Agua subterranea

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Agua subterranea. 1.0. Movimiento de agua en el sistema terrestre-Ciclo Hidrológico. Tabla 1.1. Distribución de agua en los principales reservorios naturales. El agua dulce líquida disponible en la tierra corresponde prácticamente al agua subterránea. Reservorio. Volumen (km 3 x10 6 ) Volumen (%) Tiempo medio de permanencia Océanos 1.370 94 4000 años Glaciares y 30 2 10-1000años Capas de hielo Aguas subterráneas 60 4 2 semanas a 10000años Lagos, ríos, pantanos 0.2 <0.01 2 semanas a 1 año Y reservorios artif. Humedad en suelos 0.07 <0.01 2 semanas a 1 año Biósfera 0.0006 <0.01 1 semana Atmósfera 0.0130 <0.01 ~ 10días Parte de la precipitación retorna a la atmósfera por evaporación directa durante su curso en dirección a la superficie terrestre. Esta fracción evaporada en la atmósfera se suma al vapor de agua formado sobre el suelo y aquel liberado por la actividad biológica de organismos, principalmente las plantas, a través de la respiración. Esta suma de procesos es denominada evapotranspiración, en la que la evaporación directa es causada por la radiación solar y viento, mientras que la transpiración depende de la vegetación. La Evapotranspiración en áreas vegetales de clima caliente y húmedo devuelve a la atmósfera hasta el 70% de la precipitación. En ambientes glaciares el retorno del agua a la atmósfera ocurre por la sublimación del hielo, en la que el agua

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Agua subterranea.

1.0. Movimiento de agua en el sistema terrestre-Ciclo Hidrológico.

Tabla 1.1. Distribución de agua en los principales reservorios naturales. El agua dulce líquida disponible en la tierra corresponde prácticamente al agua subterránea.

Reservorio. Volumen (km3x106) Volumen (%) Tiempo medio de permanencia

Océanos 1.370 94 4000 años

Glaciares y 30 2 10-1000años

Capas de hielo

Aguas subterráneas 60 4 2 semanas a 10000años

Lagos, ríos, pantanos 0.2 <0.01 2 semanas a 1 año

Y reservorios artif.

Humedad en suelos 0.07 <0.01 2 semanas a 1 año

Biósfera 0.0006 <0.01 1 semana

Atmósfera 0.0130 <0.01 ~ 10días

Parte de la precipitación retorna a la atmósfera por evaporación directa durante su curso en dirección a la superficie terrestre. Esta fracción evaporada en la atmósfera se suma al vapor de agua formado sobre el suelo y aquel liberado por la actividad biológica de organismos, principalmente las plantas, a través de la respiración. Esta suma de procesos es denominada evapotranspiración, en la que la evaporación directa es causada por la radiación solar y viento, mientras que la transpiración depende de la vegetación. La Evapotranspiración en áreas vegetales de clima caliente y húmedo devuelve a la atmósfera hasta el 70% de la precipitación. En ambientes glaciares el retorno del agua a la atmósfera ocurre por la sublimación del hielo, en la que el agua pasa directamente de estado sólido al gaseoso, por la acción del viento.

En regiones tropicales, una parcela de precipitación puede ser retenida sobre hojas y tallos, sufriendo evaporación posteriormente. Este proceso es la interceptación. Con el movimiento de las hojas por el viento, parte del agua retenida continua su trayecto hacia el suelo. La interceptación, entonces,

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disminuye el impacto de las gotas de lluvia sobre el suelo, reduciendo su acción erosiva.

Una vez alcanzando al suelo, dos caminos pueden ser seguidos por la gota de agua. El primero es la infiltración que depende principalmente de las características del material de cobertura de superficie. El agua de infiltración, guiada por la fuerza gravitacional, tiene a rellenar los vacios en el subsuelo, siguiendo hacia profundidad, donde abastece al cuerpo de agua subterránea. La segunda posibilidad ocurre cuando la capacidad de absorción de agua por la superficie es superada y el exceso de agua inicia el escurrimiento superficial, impulsado por la gravedad para las zonas inferiores o más bajas. Este escurrimiento se inicia por pequeños cauces de agua, efímeros y diseminados en la superficie del suelo, que convergen para las quebradas y ríos, constituyendo la red de drenaje. El escurrimiento superficial, con raras excepciones, tiene como destino final los océanos. Es bueno recordar además que parte del agua de infiltración retorna a la superficie a través de nacientes, alimentando el escurrimiento superficial o a través de vías de flujo mucho más profundas y lentas, reaparece directamente en los océanos.

Fig 1.1. El ciclo hidrológico.

Durante el trayecto general, el escurrimiento superficial en los afloramientos y principalmente en la superficie de los océanos, ocurre la evaporación, realimentando el vapor de agua atmosférico, completándose así el ciclo hidrológico. Se estima que los océanos contribuyen con el 85% del total anual evaporado y los continentes con el 15% por evapotranspiración.

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1.1. Formación y consumo de agua en el ciclo hidrológico.

El ciclo hidrológico puede ser comparado con una gran máquina de reciclaje de agua, en la que operan procesos tanto de transferencia entre los reservorios como de transformación entre los estados gaseoso, líquido y sólido. Procesos de consumo y formación de agua interfieren en este ciclo, en relativo equilibrio a través del tiempo geológico, manteniendo el volumen general del agua constante en el Sistema Tierra. Existe, entonces, un balance entre la generación del agua juvenil y el consumo de agua por disociación y su incorporación en rocas sedimentarias.

