RESUMENEn la simulación matemática de un acuífero coste-

ro detrítico pueden identificarse dos clases de paráme-tros. Aquellos que sirven para estimar algunos de losvolúmenes de entrada o salida del sistema por fuentesexternas al mismo, y aquellos otros que definen el com-portamiento hidrodinámico del acuífero. Durante el pro-ceso de calibración del modelo estos parámetros se vanajustando, la variación de los mismos tiene distintosefectos sobre la curva de niveles piezométricos en eltiempo (t, h) que es importante conocer. En el primercaso las curvas de (t,h) no presentan desplazamiento enel tiempo, mientras que en el segundo si. La conductivi-dad hidráulica como el coeficiente de almacenamientopertenecen al segundo tipo de parámetros, de tal formaque un aumento de conductividad hidráulica en todo elsistema hace que la curva se haga más atenuada y seadelante en el tiempo ya que el acuífero presenta res-puestas más rápidas a las variaciones que se presentandentro del sistema, es decir el acuífero tiene un com-portamiento “menos inercial”, mientras que un aumen-to del coeficiente de almacenamiento también haceque la curva de (t,h) sea más atenuada pero en estecaso aparece una desfase mostrando un comporta-miento “más inercial”.

Palabras claves: Conductividad hidráulica;Coeficiente de almacenamiento; Simulación matemáti-ca del flujo subterráneo.

ABSTRACTTwo sets of parameters can be identified in the

mathematical simulation of coastal detritic aquifer. 1st

set serves to estimate some volumes of input to andexit from the aquifer by external sources (e. g. waterpumping), 2nd set defines the hydraulic behaviour of theaquifer. During the parameters adjustment to calibratethe model, it is very important to know the effects ofevery parameter change on the variation of piezometriclevels with time. For the 1st set of parameters, the graph(t, h) does not produce any displacement with time butfor the 2nd set it does. The hydraulic conductivity and

storing coefficient belong to 2nd set in such a way thatany increase of hydraulic conductivity in the systemmakes the graph (t, h) more attenuated and anticipatedin time. Meanwhile any increase of storing coefficientalso makes the graph (t, h) more attenuated but in thiscase the aquifer response is slower showing higherinertial behaviour.

Key words: hydraulic conductivity, storing coeffi-cient, mathematic simulation of groundwater flow

INTRODUCCIÓNLa simulación matemática en la actualidad se ha

convertido en una herramienta muy útil para la hidro-geología. Pero el uso más importante de la simulaciónen el campo de la investigación hidrogeológica no es larealización de cálculos predictivos sino el estudio de losprocesos y sistemas en sí mismos. La simulación nos dauna oportunidad de colocar el modelo conceptual denuestro sistema en términos cuantitativos, y de exami-nar si las hipótesis son consistentes con los principiosteóricos y con los datos observados.

En el presente trabajo de investigación la simula-ción ha sido utilizada para alcanzar una mejor com-prensión de la influencia y efectos que producen sobreun sistema la variación de parámetros tales como laconductividad hidráulica y el coeficiente de almacena-miento; observados no puntualmente sino a nivel espa-cial y temporal, lo cual nos da indicios de cómo se estámoviendo el agua en el suelo.

El acuífero estudiado es el acuífero costero del RíoVerde (Granada, España-figura 1). Este acuífero sedi-mentario es un buen ejemplo de los problemas que pre-sentan los acuíferos en la costa mediterránea deEspaña, la mayor parte de los cuales se ve afectadospor procesos de intrusión marina.

