Datos Geohidrológicos
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Datos Geohidrológicos
Introducción
En el presente trabajo se hablará sobre algunos temas relacionados con la obtención de datos
inherentes a la exploración geohidrológica, como son las condiciones en los límites y su
geometría, como cuando este implica la intervención de agua de mar en afluentes de agua
dulce, así mismo la caracterización de acuíferos con respecto a puntos de mismo nivel
piezométrico (isopiezas), de igual manera se mencionan los manantiales y todo el proceso
estadístico que implica el procesado de datos que es necesario para mejores resultados.
Geometría de las unidades hidrogeológicas. Condiciones en los límites.
Primera condición:
• Un caso particular de condición de contorno se da cuando el límite de potencial
constante es el mar.
¿Qué es la intrusión salina?
La intrusión salina se puede definir como el aumento de la salinidad en las aguas subterráneas
en contacto con el mar provocado por actos humanos, siendo por lo tanto un caso particular
de la contaminación de los recursos hídricos subterráneos.
Cuando un acuífero es limitado en algunos de sus bordes por el mar, el mayor peso específico
del agua salada tiene como consecuencia una penetración hacia el continente que tiende a
equilibrar la energía del agua en el acuífero con la del agua en el mar. A esta penetración se
le conoce con el nombre de “Cuña de Intrusión Marina”.
Ilustración 1 Cuña de intrusión marina
Para poder determinar ña geometría de la cuña de intrusión marina es necesario implementar
un procesado matemático, como se verá a continuación con la ley de Ghyben y Herzberg y
la ley de Hubbert.
Ley de Ghyben y Herzberg
Esta ley da en primera aproximación, la profundidad de la superficie de contacto agua dulce-
agua salada, llamada interfaz en función del potencial hidráulico del agua dulce medido en
un piezómetro próximo a la costa.
El desarrollo de los postulados de Ghyben-Herzberg se basa en el equilibrio estático de dos
columnas de agua de diferente densidad.
Ilustración 2 Ley de Ghyben y Herzberg para la cuña de intrusión marina
Esta Ley supone:
• El flujo de agua al mar es horizontal
• En la zona de interfaz no hay flujo
• La interfaz es un plano y no existe zona de mezcla
El equilibrio se produce cuando:
Siendo:
• Pd: densidad del agua dulce (1,000 qr/cm³)
• P s: densidad del agua de mar (1.025 gr/cm³)
• H: altura del nivel piezométrico sobre el nivel del mar
• Z: profundidad de la interfaz respecto al nivel del mar
Por tanto:
Es decir por cada metro de agua dulce sobre el nivel del mar en un determinado punto, la
interface se sitúa a una profundidad de 40 m. Este valor evidentemente es aproximado y varía
entre 513 y 33 para densidades del agua de mar comprendidas entre 1,020 y 1,030.
Ley de Hubbert
Hubbert considera el problema de la intrusión desde el punto de vista dinámico lo cual es una
corrección al tratamiento dado por
Ghyben-Herzberg. Es una aproximación más
exacta al cálculo de la aproximación de la
cuña, pero exige contar con dos piezómetros
muy próximos, uno de ellos ranurado en la
zona de agua dulce próxima a la interfaz y
el otro en la zona de agua salada.
Ilustración 3 Ley de Hubbert
Si consideramos que tenemos dos piezómetros próximos, uno de ellos abierto en la zona de
agua dulce inmediatamente por encima de la interface, y el otro abierto en el área de agua
salada por debajo de la interface. Veremos que en el primero tiene un potencial mayor que el
segundo. Con el primero lo que medimos es hd (cota del agua dulce sobre el nivel del mar)
y con el segundo hs. (cota del agua salada sobre el nivel del mar) que normalmente es
negativo.
Si ahora aplicamos la ley de equilibrios tendremos:
Operando:
En los sectores próximos a la costa existen grandes diferencias entre los valores de z
(profundidad de la interface) calculados mediante la fórmula de Ghyben-Herzberg con la de
Hubbert, siendo mayores las profundidades de la interface estimadas con esta última. Para
las zonas más alejadas a la costa la ley de Ghyben-Herzberg da resultados satisfactorios.