Considerando el tiempo geológico, el ciclo hidrológico puede ser subdividido en dos subciclos: el primero opera a corto plazo envolviendo a la dinámica externa de la tierra (movido por la energía solar y gravitacional); o segundo, de largo plazo, es movido por la dinámica interna (tectónica de placas), donde el agua participa del ciclo de las rocas (Fig. 1.1.)

En el ciclo “rápido”, el agua es consumida en reacciones fotoquímicas (fotosíntesis) donde es retenida principalmente en la producción de biomasa vegetal (celulosa y azúcar). Con la reacción contraria a la fotosíntesis, la respiración, esta agua retorna al ciclo.

En el ciclo “lento” el consumo de agua ocurre en el intemperismo químico a través de reacciones de hidrólisis y en la formación de rocas sedimentarias y metamórficas con la formación de minerales hidratados. La producción de agua juvenil por actividad volcánica representa el retorno de esta agua al ciclo rápido.

1.2. Balance hídrico y cuencas hidrográficas.

El ciclo hidrológico tiene una aplicación práctica en el estudio de recursos hídricos diseñado para evaluar y monitorear la cantidad de agua disponible en la superficie de la tierra. La unidad geográfica para esos estudios es la cuenca hidrográfica, definida como un área de captación del agua de precipitación, definida como un área de captación del agua de precipitación, demarcada por divisores topográficos, donde toda agua captada converge a un único punto de salida, el exutorio (Fig. 1.2).

La cuenca hidrográfica es un sistema físico donde podemos cuantificar el ciclo del agua. Este análisis es hecha por la educación general del balance hídrico, expresión básica de hidrología.

P-E-Q (+/- S ) = 0

En esta ecuación, P corresponde al volumen de agua precipitado sobre el área de la cuenca, E el volumen que retornó a la atmósfera por evaporación y transpiración, y Q al volumen total de agua drenada por la cuenca, durante un

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intervalo de tiempo. Este drenaje total (Q) representa a la “producción” del agua por la cuenca, medida por el caudal en el exutorio durante el periodo de monitoreo. El término S se refiere a variaciones positivas y negativas debido al almacenamiento en el interior de la cuenca. Este almacenamiento ocurre en forma de agua retenida en las formaciones geológicas del subsuelo, cuyo flujo es mucho más lento que el del drenaje superficial directo. Considerándose periodos de monitoreo mayores (ciclos anuales), as diferencias positivas y negativas de almacenamiento se tienden a anular. Los valores positivos ocurren cuando el drenaje total de la cuenca es alimentado por el agua subterránea (periodos de estiaje), mientras los negativos se relacionan a períodos de recarga (épocas de lluvias), cuando parte de la precipitación sobre infiltración, realimentando al agua subterránea, en vez de drenar directamente de la cuenta. Entonces, para un ciclo hidrológico completo de la cuenca, es posible resumir la ecuación general del balance hídrico para:

P= E+Q

Donde Q (caudal total de la cuenca) representa la suma de drenaje superficial directo con el escurrimiento de la cuenca suministrado por el agua subterránea y E es el agua perdida por evapotranspiración.

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Fig. 1.2. Elementos de una cuenca hidrográfica y obtención del hidrograma. EL flujo basal en el hidrograma representa al agua del río proveniente del agua subterránea, mientras el escurrimiento directo corresponde al agua superficial en respuesta a eventos de lluvia.

En mayoría de las cuencas hidrográficas la salida del drenaje total (Q) es a través de un río principal que colecta toda el agua producida por la cuenca. La medición de Q constituye uno de los objetivos principales de la hidrología de cuencas. Se basa en la construcción de un hidrograma, que expresa la variación del caudal en función del tiempo (Fig. 1.2), envolviendo las siguientes etapas:

1. Medición de diferentes caudales del río a lo largo del año para obtener la cuerva guía que relaciona la altura con el caudal del río.

2. Obtención del trazado de la variación del nivel del río a través del periodo de monitoreo mediante un linígrafo.

3. Transformación del registro de variación del nivel del río en curva de caudal (hidrograma), por la substitución de cada punto de altura del río por su correspondiente valor de caudal.

4. Cálculo de caudal total de la cuenca por el área bajo la cuerva del hidrograma (m3/s x tiempo, en segundos = volumen total).

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El hidrograma es la base para estudios hidrológicos de las cuencas con objetivo, por ejemplo, del abastecimiento de agua o su aprovechamiento hidroeléctrico. Permite la lisis del comportamiento de las cuencas, identificando periodos de caudal alto y bajo, auxiliando en la previsión de inundaciones y sequías así como períodos y volúmenes de recarga del agua subterránea. A través de la identificación, en el hidrograma, de los componentes de escurrimiento directo y el flujo basal, es posible evaluar la contribución del agua subterránea en la producción total de agua de la cuenca (Fig. 1.2).

2. Agua en el subsuelo:

Agua subterránea.

Trataremos ahora de la fracción de agua que sufre infiltración, acompañando su camino por el subsuelo, donde la fuerza gravitacional y las características de los materiales presentes van a controlar el almacenamiento y el movimiento de las aguas. De manera simplificada, toda el agua que ocupa los vacíos en formaciones rocosas o en el regolito es clasificada como agua subterránea.

2.1. Infiltración.

Infiltración es el proceso más importante de recarga de agua en el subsuelo. El volumen y la velocidad de infiltración dependen de varios factores.

Tipo y condición de los materiales terrestres.