CARACTERÍSTICAS DEL ÁREA ESTUDIADALa costa sur de España ha tenido una rápida

expansión económica en los últimos años debido alincremento del turismo y a una reestructuración de laagricultura local que tiende a los cultivos de invernade-

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TECNOLOGÍA DE LA INTRUSIÓN DE AGUA DE MAR EN ACUÍFEROS COSTEROS: PAÍSES MEDITERRÁNEOS©IGME. Madrid 2003. IISBN. 84-7840-470-8

EFECTOS QUE PRODUCE LA VARIACIÓN DE LA PERMEABILIDAD Y EL COEFICIENTEDE ALMACENAMIENTO SOBRE LA RESPUESTA DE UN ACUÍFERO COSTERO SEDI-

MENTARIO CUANDO SE SIMULA EL FLUJO SUBTERRÁNEO

Sandra Ibáñez.Ingeniera Civil. Alumna del tercer ciclo. Universidad de Granada. sandrap@ugr.es

María Luisa Calvache.Dra. en geología. Profesora titular. Universidad de Granada. calvache@ugr.es

Franscisco Carrasco.Dr. en Geología. Profesor titular. Universidad de Málaga.

ro y a las plantaciones de cultivos tropicales y subtropi-cales. Ambas actividades requieren grandes cantidadesde agua, especialmente durante el verano cuando lasprecipitaciones son escasas en la zona. El Acuífero delRío Verde provee de agua a la ciudad turística deAlmuñécar, en la costa de la provincia de Granada, cuyapoblación se incrementa cinco veces durante los mesesestivales; además de abastecer a la agricultura localque ha tenido una gran expansión en cultivos subtropi-cales. Este incremento de las demandas provoca unasobreexplotación en los meses de verano que originaun descenso en los niveles piezométricos y como con-secuencia la contaminación del acuífero costero porintrusión marina.

Desde un punto de vista de la geología regional elacuífero del Río Verde (figura 1) está localizado en laCordillera Bética, la cual junto con el Rif del Norte deÁfrica es la cadena montañosa más occidental en laregión Mediterránea (Sanz de Galdeano, 1990). Estaformado por una acumulación de material detrítico,proveniente de la rápida erosión de la Cordillera Béticadurante el Holoceno, sobre el material metapelítico delComplejo Alpujárride (Avidad y García-Dueñas, 1981).La actividad sedimentaria en el mismo ha dado comoresultado el depósito esporádico de facies lutíticas (limoy arcilla), y la migración lateral de los canales de la lla-nura deltaica, caracterizándose el acuífero por el predo-minio de sedimentos de grano grueso (gravas y arenas),correspondientes a la facies de canal, que se relacionacon sedimentos de elevada conductividad hidráulica,especialmente en un área en la cual se ha identificado

la existencia de un paleocanal (Fernández Rubio, 1972).El acuífero con un área próxima a 5 km?, presenta

una morfología estrecha en la parte alta de la cuencaque se va ampliando hacia la desembocadura. Las pro-fundidades varían desde aproximadamente los 20 m,en el sector Norte, hasta los 80 m en el sector costero,con una pendiente media del fondo de aproximada-mente el 2,5%.

Las recargas del sistema provienen fundamental-mente de la escorrentía superficial y de los manantialesexistentes en la zona de cabecera del Río Verde. Lasextracciones del sistema se realizan por numerosospozos para abastecimiento de agua potable y riego, ypor los caudales drenados por una galería filtrante deorigen fenicio que se utilizan en su mayor parte parairrigación.

METODOLOGÍASe aplicó el modelo de flujo subterráneo MOD-

FLOW (McDonald y Harbaugh, 1988; McDonald et al.,1991) que resuelve la ecuación de flujo subterráneo enderivadas parciales (1) por el método de las diferenciasfinitas.

Donde:Kxx, Kyy y Kzz: es la Conductividad Hidraúlica a lo largode los ejes de coordenadas x, y, z, los que se asumenson paralelos a los ejes principales de conductividadhidráulica. Sus unidades son [L/T].h: es el nivel piezométrico [L].W: es el caudal específico que representa las entradasy salidas provenientes de las fuentes externas(ríos,pozos, etc.) [T-1].Ss: es el almacenamiento específico del material poro-so [L-1].t: es el tiempo [T].

Se simuló la zona de mayor extensión delacuífero que es donde se desarrolla la mayoractividad agrícola. La parte más alta del acuíferofue considerada como zona de alimentación de flujosubterráneo del área simulada. El área discretizadapresenta dos límites impermeables (el Este y Oeste),uno de potencial variable (el Norte – Sondeo S32) yotro de potencial constante (el Sur) que coincidecon la costa. La galería filtrante se simuló comoun drenaje del sistema.