Modelo conceptual del flujo
Una vez caracterizadas las unidades hidrogeológicas existentes y sus condiciones en su
entorno, el paso siguiente es, en las consideradas como acuíferos es establecer el sistema de
flujo de las aguas subterráneas desde las zonas de recarga hasta las zonas de descarga y
cuantificar los caudales circulantes.
Si el flujo es horizontal las superficies equipotenciales serán verticales .Entonces el potencial
hidráulico en un punto no variara con la profundidad y el acuífero tendrá una única
superficie piezometrica.
Por lo contrario, si el flujo no es horizontal el potencial hidráulico variara con la profundidad
existiendo infinitas superficies piezométricas (Hubbert, 1940).Este es el caso de los acuíferos
libres de gran espesor (Toth 1963). Como muestra la figura en las zonas de interfluvio el
nivel en los pozos baja a medida que aumenta su profundidad. En las zonas de valle sucede
al contrario el nivel es más alto en los pozos más profundos, produciéndose a menudo
fenómenos de surgencia.
Ilustración 4 Acuífero con infinitas superficies piezométricas como consecuencia de la no horizontalidad del flujo.
Finalizado el inventario de puntos de agua será conocida la cota de la superficie freática o
piezometrica en una serie de puntos. Si la superficie freática o piezométrica es única, estos
puntos son un número suficiente y están bien distribuidos en la unidad acuífera, se pueden
interpolar unas isolineas llamadas isopiezas, que son el lugar geométrico de los puntos con
el mismo nivel freático o piezométrico.
Las isopiezas son, pues, líneas equipotenciales. En muchos casos el medio geológico a escala
regional puede considerarse homogéneo e isótropo. En este caso el movimiento del agua
subterránea se realizara según líneas de corrientes perpendiculares a las isopiezas. Dibujadas
las líneas de corriente y las equipotenciales, el plano de isopiezas puede tratarse como una
red de flujo.
Puesto que los niveles piezométricos son variables en el tiempo la información proporcionada
por los mapas de isopiezas solo es válida para la fecha en que fueron medidos. Esto implica,
por un lado que si se pretende realzar un plano de isopiezas fiable, la campaña de medidas
de nivel en campo ha de ser rápida, de tal manera que los niveles medidos sean homogéneos
entre sí. Por otro lado todo el plano de isopiezas debe llevar impresa la fecha a la que
corresponden las medidas de los niveles utilizados en la elaboración de isopiezas.
El trazado de las isopiezas no debe limitarse al uso de un programa informático de trazado
de isolineas. Requiere criterios hidrogeológicos:
a) Las áreas de recarga, domos, vendrán representadas por isopiezas cerradas o
semicerradas, más o menos concéntricas, y con el potencial decreciente desde el
interior hacia el exterior. Esto implica un flujo divergente penetrante en el acuífero
desde la zona de recarga.
b) Las áreas de descarga también vendrán definidas por isopiezas cerradas o
semicerradas y más o menos concéntricas entre sí, pero el potencial más bajo
corresponderá a la isopiezas interior. El flujo será convergente hacia el cómo
invertido que define el área de descarga. Las zonas húmedas originadas por descarga
de agua subterránea tienen el nivel de agua por encima de la cota del terreno. Por lo
tanto el valor de las isopiezas en esas zonas será superior al de las curvas de nivel
topográficas indicando así el encharcamiento producido por la descarga del acuífero.
c) En el trazado de las isopiezas ha de tener en cuenta la naturaleza de la unidad
hidrogeológica.
d) Relación acuífero –río. Si un rio está conectado hidráulicamente a un acuífero, los
puntos de la lámina superficial del agua en el rio deben ser también puntos de la
superficie freática .Según esto las isopiezas deben cortar al rio en los puntos en que
la cota del rio y el valor de la isopieza coincidan.
Si el flujo definido por las líneas de corriente diverge desde el rio hacia el acuífero se
dice que el rio es perdedor puesto que está recargando al acuífero. Si el flujo es
convergente hacia el rio se dice que es un rio ganador puesto que esta drenando al
acuífero. La transferencia de agua rio-acuífero depende de la diferencia de potencial
hidráulico entre ambos, del área de contacto entre el rio y el acuífero y de la
conductividad hidráulica y espesor de la capa de limos que recubren el lecho del rio.