La infiltración es favorecida por la presencia de materiales porosos y permeables, como suelos y sedimentos arenosos. Las rocas expuestas muy fracturadas o porosas también permiten la infiltración de aguas superficiales. Por otro lado, materiales arcillosos y rocas cristalinas poco fracturadas, por ejemplo, cuerpos ígneos plutónicos y rocas metamórficas como granitos y gneises, son desfavorables a la infiltración. Espesas coberturas de suelo (o material inconsolidado) ejercen un papel importante en el control de la infiltración, reteniendo temporalmente parte del agua de infiltración que posteriormente es liberada lentamente a la roca subyacente. La cantidad de agua transmitida por el suelo depende de una característica importante, llamada de capacidad de campo, que corresponde al volumen de agua absorbido por el suelo, antes de alcanzar la saturación, y que no sufre movimiento para niveles inferiores. Este parámetro influencia directamente la infiltración, pues representa un volumen de agua que participa del suelo pero que no contribuye con la recarga del agua subterránea, siendo aprovechada solamente por la vegetación.

Cobertura vegetal.

En áreas vegetadas la infiltración es favorecida por raíces que abren paso para el agua descendiente en el suelo. La cobertura de plantas también ejerce una

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importante función en el retardo de parte de agua que alcanza al suelo, a través de la interceptación, siendo el exceso lentamente liberado a la superficie del suelo por goteo. Por otro lado, en los ambientes densamente vegetados, cerca de 1/3 de la precipitación interceptada sufre evaporación antes de alcanzar el suelo.

Topografía.

De modo general los declives acentuados favorecen al drenaje superficial directo, disminuyendo la infiltración. Las superficies suavemente onduladas permiten el drenaje superficial menos veloz, aumentando la posibilidad de infiltración.

Precipitación.

El modo como el total de precipitación es distribuido en el año es un factor decisivo en el volumen de recarga del agua subterránea, en cualquier tipo de terreno. Las lluvias regularmente distribuidas a lo largo del tiempo promueven una infiltración mayor pues, de este modo, la velocidad de infiltración acompaña al volumen de precipitación. Al contrario, las lluvias torrenciales favorecen el drenaje superficial directo, pues la tasa de infiltración es inferior al gran volumen de agua precipitada en un corto intervalo de tiempo.

Ocupación del suelo.

El avance de la urbanización y devastación de la vegetación influencian significativamente la cantidad de agua infiltrada en crecimiento poblacional y zonas de intenso uso agropecuario. En las áreas urbanas, las construcciones y pavimentación impiden la infiltración, causando efectos catastróficos debido al aumento del drenaje superficial y reducción en la recarga de agua subterránea. En las áreas rurales, la infiltración sufre reducción por la deforestación en general, por la exposición de vertientes por plantaciones sin terrazas y por la compactación de los suelos causada por el pisoteo de animales, como en áreas extensas de crianza de ganado.

Un hecho curioso es la situación en grandes centros urbanos, como Sao Paulo, donde se detectó una recarga significativa del agua subterránea por fugas de la red de abastecimiento.

2.2. Distribución y movimiento del agua en el subsuelo.

El concepto de superficie freática o nivel de agua.

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Además de la fuerza gravitacional y de las características de los suelos, sedimentos y rocas, el movimiento del agua en el subsuelo es controlado también por la fuerza de atracción molecular y tensión superficial. La atracción molecular ocurre cuando las moléculas de agua son apresadas en la superficie de minerales arcillosos por atracción de cargas opuestas, puesto que la molécula de agua es polar. Este fenómeno ocurre principalmente en los primeros metros de profundidad, en el suelo o regolitos, rico en minerales arcillosos. La tensión superficial tiene efecto en los intersticios muy pequeños, donde el agua queda apresada en las paredes de los poros, pudiendo tener movimiento ascendente, contra la gravedad, por capilaridad. La absorción de agua en minerales arcillosos y en los capilares dificulta su movimiento en las proximidades de la superficie, reduciendo su evaporación e infiltración. Así, conforme al tamaño del poro, el agua puede ser hidroscópica (absorbida) y prácticamente inmóvil, capilar cuando sufre acción de la tensión superficial moviéndose lentamente o gravitacional (libre) en poros más grandes, que permiten el movimiento más rápido.

El límite inferior de la percolación de agua es dado cuando las rocas no admiten más espacios abiertos (poros) debido a la presión de la pila de rocas superiores. Esta profundidad llega a un máximo de 10000m dependiendo de la situación topográfica y del tipo de roca. Se puede imaginar entonces que toda agua de infiltración tiene a llegar al límite inferior, donde sufre un represamiento, rellenando todos los espacios abiertos en dirección a la superficie. Se establece así una zona donde todos los poros están llenos de agua, denominada zona saturada o freática (Fig. 1.3). Encima de ese nivel, los espacios vacios están parcialmente rellenados por agua, conteniendo también aire, definiendo la zona no saturada, también llamada de vadosa o zona de aereación. El límite entre estas dos zonas es una importante superficie denominada superficie freática (SF) o nivel del agua subterránea (nivel de agua, NA), fácilmente identificada en la práctica, al perforarse pozos, en los que la altura del agua marca la posición del nivel de agua. La superficie generada por los varios puntos del NA constituye la superficie freática.

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Fig. 1.3 Distribución de agua en el subsuelo.

El nivel freático acompaña aproximadamente las irregularidades de la superficie del terreno, lo que puede ser visualizado por el trazo de la superficie por una red de poros (Fig. 1.4). Su profundidad es función de la cantidad de recarga y de los materiales terrestres del subsuelo. En áreas húmedas, con alta pluviosidad, tiende a ser más somero, mientras que en ambientes áridos tiende a ser más profundo. De modo general, es más profundo en las crestas de divisorias topográficas (interfluvios) y más somero en los fondos de los valles. Cuando el nivel de agua intercepta la superficie del terreno, aflora, generando nacientes, corrientes o ríos. La mayoría de los lechos fluviales con agua son afloramientos del NA.