El período de tiempo de simulación se seleccionósobre la base de la disponibilidad de un registro sufi-ciente de datos que permitieran una óptima calibracióny abarcó desde mayo de 1996 a abril de 1997. El añosimulado se caracterizó por ser un año excepcional-

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EFECTOS QUE PRODUCE LA VARIACIÓN DE LA PERMEABILIDAD Y EL COEFICIENTE DE ALMACENAMIENTO SOBRE LA RESPUESTA DE UNACUÍFERO COSTERO SEDIMENTARIO CUANDO SE SIMULA EL FLUJO SUBTERRÁNEO

Figura 1. Entorno geológico del acuífero estudiado y locali-zación de los puntos de control piezométrico

mente húmedo, por lo que el río presentó la principalfuente de recarga en el sector más bajo del acuífero(aguas abajo de Jete), mientras que para otros años,menos lluviosos en general, esta fuente de recarga esinsignificante en este sector.

Los valores de los parámetros hidráulicos se basa-ron en las simulaciones elaboradas con anterioridad(Calvache, 1991; Calvache y Pulido Bosch, 1990;1991;1994; 1997) y los datos de ensayos bombeos rea-lizados en el marco del proyecto “EstudiosHidrogeológicos de los recursos de agua subterránea ysuperficiales de los ríos Verde y Seco (Granada)” de laComisaría de Aguas del Sur de España (CHSE, 1997).

Para reflejar en el modelo matemático la heteroge-neidad existente en este medio sedimentario, donde seencuentran materiales de conductividades hidráulicasmuy diferentes se dividió la profundidad en tres nivelesy se intentó reproducir el modelo sedimentario de unsistema fluvial tipo (con canal principal y llanura deinundación próxima al canal y llanura de inundaciónmás distal) para cada una de las profundidades consi-deradas. Con ayuda de las columnas litológicas de lossondeos se ubicó la posición del canal (de máxima per-meabilidad) en cada nivel, rodeado por dos zonas más,una de materiales intermedios y otra de materialesfinos. Para cada uno de los niveles se obtuvo un esque-ma que representa la distribución de los distintos mate-riales a lo largo de toda el área estudiada y que se man-tiene constante en todo el espesor del nivel (Ibáñez etal, 2001). A cada tipo de material se le asignó un valorde conductividad hidráulica (K) y coeficiente de alma-cenamiento (S). Se combinaron estos 3 niveles paraimplementar los modelos de 3 capas, 2 capas y 1 capa(figura 2).

RESULTADOSEl análisis de la variación de los parámetros se rea-

lizó, generalmente, sobre un modelo de 1 capa (bidi-mensional) y un modelo de 3 capas (tridimensional),ocasionalmente se utilizó el modelo de 2 capas en vezdel de 3 capas. Los parámetros estudiados fueron lossiguientes: conductancia del río (Cr ), conductividadhidráulica en las tres direcciones principales (Kxx, Kyy,Kzz ) y coeficiente de almacenamiento (Slibre; Sconf ).

La conductancia es un término definido por el pro-grama. La conductancia del río (Cr) es un coeficienteproporcional a la diferencia de potencial que existeentre el río y el punto considerado que permite cuanti-ficar el intercambio de flujo que existe entre el río y elacuífero.

La conductividad hidráulica es un parámetro propiodel sistema, que para ser simulado por el programa encada punto es descompuesto en 3 direcciones que coin-ciden con los tres ejes coordenados. El eje x, que coin-

cide con la dirección de las columnas de la malla; el ejey, que coincide con las filas y el eje z, que coincide conlas capas. La conductividad hidráulica en la direccióndel eje x (Kxx ) es uno de los datos de entrada requeri-do por el modelo, al igual que la conductividad en sen-tido del eje z (Kzz ), mientras que la conductividadhidráulica horizontal en el sentido del eje y (Kyy ) es undato que el modelo calcula a partir de los datos de Kxxy del llamado coeficiente de anisotropía (CAnisotropía ).