Ilustración 6 Rio perdedor conectado hidráulicamente al acuífero
Ilustración 5 Rio ganador conectado hidráulicamente al acuífero
Los manantiales
Son puntos de descarga natural de los acuíferos.
Las causas que los originan suelen ser por:
Fenómenos tectónicos, estructurales o mixtos.
Morfológicos: En estos la superficie topográfica corta a la
superficie freática.
Contraste de conductividad hidráulica: Es provocado por los
cambios de litológicos.
A lo largo del tiempo los caudales de los manantiales reflejan el efecto de la recarga del
acuífero, aunque amortiguado como consecuencia del gran efecto regulador de los embalses
subterráneos.
En los acuíferos kársticos, cuando la circulación subterránea es rápida y se realiza a través
de grandes conductos, los manantiales son semejantes a los fluviales con un tiempo de
respuesta corto y con un grado de suavización mucho menor que en otro tipo de acuífero.
Ilustración 7 Descarga natural a causas tectónicas
Ilustración 8 Descarga natural a causas geomorfológicas
Ilustración 9 Descarga natural a causas litoestratigraficas
Una vez finalizado el efecto de la recarga del acuífero sobre la descarga de los manantiales
que lo drenan, los caudales entran en el periodo de agotamiento. Durante este periodo los
caudales siguen una ley exponencial del tipo:
Donde:
Es el caudal que descargará el manantial al cabo de un tiempo t, dentro del
periodo de agotamiento y suponiendo que en ese tiempo el acuífero no recibe
ningún tipo de recarga [L³T‐₁].
Es el caudal medido en un momento determinado del periodo de agotamiento
[L³T‐₁].
Es la base de los logaritmos neperianos
Es el coeficiente de agotamiento del manantial [T ‐₁]. Depende de la geometría
del acuífero, de su conductividad hidráulica, de su coeficiente de
almacenamiento, y de la distribución espacial del potencial hidráulico.
El valor de α es propio de cada manantial y se conserva constante (todas las rectas de
agotamiento de un manantial tienen la misma pendiente). Serán paralelas entre sí
dependiendo del caudal con que empiece el periodo de agotamiento que a su vez depende del
estado de la superficie freática en el acuífero.
Conocida α y el caudal que proporciona el manantial es un momento dado se puede estimar
el caudal del manantial al cabo de un tiempo dado en el caso más desfavorable de que no hay
a recarga en el acuífero.
En efectos prácticos es útil conocer el periodo de semiagotamiento, es decir el tiempo que
tarda en reducirse a la mitad el caudal de un manantial (suponiendo que no haya recarga).
También puede calcularse el volumen de agua almacenada en el acuífero por encima de la
cota del manantial en un momento dado, a partir de α y el caudal del manantial en ese
momento.
El volumen almacenado será la suma de los caudales aportados por el manantial en cada
instante dt desde el momento que se considera hasta que se agote el manantial.
Matemáticamente puede expresarse:
CALIDAD QUÍMICA DE LAS AGUA SUBTERRÁNEAS Y SUS USOS
POTENCIALES
Los análisis químicos nos proporcionan la evolución de las aguas subterráneas a lo largo del
tiempo y nos ayuda a detectar problemas de contaminación para tomar las medidas paliativas
necesarias.
Tratamiento estadístico de datos
En los estudios hidrológicos no es posible conocer con certeza las propiedades
hidrogeológicas en estudio en todos los puntos del acuífero. Pero si es posible obtener
respuestas en base al conocimiento que proporciona un conjunto limitado de valores.
Este conjunto de valores se obtienen mediante operaciones estadísticas tales como las que se
mostraran a continuación.
Muestra: conjunto limitado de valores que se obtiene a partir de medidas directas.
Población: se le llama así al conjunto de todos los posibles valores de la propiedad en estudio.
Inferencia estadística a la metodología que permite obtener deducciones a partir de la
muestra para toda la población.