El nivel freático tiene una relación íntima con los ríos. Los ríos cuyo caudal aumenta aguas abajo son llamados ríos efluentes, y son alimentados por el agua subterránea, situación típica de regiones húmedas. Al contrario, en los ríos efluentes, el caudal disminuye aguas abajo, como consecuencia de recarga del agua subterránea por el drenaje superficial. En estos casos el agua del río se infiltra hacia el nivel freático (Fig. 1.5) y el río podrá secar si el nivel fuese rebajado, abandonando el lecho del río, como es común en áreas semiáridas o áridas.

En áreas áridas, donde la evaporación es intensa y suplanta a la precipitación, puede ocurrir la inversión estacional de la infiltración, cuando una parte del agua subterránea tiene movimiento ascendente por capilaridad, atravesando la zona vadosa para alimentar la evaporación de la superficie del suelo. Este proceso es responsable de la mineralización de los horizontes superficiales del suelo, pues las sales disueltas en el agua subterránea acaban precipitándose y cimentando a los granos del regolito (salinización del suelo). El caliche es un ejemplo de suelo endurecido por la precipitación de carbonato de calcio por las aguas ascendentes en áreas semiáridas o áridas.

Fig. 1.4 El nivel freático y el relieve de la superficie.

Porosidad.

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La porosidad es una propiedad física definida por la relación entre el volumen de poros y el volumen total de cierto material. Existen dos tipos fundamentales de porosidad en los materiales terrestres: primaria y secundaria. La porosidad primaria es generada juntamente con el sedimento o roca, siendo característica en las rocas sedimentarias por los espacios entre los clastos o granos (porosidad intergranular) o planos de estratificación. En los materiales sedimentarios el tamaño y forma de las partículas, su grado de selección y la presencia de cimentación influencian a la porosidad. La porosidad secundaria, por su lado, se desenvuelve luego de la formación de las rocas ígneas, metamórficas o sedimentarias, por fracturamiento o fallamiento durante su deformación (porosidad de fracturas). Un tipo especial de porosidad secundaria se desenvuelve en rocas solubles, como calcáreos y mármoles, a través de la creación de vacios por disolución, caracterizando la porosidad cárstica (Fig. 1.6).

Fig. 1.5 Ríos efluentes

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Fig. 1.6 los tres tipos de porosidad conforme a diferentes materiales en una sección geológica.

Tabla 1.2 - Volumen de poros y tamaño de partículas en sedimentos. Un hecho importante es la disminución de la permeabilidad con el aumento de la porosidad del tamaño de la partícula.

Permeabilidad.

El principal factor que determina la disponibilidad de agua subterránea no es la cantidad de agua que los materiales almacenan, si no su capacidad en permitir el flujo de agua por los poros. Esta propiedad de los materiales de conducir agua es llamada de permeabilidad, que depende del tamaño de los poros y da la conexión entre ellos.

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Un sedimento arcilloso, por ejemplo, pese a poseer alta porosidad (tabla 1.2), es prácticamente impermeable, pues los poros son muy pequeños y el agua queda presa por adsorción. Además, los derrames basálticos, donde la roca en sí no tiene porosidad alguna, pero tiene abundantes fracturas abiertas e interconectadas, como las disyunciones columnares (juntas de enfriamiento), pueden presentar alta permeabilidad debido a esta porosidad primaria.

El flujo de agua en el subsuelo.

Además de la fuerza gravitacional, el movimiento del agua subterránea también es guiado por la diferencia de presión entre dos puntos, ejercida por la columna de agua sobreyacente al punto y por las rocas adyacentes. Esta diferencia de presión es llamada de potencial de agua (potencial hidráulico) y promueve el movimiento del agua subterránea de puntos con alto potencial, como en las crestas del nivel freático, para zonas de bajo potencial, como en el fondo de los valles. Esta presión ejercida por la columna de agua puede causar flujos ascendentes del agua subterránea, contrario a la gravedad, como en el caso de porciones profundas bajo las crestas, donde el agua tiende a subir a zonas de bajo potencial, junto a lechos de ríos y lagos.

La unión de puntos con el mismo potencial hidráulico en subsuperficie define las líneas equipotenciales del nivel freático, semejantes a las curvas de nivel topográficas. El flujo de agua, partiendo de un potencial mayor para otro menor, define una línea de flujo, que sigue el camino más corto entre dos potenciales diferentes, en un trazo perpendicular a las líneas equipotenciales (Fig. 1.7).

Fig. 1.7 Percolación del agua subterránea con líneas de flujo equipotenciales.

Conductividad hidráulica y la Ley de Darcy.

Observando el movimiento del nivel freático en pozos y nacientes luego de eventos lluviosos (recarga), se nota que la velocidad del flujo de agua

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subterránea es relativamente lenta. Si fuese rápida, pasados algunos días después de la lluvia, un pozo normal se secaría. Surge la pregunta: ¿Por qué el flujo de agua subterránea en ciertos lugares es rápido y en otros lento?

En el flujo de agua en superficie, la velocidad es directamente proporcional a la inclinación de la superficie. Este grado de inclinación, denominado gradiente hidráulico (h / L), es definido por la razón entre el desnivel ((h) y la distancia horizontal entre dos puntos (L). El desnivel indica la diferencia de potencial entre los puntos. Cuanto mayor la diferencia de potencial, dada una distancia lateral constante, mayor será la velocidad del flujo.

Para el flujo del agua subterránea, se necesita considerar, además de la inclinación del nivel de agua, la permeabilidad del subsuelo y la viscosidad del agua. La influencia de esos parámetros sobre el flujo del agua subterránea fue investigada y cuantificada en laboratorio por el ingeniero hidráulico francés Henry Darcy, en 1856, resultando en la formulación de la Ley de Darcy, base de la hidrología de medios porosos.