El coeficiente de almacenamiento también es unparámetro propio del sistema, se distingue entre uncoeficiente de almacenamiento cuando el acuífero eslibre y otro cuando es confinado, a este último se losdenomina almacenamiento específico. En el caso de lasimulación matemática en varias capas de un acuíferolibre con MODFLOW, se hace una simplificación del sis-tema donde sólo la primera capa puede ser considera-da como libre (McDonald et al., 1991), es decir que sunivel piezométrico puede variar libremente en todo el

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Figura 2.: Esquemas de distribución de los materiales y de losparámetros para cada una de las capas en los distintos mode-los estudiados. En el modelo de 3 capas los esquemas coinci-den con la distribución geológica. Mientras que en los mode-los de 1 y 2 capas son combinaciones de los mismos.

espesor de la capa, considerando siempre el coeficien-te de almacenamiento como acuífero libre. Mientrasque las demás capas variarán el valor del coeficiente dealmacenamiento de acuerdo a la altura que alcance elnivel del agua dentro de las mismas. Cuando el nivel delagua esté por encima del techo, las capas se comportancomo confinadas, considerándose el almacenamientoespecífico (Sesp ); mientras que si el agua está por deba-jo de la cota de techo se comporta como libre, conside-rándose el coeficiente de almacenamiento (Slib ).

Se estudió el efecto que provocaba la variación decada parámetro sobre el volumen total de entradas-salidas al sistema y sobre cada uno de los componen-tes del balance hídrico del sistema; además de analizarlas variaciones de los niveles piezométricos tanto espa-cialmente como temporalmente.

Conductancia del río (Cr)

Para este parámetro se observaron tendencias simi-lares en la simulación 2D y 3D, esto se debe a que afec-ta al sistema sólo en superficie, por lo que la existenciade varias capas no modifica los resultados.

Cuando se incrementa Cr los niveles piezométricossuben en todo el acuífero, mientras que una disminu-ción de la conductancia del río produce un descensogeneral de los niveles piezométricos presentándose enambos casos las mayores variaciones en los puntos cer-

canos al río y donde la anchura del río es menor. Elascenso de niveles provoca mayores entradas por alma-cenamiento y mayor infiltración desde el acuífero al río;visceversa, un descenso de los niveles incrementa lasentradas por almacenamiento y disminuye la infiltracióndesde el acuífero al río. En las figura 3 y figura 4 seobserva la variacion de los niveles, para un incrementoy disminución de Cr, en un punto cercano a la costa, elsondeo P7; un punto en la zona media cercano al río, elsondeo S24; y un punto localizado en la parte alta delacuífero que es la de menor anchura, el punto S28.

Del análisis de las curvas de los niveles piezométri-cos en función del tiempo puede observarse que si bienestas varían subiendo o bajando los niveles, estas varia-ciones no producen desplazamiento de la curva en eltiempo.

Conductividad Hidráulica (K)

En este caso, como se mencionó en uno de lospárrafos precedentes, el modelo descompone laconductividad hidráulica o permeabilidad en tresdirecciones principales, que coinciden con los ejescoordenados (x,y,z). De tal forma que Kxx correspondea la conductividad hidráulica según la dirección del ejex, que se corresponde a su vez con la direcciónprincipal de flujo y que coincide con la dirección de lascolumnas de la malla; Kyy es la permeabilidad según el

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Figura 3. Variación de los niveles piezométricos en el tiempo cuando se incrementa CRío en la simulación 2D

Figura 4. Variación de los niveles piezométricos en el tiempo cuando disminuye CRío en la simulación 3D

eje y que coincide con la dirección normal a la principalde flujo y se corresponde con las filas de la malla; y Kzzque representa la permeabilidad vertical según el eje zque coincide con la dirección de las capas del modelo.

MODFLOW requiere como dato de entrada la per-meabilidad Kxx y Kzz además de un coeficiente de ani-sotropía (CA), el cual luego se utiliza para calcular Kyycomo el producto de Kxx por el coeficiente de anisotro-pía (Kyy=CA x Kxx).

