zona de trabajo, muy posiblemente signifique que no entiende con claridad el problema al que se enfrenta. Como decía el profesor Llamas, a quien tantas veces se lo hemos oído quienes hemos trabajado con él, “la hidrogeología son perfiles”.

5.4.1. Método La metodología que debe seguirse para realizar un perfil hidrogeológico es la misma que se emplea al realizar una sección vertical del terreno, superponiendo los datos de piezometría. Las pautas de trabajo podemos resumirlas en los siguientes puntos: 1. Disponer del el mapa de isopiezas de zona. Este deberá contar con una base topográfica. 2. Seleccionar la traza del perfil que se desee hacer. 3. Realizar el corte topográfico por los métodos clásicos, proyectando los puntos de intersección entre la traza seleccionada y las curvas de nivel sobre unos ejes. Es conveniente que la escala vertical sea exagerada frente a la horizontal. 4. Realizar la misma operación que en el punto anterior, pero en esta ocasión proyectando los puntos de intersección entre la traza seleccionada y las isopiezas.

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Figura 5.8. Mapa de isopiezas y perfil hidrogeológico correspondiente a la traza A-B. La escala vertical del perfil está muy exagerada respecto a la escala horizontal con objeto de que resulte más ilustrativo. Para simplificar la figura, en el mapa de isopiezas no se han dibujado curvas de nivel, por tanto la topografía del perfil es inventada. Las líneas equipotenciales de la sección vertical son esquemáticas.

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5.4.2. Zonas de recarga y zonas de descarga Entendemos por zonas de recarga aquellas en las que el agua se mueve desde la superficie hacia los acuíferos, alimentándolos y por tanto, recargándolos. Por el contrario, al hablar de zonas de descarga nos referimos a las zonas en las que el agua se mueve desde el acuífero hacia la superficie, es decir, el acuífero se descarga. En el medio natural la descarga se produce a través de manantiales, ríos, arroyos, lagos o bien por salida directa hacia el mar.

Figura 5.9. Esquema regional de flujo de aguas subterráneas con indicación de las zonas de recarga y zonas de descarga de agua subterránea.

a) Características de las zonas de recarga -

El flujo es descendente, el agua se mueve de zonas de mayor potencial a zonas de menor potencial.

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En zonas de recarga, cuanto más profundo es el piezómetro (debe estar abierto sólo en su base), a más profundidad se encontrará el nivel del agua en su interior.

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Regionalmente, suelen coincidir con las zonas de interfluvios.

Figura 5.10. Perfil hidrogeológico detallado con representación del nivel del agua alcanzado en tres piezómetros, según se localicen en zonas de recarga o en zonas de descarga de aguas subterráneas. En zonas de recarga el flujo es descendente y en zonas de descarga ascendente

b) Características de las zonas de descarga -

El flujo es ascendente, el agua se mueve de zonas de mayor potencial a zonas de menor potencial.

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En zonas de descarga, cuanto más profundo es el piezómetro, a menos profundidad se encontrará el nivel del agua en su interior. Frecuentemente son pozos surgentes, con un nivel piezométrico situado por encima de la superficie topográfica.

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Regionalmente, suelen coincidir con valles fluviales o lagos. En perfiles, las líneas equipotenciales forman círculos concéntricos que se cierran coincidiendo con valles o lagos.

5.5. Redes de flujo 5.5.1. Definición y Método Una red de flujo es el mallado que resulta de la intersección entre las líneas equipotenciales y líneas de corriente. En medios homogéneos e isótropos estas mallas o redes son ortogonales, debido a que el vector gradiente es por definición perpendicular a las equipotenciales, y el vector velocidad paralelo a éste último pero con sentido contrario. Para poder diseñar una red de flujo se debe partir de los siguientes supuestos: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

El acuífero es homogéneo. El medio está totalmente saturado. El acuífero es isótropo. El régimen es estacionario. Agua y suelo son incompresibles. El flujo es laminar y está regido por la Ley de Darcy. Las condiciones de contorno son conocidas.

El método: 1. 2. 3. 4.

Identificar las condiciones de contorno. Dibujar un perfil a escala con las condiciones de contorno. Identificar y dibujar las equipotenciales máxima y mínima. Dibujar un mallado entre las líneas de flujo y líneas equipotenciales, intentando que sean perpendiculares entre sí, haciendo formas lo más cuadradas posibles. 5. Determinación del caudal aplicando la Ley de Darcy adaptada al problema.

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El caudal total que circula por un la red flujo, considerando una anchura unitaria de acuífero puede determinarse como:

Q = K·H· NF/Nd Donde: Q = caudal total. K = permeabilidad. NF = número de canales o tubos de flujo. Nd = número de saltos o de caídas de potencial contados en la figura. H = salto de potencial total entre los dos bordes. Si una vez definida la red flujo se desea calcular el valor de la presión hidrostática en cualquier punto, bastará hacer; p = g(h-z), donde "p" es presión hidrostática buscada, "g" es el peso específico del agua, "h" es el valor de la equipotencial que pasa por ese punto, y "z" es la cota del punto respecto a un plano considerado como referencia para las medidas.

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5.5.2. Aplicaciones Ejemplo 1 Calcular el caudal que circula por el acuífero de la figura adjunta, suponiendo una K = 15 m/día.

Figura 5.11. Esquema con la distribución de líneas equipotenciales en un acuífero libre que está limitado por dos zanjas (la zanja de la izquierda de recarga y la de la derecha de drenaje o descarga). Aplicando:

Q = K·H· NF/Nd Resulta: K = 15 m/día. NF = 2. Nd = 4. H = 2. Q = 15 m3/día.

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Ejemplo 2 Figura esquemática de una ladera que se drena de forma natural por un manantial situado en su base. En la figura se han dibujado siete líneas equipotenciales equidistantes (se incluye el manantial), y varias líneas de flujo. Las equipotenciales deben ser equidistantes entre si, es decir, entre dos equipotenciales consecutivas la distancia proyectada sobre el eje de ordenadas debe mantenerse. Una vez establecido el punto de corte con el nivel freático, se pintarán perpendiculares al nivel freático y a los bordes impermeables. Las líneas de flujo se dibujan siempre perpendicularmente a las equipotenciales con sentido que va de mayor a menor potencial.

Figura 5.12. Esquema de flujo en una ladera.

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Ejemplo3 Cálculo de caudal y diseño de la red de flujo bajo una presa. Aplicando:

Q = K·H· NF/Nd Resulta: K = 10 m/día (dato). NF = número de canales o tubos de flujo; 4. Nd = número de saltos o de caídas de potencial contados en la figura; 8. H = salto de potencial total entre los dos bordes; 5. El caudal que circula por debajo de la presa, por metro lineal de cerrada, será: Q = 25 m3/día.

Figura 5.13. Red de flujo por debajo de una presa.

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Ejemplo 4 Calcular el caudal que circula, por metro lineal, por debajo de la presa de la figura adjunta.

Figura 5.14. Esquema de una red de flujo bajo una presa con pantalla.

Para determinar el caudal que circula por debajo de la presa primero debe diseñarse la red de flujo. En este caso se han dibujado doce saltos de potencial y cinco tubos de flujo. Aplicando:

Q = K·H· NF/Nd Resulta: K = 10 m/día (dato). NF = 5. Nd = 12. H = 12. Q = 50 m3/día.

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