El experimento de Darcy se basó en la medición del caudal de agua (Q) con un cilindro rellenado con material arenoso, para diferentes gradientes hidráulicos (Fig. 1.8). El flujo de agua por cada gradiente fue calculado por la relación entre el caudal (Q) y el área (A) de la sección del cilindro. Este flujo con unidad de velocidad, fue definido como el caudal específico (q) del material.

El caudal específico es directamente proporcional al gradiente hidráulico. En este gráfico (Fig. 1.8), el coeficiente angular de la recta corresponde a la conductividad hidráulica, que es una característica intrínseca del material, expresando su capacidad de transmisión de agua. Este parámetro es una forma de cuantificar la capacidad de los materiales a transmitir agua en función de la inclinación del nivel freático.

Se advierte que para el hecho que el caudal específico es un concepto macroscópico que considera el material total, no se refiere a las velocidades reales de los trayectos microscópicos entre los espacios de la porosidad. El caudal específico, con unidades de velocidad (d/t), debe ser entendido como una velocidad macroscópica, o media, a lo largo del trayecto entre un punto de entrada y otro de salida del agua.

Una de las aplicaciones de la Ley de Darcy es determinar el flujo de agua subterránea en cierta región, por la conductividad hidráulica medida en laboratorio o, al contrario, midiendo la velocidad media del flujo, determinar la conductividad hidráulica de los materiales.

La velocidad de percolación del agua subterránea también puede ser medida con el uso de trazadores, como colorantes inofensivos a la salud y al ambiente, cuando el trayecto del flujo es conocido.

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En este caso, se inyecta el colorante en la zona saturada de un pozo, midiéndose el tiempo de curso de éste hasta otro pozo o una naciente. La velocidad del flujo es la distancia entre los puntos sobre el tiempo de curso.

De manera general, el movimiento del agua subterránea es muy lento cuando se le compara con el drenaje superficial. En materiales permeables, como arena mal seleccionada, la velocidad varía entre 0.5 y 15cm/día, llegando a máximos hasta 100m/día en cascajos bien seleccionados sin cimentación. En el caso de granitos y gneises poco fracturados, el flujo llega a algunas decenas de centímetros por año. En basaltos muy fracturados, se registran velocidades de hasta 100m/día, los flujos más rápidos son registrados en calcáreos con conductos (cársticos), con máximos de 1000m/hora.

Para movimientos muy lentos y de grandes distancias, los hidrogeólogos usan métodos geocronológicos para medir velocidades. Uno de ellos se basa en el 14C, presente en el CO2 atmosférico disuelto en el agua subterránea. Una vez que el isótopo radioactivo del 14C no es repuesto en el curso subterráneo, su decaimiento en función del tiempo permite datar al agua subterránea. Dividiéndose la distancia entre la zona de recarga del agua subterránea y el punto analizado (un pozo o naciente) por la edad del agua, se obtiene su velocidad de percolación. Estudios realizados en la cuenca del Marañón (Piauí), mostraron edades de hasta 35000 años para el agua subterránea en capas profundas, indicando flujos en torno a 1m/año.

En la naturaleza

Ensayo en laboratorio.

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Fig. 1.8 Obtención experimental de la Ley de Darcy.

2.3 - Acuíferos: Reservorios de agua subterránea.

Unidades rocosas o de sedimentos, porosas y permeables, que almacenan y transmiten volúmenes significativos de agua subterránea probable a ser explotada por la sociedad son llamadas acuíferos (del latín “cargar agua”). El estudio de los acuíferos proyectados a la exploración de protección del agua subterránea constituye uno de los objetos más importantes de la hidrogeología.

En oposición al término acuífero, se usa el término acuicludo para definir unidades geológicas que, a pesar de ser saturadas, y con grandes cantidades de agua absorbida lentamente, son incapaces de transmitir un volumen significativo de agua con velocidad suficiente para abastecer pozos o nacientes, por ser rocas relativamente impermeables. Por otro lado, unidades geológicas que presentan poros interconectados y no absorben ni transmiten agua se denominan acuífugos.

Recientemente los hidrogeólogos han usado los términos acuíferos y acuitardo para expresar comparativamente la capacidad de producción de agua por unidades rocosas, donde la unidad con producción de agua corresponde al acuífero y la menos productiva al acuitardo. Por ejemplo, en una secuencia de

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estratos intercalados de areniscas y limolitas, las limolitas, menos permeables que las areniscas, corresponden al acuitardo. En otra secuencia, formada de limolitas y lutitas, la unidad limosa puede representar al acuífero. Por tanto, el acuitardo corresponde a la capa o unidad geológica relativamente menos permeable en una determinada secuencia estratigráfica.

Buenos acuíferos son aquellos materiales con media a alta conductividad hidráulica, como sedimentos inconsolidados (por ejemplo, gravas y arenas), rocas sedimentarias (por ejemplo, areniscas, conglomerados y algunos calcáreos), además de rocas volcánicas, plutónicas y metamórficas con alto grado de fracturamiento.

Acuífero y tipos de porosidad.

De acuerdo a los tres tipos fundamentales de porosidad, se identifican acuíferos de porosidad intergranular (o granular), de fracturas y de conductos (cárstico). Los acuíferos de porosidad granular ocurren en el regolito y en rocas sedimentarias clásticas con porosidad primaria. Las areniscas, de modo general, son excelentes acuíferos de este tipo. La productividad en agua de las areniscas disminuye con su grado de cimentación, como es el caso de las areniscas silicificadas, casi de permeabilidad intergranular.