En este estudio se varió la permeabilidad Kxx encada capa del modelo tridimensional en forma inde-pendiente comparándola con los efectos que producíala variación de Kxx en forma global en el modelo 3D yen el modelo 2D. El estudio de Kyy a través de coefi-ciente de almacenamiento se realizó sólo en el modelobidimensional, considerándose los valores de CA=0.10;1 y 1.50. El valor de 1 representa condiciones de iso-tropía en el plano horizontal; el 0.10 reduce la perme-abilidad en la dirección normal a la principal de flujo(Kyy) en 10 veces respecto a Kxx; mientras que el 1.50incrementa Kyy en un 50% respecto de Kxx.

La variación de Kzz (conductividad hidráulica verti-cal) se realizó en un modelo tridimensional de 2 capas,pues este parámetro interviene en el cálculo del flujoque se transmite desde una capa adyacente inferior-mente y no se puede aplicar en el modelo bidimensio-nal. Como no se contaba con datos de campo de este

parámetro se estimó Kzz como un porcentaje de la con-ductividad horizontal Kxx, considerándose los siguientesvalores Kzz=Kxx; Kzz=Kxx/10 y Kzz= Kxx/100.

En general se observó que para cualquierdisminución de la permeabilidad la curva de h se hacemás pronunciada y la reacción de los nivelespiezométricos tiende a retrasarse en el tiempo,indicando un comportamiento del acuífero más inercial.Por el contrario a medida que aumenta la conductividadhidráulica la curva de h en función del tiempo se hacemás atenuada, ya que implica que todas las seccionestransversales al flujo considerado incrementan sucapacidad de conducción, por lo que las variaciones delnivel en cada sección serán menores para cualquiervariación de caudal. En este caso la curva se desplazaráen el tiempo indicando respuestas más rápidas delsistema, es decir, mostrando un comportamiento menosinercial del sistema.

Las curvas de h en función del tiempo para Kzzmuestran que las variaciones de este parámetro soninsignificantes en casi todos los puntos analizados,salvo en el punto 28.

En la figura 5 se muestran los puntos S7, S24 y S28con aumentos y disminución de la permeabilidad paraKxx. La figura 6 muestra las variaciones del parámetrosKyy; y la figura 7 muestra las variaciones de Kzz para losmismos puntos.

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Figura 5. Variación de los niveles piezométricos en el tiempo cuando se modifica K (2D)

Figura 6. Variación de los niveles piezométricos cuando se modifica Kyy a través del coeficiente de anisotropía (0.1/1/1.5)

Coeficiente de almacenamiento (S)

Es importante recordar aquí que en el caso delmodelo bidimensional (o de 1 capa) la capa se simulacomo libre en todo su espesor siendo el coeficiente dealmacenamiento igual a la porosidad eficaz del mate-rial. Mientras que en el modelo tridimensional, porrazones técnicas en el empleo del modelo de simula-ción, la segunda y tercera capa pueden alternar en sufuncionamiento como libre o confinada, dependiendodel nivel del agua dentro de cada celda, cuando el aguasupere la cota superior de la celda funcionará comoconfinada, y se considerará el almacenamiento especí-fico, si el agua permanece por debajo de la cota supe-rior de la celda funcionará como libre, y se consideraráel coeficiente de almacenamiento como la porosidadeficaz del material. Se analizó el coeficiente de almace-namiento en el modelo bidimensional. En el modelo tri-dimensional se varío primero el coeficiente de almace-namiento de cada capa en forma independiente y enforma conjunta. De la misma manera se analizó elalmacenamiento específico.

Para todos los casos a mayor coeficiente de alma-cenamiento mayor volumen total de entradas y salidasdel sistema, incrementándose sobre todo los volúmenesque entran y salen por almacenamiento.

En las curvas del nivel potencial en función deltiempo observamos que a medida que S disminuye lacurva se hace más pronunciada en el tiempo, de lamisma forma que sucede con K, pero en este caso tien-de a adelantarse en el tiempo, ya que el menor volumende poros hace más perceptibles los cambios de h anteincrementos o descensos de las recargas del sistema.Por el contrario a medida que aumenta S la curva de hse hace más atenuada, retrasándose en el tiempo.