Función de distribución
A) parámetros de tendencia central
Media: La suma de los valores correspondientes a todos los elementos de la población
dividido por el número de elementos que la componen
Mediana: valor tal que el 50% de los valores de los elementos de la población son superiores
a él y el otro 50% es inferior.
Moda: es el valor que más se repite en los elementos de una población
B) Parámetros de dispersión
Diferencia entre los parámetros entre los valores mayor y menor de los elementos de la
población.
Desviación típica:
Es una medida de agrupamiento de los valores de la población en torno a la media aritmética
Varianza: es el cuadrado de la desviación típica.
Parámetros de forma
asimétrica
Curtosis
Esta medida determina el grado de concentración que presentan los valores en la
región central de la distribución. Por medio del Coeficiente de Curtosis, podemos
identificar si existe una gran concentración de valores (Leptocúrtica), una
concentración normal (Mesocúrtica) o una baja concentración (Platicúrtica).
• Donde (g2) representa el coeficiente de Curtosis, (Xi) cada uno de los
valores, () la media de la muestra y (ni) la frecuencia de cada valor. Los
resultados de esta fórmula se interpretan:
• (g2 = 0) la distribución es Mesocúrtica: Al igual que en la asimetría es
bastante difícil encontrar un coeficiente de Curtosis de cero (0), por lo que
se suelen aceptar los valores cercanos (± 0.5 aprox.).
• (g2 > 0) la distribución es Leptocúrtica
• (g2 < 0) la distribución es Platicúrtica
A la distribución simétrica se le denomina distribución normal, en ella la
media, mediana y la moda tienen el mismo valor y los valores de la población
pueden ser más menos infinito.
RELACIÓN ENTRE POBLACIONES
A la relación que existe entre poblaciones diferentes estadísticamente se llama correlación,
el cual aplica que el valor de los elementos de una de ellas puede obtenerse aplicando una
determinada función a los de la otra.
Se dice que existe una correlación lineal cuando la función que liga a los valores está dado
por la ecuación de la recta.
Es positiva la pendiente cuando los valores de los elementos de una población crece
al decrecer los de la otra, la correlación es positiva.
Es negativa la pendiente, al aumentar el valor de los elementos de una población
disminuyen los valores de los elementos de la otra y la correlación es negativa.
Recta de regresión: Recta que relaciona valores de una población con otra. Se obtiene:
Se parte de dos poblaciones X e Y de las que se supone que existe un cierto grado de
relación.
Se selecciona las parejas de puntos que se corresponden entre si y cuyos valores son
conocidos.
Se representan en unos ejes cartesianos los valores Xi versus Yi y se dibuja la recta
de regresión:
𝑌 = 𝑎𝑋 + 𝑏
En la que:
𝑏 =
1𝑁
∑(𝑋𝑖 − �̅�) ∙ (𝑌𝑖 − �̅�)
1𝑁
∑(𝑋𝑖 − �̅�)2
𝑎 = �̅� − 𝑏 ∙ �̅�
N= es el número de parejas de valores
�̅�: Es la media de los valores de X
�̅� = Es la media de los correspondientes valores de Y
Coeficiente de correlación: Mide el grado de correlación.
𝜌 = √
1𝑁
∑(𝑌𝑗 − �̅�)2
1𝑁
∑(𝑌𝑖 − �̅�)2
�̅� = Es la media de lo valores d ela muestra
Yj= Son los valores obtenidos a partir de la recta de regresión utilizando los valores de Xi
correspondientes a los Yi
Yi= Son los valores de la muestra
N= Es el número de parejas ( Xi, Yi)
CONCLUSIÓN
Para poder adquirir o más bien trabajar con datos hidrológicos, se debe tener en cuenta el
área de estudio determinar todas sus características, hacer el muestreo y en base a estos datos
empezar a trabajar, en el cual se implementara la estadística en adquirir, la moda la media,
desviación estándar, que nos ayudaran a interpretar nuestra área, a determinar valores de las
muestras obtenidas y mejorar nuestro modelo de los acuíferos.
Bibliografía:
Pedro E. Martínez Alfaro.et.al. (2006). Fundamentos de Hidrogeologia. Madrid,España: Mundi-Prensa.