La mayoría de los acuíferos de fracturas se forman en consecuencia de la deformación tectónica, en la que procesos de pliegue y falla generan sistemas de fracturas, normalmente selladas, debido a la profundidad. Posteriormente sufren aberturas submilimétricas, permitiendo la entrada y flujo del agua, por la expansión de las rocas debido al alivio de carga litostática causado por la elevación regional y erosión de las rocas sobreyacentes. Es obvio que el flujo de agua solamente se instala cuando las fracturas que componen al sistema están interconectadas. Las fracturas no tectónicas, del tipo disyunción columnar en rocas volcánicas, como en los derrames de basaltos, pueden ser generadas durante las etapas de enfriamiento y contracción, posibilitando que estas rocas se tornen posteriormente importantes acuíferos.

Los acuíferos de conductos se caracterizan por la porosidad cárstica constituida por una red de conductos, con diámetros milimétricos a métricos, generados por la disolución de rocas carbonatadas. Constituyen acuíferos con grandes volúmenes de agua, pero extremamente vulnerables a la contaminación por la baja capacidad de filtración de este tipo de porosidad.

En la naturaleza, esos acuíferos ocurren asociados, reflejando la variedad litológica y estructural de secuencias estratigráficas. Situaciones transitorias entre los tipos de acuíferos ocurren, como por ejemplo, en regiones calcáreas, donde los acuíferos de fracturas pasan a acuíferos de conductos, o de porosidad granular en los depósitos de cobertura.

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Acuíferos libres, suspendidos y confinados.

Los acuíferos libres son aquellos cuyo tope es demarcado por el nivel freático, estando en contacto con la atmósfera (Fig. 1.9). Normalmente ocurren a profundidades de algunos metros a pocas decenas de metros de la superficie, asociados al regolito, sedimentos de cobertura o rocas.

Los acuíferos confinados ocurren cuando un estrato permeable (acuífero) está confinado entre dos unidades poco permeables (acuitardos) o impermeables. Representan situaciones más profundas, a decenas, varias centenas o hasta miles de metros de profundidad, donde el agua está bajo acción de la presión, no solamente atmosférica, sino también de toda la columna de agua localizada en el estrato permeable (Fig. 1.10).

Fig. 1.9 Acuíferos libres y suspendidos. Los acuíferos suspendidos ocurren cuando una capa impermeable intercepta a la infiltración.

Artesianismo.

En determinadas situaciones geológicas, los acuíferos confinados dan origen al fenómeno de artesiano, responsable por pozos de chorro llamados artesianos (nombre derivado de la localidad Artois, Francia). En este caso, el agua penetra en el acuífero confinado en dirección a la profundidad creciente, donde sufre la presión hidrostática creciente de la columna de agua entre la zona de recarga y un punto en profundidad.

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Fig. 1.10 Acuífero confinado, superficie potenciométrica y artesianismo. El agua en el pozo artesiano chorrea hasta la altura de la línea AC y no AB por la pérdida de potencial hidráulico durante la percolación en el acuífero.

Cuando un pozo perfora ese acuífero, el agua encima, presionada por esta presión hidrostática, chorreando naturalmente. La formación de este tipo de acuífero requiere de las siguientes condiciones: una secuencia de estratos inclinados, donde por lo menos un estrato permeable se encuentra entre estratos impermeables y una situación geométrica en que el estrato permeable intercepte la superficie permitiendo la recarga de agua en esta capa. El pozo, al perforar el acuífero, permite el ascenso del agua por el principio de los vasos comunicantes, y el agua chorrea en la tentativa de alcanzar la altura de la zona de recarga. La altura del nivel del agua en el pozo corresponde al nivel potenciométrico del agua; en tres dimensiones, el conjunto de varios niveles potenciométricos define la superficie potenciométrica del agua (Fig. 1.10). Debido a la pérdida de carga hidráulica a lo largo del flujo hay una disminución en el nivel de agua en el pozo en relación al nivel de agua de la zona de recarga. Este desnivel crece conforme aumenta la distancia del área de recarga.

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Cuando ocurre la conexión entre un acuífero confinado en condiciones artesanales y a superficie, a través de discontinuidades, como fracturamientos, fallas o fisuras, se forman nacientes artesanales.

3. Acción geológica de agua subterránea

La acción geológica es la capacidad de un conjunto de procesos para causar modificaciones en los materiales terrestres, transformando minerales, rocas y características terrestres. El esculpido de formas de relieve de la superficie terrestre es un tipo de acción geológica, dominada por la dinámica externa del planeta Tierra, conocida como acción geomorfológica.

La zona de ocurrencia del agua subterránea es una región donde es iniciada la mayoría de las formas de relieve, pues el agua subterránea es el principal medio de las reacciones de intemperismo químico. El movimiento del agua subterránea, sumado al del agua superficial, son los principales agentes geomorfológicos de la superficie de la tierra. La acción geomorfológica del agua subterránea se traduce en varios procesos de modificación de la superficie y sus respectivos productos (Tabla 1.3).

3.1 Deslizamiento de laderas

La remoción de coberturas como suelos o sedimentos inconsolidados en laderas de muros tiene velocidades muy variables. Los movimientos rápidos, con deslizamientos catastróficos ocurren con frecuencia en épocas de fuertes lluvias, en regiones de relieve accidentado. Los movimientos muy lentos son llamados de arrastre (Creep) del suelo, con velocidades normalmente menores a 0.3m/año. Los movimientos de laderas con velocidades superiores a 0.3m/año son agrupados en la categoría de deslizamientos o desplazamientos de laderas, con velocidades que pueden pasar los 100km/hora. Mientras el arrastre lento y movido únicamente por la fuerza gravitacional, no habiendo influencia de agua en el material, los deslizamientos son movidos por el proceso de solifluxión, en el que la fuerza gravitacional actúa debido a la presencia de agua subterránea en el subsuelo.