Coeficiente de almacenamiento como acuíferolibre

Se observó que al variar el Slibre en las capas delmodelo 3D en forma independiente la primera capa esla que más influye, la influencia de la 2ª y 3ª capa es

casi insignificante, ya que se comportan en la mayorparte de la simulación como confinadas. Una disminu-ción del coeficiente de almacenamiento disminuye elvolumen total de las entradas y salidas del sistema,debido a que disminuyen los volúmenes que entran ysalen por almacenamiento, adquiriendo mayor relevan-cia las entradas y salidas por el río, y las salidas por elborde costero. En las curvas de h en función del tiempo(figura 8) se observan en general dos curvas bien defi-nidas en los puntos S7, S24 y S28, una agrupa a S (coe-ficiente de almacenamiento de todo el acuífero), S2/2(Coeficiente de almacenamiento de la segunda capadividido 2) y S3/2 (Coeficiente de almacenamiento de latercera capa dividido 2), mientras que en la otra estánjuntas las curvas de S1/2 (coeficiente de almacenamien-to de la primera capa dividido 2) y S/2 (coeficiente dealmacenamiento de todo el acuífero dividido dos), estodemuestra que las variaciones en la primera capa sonlas significativas, además en este caso se puede ver per-fectamente el desplazamiento de las curvas en el tiem-po, de tal manera que a mayor S, la curva se hace másatenuada y se desplaza hacia la derecha mostrando uncomportamiento más inercial del sistema. Esto puedeexplicarse porque al aumentar la porosidad hay mayorvolumen disponible en el material, de tal manera que sipenetra un volumen de agua en un determinado inter-valo de tiempo, este volumen podrá distribuirse en unamayor superficie de poros, siendo menor la altura deagua que alcance, implicando que el crecimiento de hpara una misma recarga se retarde en el tiempo.

Coeficiente de almacenamiento en condicionesde confinamiento:

El coeficiente de almacenamiento como confinadose estimó 100 veces menor que la porosidad del mate-rial. Cuando se consideraron todas las capas al mismotiempo el valor de incremento del volumen total deentradas y salidas fue de aproximadamente 2%. Lacapa que mayores variaciones presenta es la terceracapa. La variación de los niveles piezométricos en el

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Figura 7. Variación de los niveles piezométricos cuando se modifica Kzz.

tiempo se hace más suave, al crecer Sconfinado, mostrán-dose las mayores diferencias en los primeros 3 periodossimulados. (figura 9). Esto es lógico desde el punto devista que la capa inferior es la que va a funcionar siem-pre como confinada, mientras que la capa media sólouna parte del tiempo, ya que algunos meses los nivelespueden descender por debajo de la cota superior de lacapa. Como es lógico pensar la influencia de Sconfinado esmucho menor que la de Slibre.

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONESSe ha elaborado la tabla 1, donde se resumen

todas las características más importantes de cada unode los análisis realizados para comparar y extraer lasconclusiones de este análisis.

Comparando los resultados obtenidos y la maneracomo afecta cada uno al sistema pueden identificarsedos clases de parámetros:– aquellos que modifican directamente los volúmenes

de las recargas o descargas provenientes de lasentradas o salidas externas del sistema, tal como laconductancia del río.

– aquellos que modifican el comportamiento internodel sistema, como el coeficiente de anisotropía, elcoeficiente de almacenamiento, etc.

Los parámetros del primer tipo se caracterizan porel aumento o disminución del volumen que entra por lafuente, la curva de niveles piezométricos, h, en funcióndel tiempo no presenta desplazamiento respecto deesta variable, y además las variaciones sobre los puntosse van atenuando a medida que aumenta la distanciaentre el punto analizado y la entrada (o salida) exterior.La influencia de las variaciones de estos parámetrosdependerá de la importancia relativa que tenga la fuen-te (o salida) exterior dentro del sistema. Por ejemplo ennuestro caso, en el año simulado el río fue la principalfuente de recarga del acuífero, que se extendió a lolargo de toda el área simulada en la mayor parte delperiodo simulado, por lo que se produjeron variacionessignificativas al variar la conductancia del río la cualinfluye directamente sobre el caudal que infiltra a tra-vés del lecho del río, en cambio los caudales que salie-ron a través de la galería cuando se modificó la con-ductancia del drenaje influyeron minimamente sobre elvolumen total del sistema y los niveles se vieron afecta-dos muy puntualmente.

El segundo tipo de parámetros influyen no sólo enla cantidad de agua que entra o sale del sistema sinoen la forma en que ésta se mueve a través del mismo,es por ello que nos hemos referido a estos parámetros

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Figura 8. Variación de los niveles piezométricos en el tiempo cuando se modifica el coeficiente de almacenamiento como acuífe-ro libre (Slibr) en las distintas capas en forma independiente y en conjunto para la simulación en 3D.

Figura 9. Variación de los niveles piezométricos en el tiempo cuando se modifica el coeficiente de almacenamiento como acuífe-ro confinado (Sconfin) en las distintas capas en forma independiente y en conjunto en la simulación en 3D.

como aquellos que modifican el comportamiento inter-no del sistema, ya que modifican la velocidad de res-puesta del acuífero en el tiempo.

Caracterizándose por:– el aumento o disminución de los volúmenes de

entradas y salidas del sistema relacionados con elalmacenamiento interno del sistema, y con los con-tactos del sistema con otros sistemas, por ejemplo laentrada de agua proveniente del acuífero superior(borde Norte), o el contacto con el borde costero.

– las variaciones en el espacio de los niveles piezomé-tricos se realizan en todo el acuífero si se modificael parámetro en forma general, si se modifica enforma parcial dependerá del área afectada para versu influencia en los alrededores.

– pero lo más importante es que la curva de los nive-les piezométricos produce un desplazamiento en eltiempo, a la vez que se hace más pronunciada mien-tras más lenta sea su velocidad de respuesta delacuífero (acuífero más inercial) o menos pronun-ciada a medida que el acuífero tenga respuestasmás rápidas (acuífero menos inercial).Por ejemplo, un aumento de la conductividad

hidráulica (K), representa que la curva de h sea másatenuada en el tiempo, desplazándose hacia la izquier-da porque el acuífero se hace menos inercial, es decir,que reacciona más rápidamente ante los cambios quese presentan, y viceversa. Además una variación de laconductividad en el sentido principal del flujo será mássignificativa que en las demás direcciones. Para el caso

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Tabla 11. Resumen de las características principales de cada simulación analizada

del coeficiente de almacenamiento como el Slibre gene-ralmente siempre es mayor en uno o dos órdenes demagnitud que Sconf, por ello, será el que tenga variacio-nes más significativas sobre el sistema. Un aumento delcoeficiente de almacenamiento (en cualquiera de susdos formas) produce que la curva de h en el tiempo sehaga más atenuada, lo mismo que sucede cuando seincrementa K, aunque en este caso las variaciones sonmás pequeñas, tanto en los ∆h como en los ∆Volumentotal, y el desplazamiento de la curva de h es hacia laderecha pues el sistema se vuelve más inercial, es decir,que es más lento en su velocidad de reacción; esto sedebe a que el mayor volumen de poros determina quepara un mismo caudal de entrada al sistema los ∆h quese produzcan en un volumen elemental sean menores.Todo esto es importante considerarlo cuando se estáestudiando un acuífero costero afectado por procesosde intrusión marina, pues variaciones en la conductivi-dad hidráulica o el coeficiente de almacenamiento pue-den afectar en gran medida la relación agua dulce-aguasalada. Por ejemplo, si se estuviera valorando la efecti-vidad de una recarga artificial como medida correctorade la intrusión marina, la consideración de unos valorespor exceso de K puede conducir erróneamente a la con-clusión de que esa medida no es efectiva para ese acu-ífero.

La selección para variar uno u otro parámetro, en elproceso de calibración, debe hacerse no sólo de acuer-do a la magnitud de los ∆h que se necesite ajustar sinotambién a la velocidad de reacción del sistema.

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