Los materiales inconsolidados en laderas poseen una estabilidad controlada por la fricción entre las partículas. En el momento en que la fricción interna es vencida por la fuerza gravitacional, la masa de suelo entra en movimiento, ladera abajo. La disminución de la fricción entre las partículas es causada principalmente por la adición de agua al material. Aunque el agua aumente la cohesión entre partículas del suelo cuando se presente en pequeña cantidad, (a través de la tensión superficial que aumenta la atracción entre las partículas), la saturación del suelo en el agua acaba envolviendo la mayoría de las partículas por una lámina de agua, disminuyendo drásticamente la fricción entre ellas y permitiendo su movimiento por la fuerza gravitacional, en el

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proceso conocido como solifluxión. La saturación en agua también aumenta el peso de cobertura, lo que contribuye a la inestabilidad del material.

Tabla 1.3 – Principales procesos y respectivos productos de la acción geomorfológica del agua subterránea.

Proceso ProductoPedogénesis (intemperismo químico)SolifluxiónErosión interna, solapamientoCarstificación (disolución)

Cobertura pedológica (suelos)Deslizamiento de laderasCárcavasRelieve cárstico, cavernas, acuíferos de conductos

Tanto el arrastre como el deslizamiento de laderas son procesos naturales que contribuyen a la evolución del paisaje, modificando vertientes. Un ejemplo de deslizamiento catastrófico ocurrió en la Sierra del Mar, en 1967, destruyendo caminos y enterrando barrios periféricos de la ciudad de Caraguatuba, litoral de Sao Paulo. Esos movimientos pueden ser inducidos o acelerados por la retirada artificial de la cobertura vegetal, dirigiendo el aumento de la infiltración de lluvias, lubricación de las partículas y su movimiento vertiente abajo (Fig. 1.11).

Fig. 1.11 La saturación en agua del material inconsolidado debido a la subida de la capa freática en períodos de lluvias intensas promueve el desprendimiento de las laderas.

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Barrancos: La erosión que amenaza ciudades.

Quien viaja por la sierra de la Mantiqueira (sur de Minas Gerais) y el valle del Paraíba, o observa las colinas del oeste de Sao Paulo y norte del Paraná, observa la presencia de grietas y cortes diseminados en las vertientes, cada vez más frecuentes: son los barrancos, temidos por los moradores locales porque constituyen características erosivas altamente destructivas, que rápidamente se amplían, amenazando campos, suelos cultivados y zonas pobladas.

Esos cortes se instalan en vertientes sobre el manto intempérico, sedimentos o rocas sedimentarias poco consolidadas y pueden tener profundidades de decímetros hasta varios metros y paredes abruptas y fondo plano, con sección transversal en U. El fondo es cubierto por material disgregado, donde aflora agua, frecuentemente asociada a arenas movedizas, o canales anastomosados (Fig. 1.12).

Se originan en los surcos generados por la erosión linear. Pero, mientras los surcos o ravinas se forman por la acción erosiva del drenaje superficial concentrado en línas, los barrancos son generados por la acción del agua subterránea. La ampliación de los surcos por la erosión superficial forma valles fluviales, en forma de V, con vertientes inclinadas y fondo estrecho. Desde el momento en que un surco deja de evolucionar por la erosión fluvial y el afloramiento del nivel freático inicia el proceso de erosión en la base de las vertientes, se instala el abarrancamiento. La erosión provocada por el afloramiento del flujo de agua subterránea tiene a solapar la base de las paredes, llevando material en profundidad y formando vacíos en el interior del suelo (erosión interna o tubificación). El colapso de esos vacíos estabiliza las vertientes y es responsable de la inclinación y del retiro de las paredes de los barrancos.

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Fig. 1.12 Morfología de surcos y barrancos.

La evolución de surcos de drenaje a barrancos normalmente es causada por la alteración de las condiciones ambientales del local, principalmente por la retirada de la cobertura vegetal, siendo casi siempre consecuencia de la intervención humana sobre la dinámica del paisaje. Estas características pueden alcanzar dimensiones de hasta varias decenas de metros de largo y profundidad, con varias centenas de metros de longitud. La ocurrencia de barrancos sobre vertientes desprotegidas vuelve a este proyecto poco controlable, y su rápido crecimiento frecuente alcanza áreas urbanas y caminos (Fig. 1.13).

Carst y cavernas: Paisajes subterráneos.

Dentro de los paisajes más espectaculares de la tierra se resaltan los sistemas cársticos, con cavernas, cañones, paredones rocosos y relieves antropomórficos producidos por la acción geológica del agua sobre rocas solubles. Además de representar atracciones turísticas, de fotógrafos y para científicos, las cavernas constituyen un desafío para los exploradores de las fronteras desconocidas de nuestro planeta. Junto con todas las cadenas de montañas y fondos oceánicos, las cavernas aún reservan territorios nunca recorridos por el ser humano. La exploración de cavernas ha sido de interés de la humanidad desde tiempos prehistóricos, conforme al registro arqueológico de habitaciones humanas, con hasta decenas de millares de años, como en las cavernas de Laguna Santa (MG) y San Raimundo Nonato (PI).

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Fig. 7.13 Barranco en la región urbana del municipio de Bauru (SP), desarrollada al momento intempérico en areniscas de la cuenca del Paraná.

Carst es la traducción del término alemán Kast, originado de la palabra krasz denominación dada por los campesinos a un paisaje de la actual Croacia y Eslovenia (antigua Yugoslavia), marcado por ríos subterráneos, cavernas y superficie accidentada dominada por depresiones con paredones rocosos y torres de piedra.

Del punto de vista hidrológico geomorfológico, los sistemas cársticos son constituidos por tres componentes principales (Fig. 7.14), que se desarrollan de manera conjunta e independiente.

1. – Sistemas de cavernas – Formas subterráneas accesibles a la exploración.

2. – Acuíferos de conductos – Formas conductoras de agua subterránea.3. – Relieve cárstico - Formas superficiales.

Rocas carstificables.

Los sistemas cársticos son formados por la disolución de ciertos tipos de rocas por el agua subterránea. Se considera roca soluble a aquella que luego de sufrir intemperismo químico produce poco residuo insoluble. Entre las rocas más favorables a la carstificación, se encuentran las carbonatadas (calcáreos, mármoles y dolomitas, por ejemplo), cuyo principal mineral calcita (y/o dolomita), se disocia en los iones Ca2+ y/o CO3

2- por acción del agua. Los calcáreos son más solubles que las dolomitas, pues la solubilidad de la calcita es mayor que la de la dolomita.

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Las rocas evaporíticas, constituidas por halita y/o yeso, a pesar de su altísima solubilidad, originaron sistemas cársticos solamente en situaciones especiales, como en áreas áridas y semi áridas, pues su intemperismo bajo el clima húmedo es tan rápido que no permite el pleno desarrollo del carst.

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Fig. 1.14 Componentes principales del sistema cárstico.

Como ejemplo de roca considerada insoluble, se puede citar a los granitos, en los que los feldespatos y micas sometidos al intemperismo originan minerales arcillosos, estables en superficie, produciendo mucho residuo insoluble en comparación al volumen inicial de roca, lo que impide el aumento de la porosidad secundaria.

Un caso especial, poco común son las cuarcitas. A pesar de la baja solubilidad del cuarzo en aguas naturales con bajo contenido de residuos insolubles puede desarrollar sistemas cársticos, cuando sufren largos periodos de exposición a la acción del agua subterránea.

Disolución de rocas carbonatadas.

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El mineral Calcita es casi insoluble en agua pura, produciendo concentraciones máximas de de Ca2+ con cerca de 8mg/L, de modo que en aguas naturales es bastante soluble, como es evidenciado en nacientes cársticas, cuyas aguas son llamadas “duras”, debido al alto contenido de Ca y de Mg (hasta 250 mg/L). Este hecho se debe a la disolución acida del carbonato de calcio por el ácido carbónico, generado por la reacción entre el agua y el gas carbónico (Fig. 1.15)

Fig. 1.15 Disolución y participación de calcita en un perfil cárstico y principales tipos de espeleotemas.

Tipos de espeleotemas

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1. Estalagmita. 2. Estalagmita tipo vela. 3. Estalagmita tipo paja 4. Estalactita 5. Cortina con estalactita 6. Columna 7. Excéntricos (helictites) 8. Represas de travertino con cristales de calcita subacuática

Las aguas de lluvia, acidificadas inicialmente con CO2 atmosférico, sufren un gran enriquecimiento en ácido carbónico cuando pasan por el suelo, pues la respiración de las raíces de las plantas y la descomposición de materia orgánica resultan en el contenido elevado del CO2 en el suelo. El ácido carbónico es casi totalmente consumido en los primeros metros de percolación del agua de infiltración en el paquete rocoso, siendo que, en las partes más profundas del acuífero, resta solamente una pequeña parcela de este ácido para disolver la roca.

Otro agente corrosivo a veces presente en el agua subterránea es el ácido sulfúrico, generado principalmente por la oxidación de sulfuros, como pirita y galena, minerales accesorios muy frecuentes en rocas carbonatadas.

Requisitos para el desarrollo de sistemas cársticos.

El desarrollo pleno de sistemas cársticos requiere tres condiciones:

a. Roca soluble con permeabilidad de fracturas.Rocas solubles del sustrato geológico, principalmente calcáreos, mármoles y dolomitas, deben poseer una red de discontinuidades, formados por superficies de estratificación, planos de fracturas y fallas, caracterizando un acuífero de fracturas y fallas. Con la disolución de la roca a lo largo de intersecciones entre planos, se instalan rutas preferenciales de circulación del agua subterránea. En rocas si las discontinuidades planares y porosidad intergranular dominante, la disolución ocurre de manera diseminada y homogénea, sin el desarrollo de rutas de flujo preferencial del agua subterránea.

b. Relieve-Gradientes hidráulicos moderados a altos.El desarrollo del carst es favorecido cuando la región carbonatada posee topografía, como mínimo, moderadamente accidentada. Los valles encajonados y desniveles grandes generan gradientes hidráulicos mayores, con flujos más rápidos de las aguas de percolación a lo largo de los conductos en el acuífero, a la semejanza de lo que se observa en el drenaje superficial. Esas velocidades mayores del agua subterránea resultan en mayor eficiencia en la remoción de residuos insolubles, bien

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como en la disolución de la roca a lo largo de las rutas de flujo y ríos subterráneos, acelerando el proceso de carstificación. Las aguas con flujo lento ejercen poca acción, pues luego se saturan en carbonatos, perdiendo su acción corrosiva y la capacidad de transportar partículas.

c. Clima-Disponibilidad de agua.Siendo la disolución la causa principal de la formación de sistemas cársticos, el desarrollo del carst es más intenso en climas húmedos. Además de alta pluviosidad, la carstificación también es favorecida en ambientes de clima caliente con densa vegetación, donde la producción biogénica del CO2 en el suelo es mayor, aumentando el contenido de ácido carbónico en las aguas de infiltración. De ese modo los paisajes cársticos son más desarrollados en regiones de clima caliente y húmedo cuando es comparada a las regiones de clima frío.