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CURSO: HIDROGEOLOGÍA Y TRATAMIENTO DE SUELOS
CLASE 03
Profesor: Ing. M.Sc. . Bernardino Tapia Aguilar

CONTENIDO UNIDAD 1
• Parámetros hidrogeológicos característicos de las formaciones geológicas.
• Coeficiente de almacenamiento.
• Permeabilidad.
• Transmisividad
• Porosidad.
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Parámetros hidrogeológicos característicos de las formaciones geológicas
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INTRODUCCION
Hidrogeología es la parte de las Ciencias Naturales que trata de las aguas, tanto superficiales como subterráneas.
La Hidrogeología es una parte de la Hidrología que estudia los factores geológicos que rigen la formación, distribución y
propiedades de las aguas subterráneas, teniendo como fin su captación.
En definitiva, hay que efectuar estudios geológicos para obtener unos resultados utilitarios, esto consiste en desarrollar –
técnicas para aplicar saberes, azuzar el ingenio, discurrir o intuir, pero siempre con la mente dirigida hacia un fin, como
toda labor ingenieril.
Hasta no hace mucho tiempo, el método de trabajo ha sido inductivo.
Se realizaban múltiples observaciones del medio natural, se ordenaban y se llegaba al establecimiento de varias
generalizaciones que tenían validez por su evidencia.
Modernamente, los procesos de experimentación están abriendo- nuevos caminos, convirtiéndose el método deductivo
en una herramienta habitual. Por eso, hoy en día, para llegar a disponer un buen conocimiento de la ciencia
hidrogeológica no basta con ser un buen geólogo, hay que conocer las leyes físicas, los principios de mecánica de fluidos y
disponer de una base matemática profunda.

IMPORTANCIA DE LA HIDROGELOGIA
El agua dulce, presente sobre la corteza, solo alcanza el 2,8 %, frente al 97,2 %de la salada.
Las tres cuartas partes del – agua dulce se encuentran, en estado sólido, en las regiones árticas o en glaciares, quedando el
resto como nutriente de ríos y acuíferos.
Hasta el momento el agua era un recurso natural al que por lo general se accedía con facilidad, por lo que el hombre no le
prestaba gran atención.
Con los progresos materiales ha aumentado la demografía, y se han incrementado los consumos individuales, así como los
agrícolas e industriales; tal vez, los más importantes serían los consumos para regadíos, que algunos estiman superiores al
75 % de los caudales utilizados.
Esto nos ha llevado a situaciones de escasez con que el agua ha adquirido un valor económico importante.
Primero se han regulado, en cierta medida, los caudales de superficie, más accesibles pero de escasa cuantía y luego se ha
pasado al estudio de las aguas subterráneas, menos conocidas pero más abundantes, pero aún queda por realizar una
importante labor de detección, evaluación, captación, regulación y control de las zonas donde haga falta.

EL CICLO DEL AGUA EN LA NATURALEZA
El agua no suele mostrarse como algo estático, se puede decir que describe, tras un cierto periodo, un recorrido cerrado,
parte de la atmósfera y retorna a ella por diversos itinerarios, constituyendo el denominado CICLO HIDROLOGICO (fig. 1)

Las aguas de precipitación pueden llegar a la superficie terrestre, bien sobre mares y océanos o bien sobre tierra
firme, gran parte de estos caudales retornan a la atmosfera en forma de vapor. Incluso antes de alcanzar el suelo,
debido a los procesos de evapotranspiración. En las zonas continentales las aguas cálidas quedarán almacenadas
temporalmente en glaciares y lagos o pasarán a nutrir ríos, constituyendo las aguas de escorrentía o acuíferos,
constituyendo las aguas de infiltración.
En definitiva podríamos representar mediante un balance matemático la distribución de los caudales en un cierto
intervalo elemental del ciclo
P = E + I + T
P, E, l y T se denominan ELEMENTOS HIDROLOGICOS principales y su significado es el siguiente:
P.- Corresponde a las aguas precipitadas, en cualquiera de sus estados físicos.
E.- Representa las aguas de escorrentía o caudales recogidos por los ríos.
I.- Es el agua de infiltración o agua que pasa nutrir los acuíferos.
T.- Son las aguas de evapotranspiración y representan cualquier tipo de retorno del agua a la atmósfera.
A nosotros nos interesan los caudales disponibles para su uso, estos son los de escorrentía e infiltración, que en
numerosas ocasiones aparecen en conexión directa, siendo en casos necesarios su explotación de manera
correlacionada.

ESCORRENTIA E INFILTRACION
Una parte importante del agua de lluvia es interceptada por la vegetación y retenida por los suelos. Cuando la capa superior
de los terrenos está prácticamente impregnada, el agua empieza a percollar hacia el interior de la tierra.
En general, cuando la intensidad de la precipitación sea elevada, comenzará el agua a escurrir sobre el terreno, siguiendo la
línea de máxima pendiente, pasando a nutrir arroyos y ríos, dando lugar a la ESORRENTÍA SUPERFICIAL.
Parte del agua infiltrada, se encuentra a poca profundidad, niveles impermeables, transcurriendo sobre ellos y, tras un corto
recorrido, surge a superficie aunándose a la escorrentía superficial. Estos caudales constituyen la ESCORRENTÍA HIPODÉRMICA.
En cualquier cuantificación de la escorrentía también tendríamos que considerar los caudales recibidos en los cauces por las
precipitaciones caídas directamente sobre ello.
Cuando un suelo está saturado comienza la infiltración, al principio, el agua desciende por gravedad, siguiendo caminos
sinuosos a través de los poros, hasta llegar a una zona saturada, donde todas la cavidades inter-grano, en conexión, aparecen
rellenas de este elemento, allí cambia la dirección de circulación del fluido, el cual se dirige, más o menos horizontalmente,
hacia las zonas de menor presión hidrostática. Así, tras un cierto recorrido, las aguas subterráneas nutren los manantiales,
fluctúan hacia un acuífero colindante o aportan caudales de base a un cauce próximo.
Si el nivel piezormétrico regional es superior al nivel del rio, el cauce puede recibir caudales del acuífero considerado, estos
aportes constituyen la ESCORRENTIA SUBTERRANEAS.
En otros casos el nivel piezométrico del acuífero será inferior al de los ríos, pasando éstos a nutrir a los acuíferos.
Por lo general, es más frecuente el primer caso, donde la escorrentía subterránea va a ser la que mantenga el caudal de los
ríos en épocas no lluviosas, proceso en el que intervienen también el deshielo y los embalses.

C0MPORTAMlENTO DEL AGUA EN EL INTERIOR DE LAS ROCAS
El agua de l a zona saturada del material permeable va transitar por los poros, siguiendo itinerarios no rectilíneos, pero estos
Caminos pueden sustituirse, con bastante aproximación, por' curvas, denominadas LINEAS DE CORRIENTE.
Si consideramos un punto cualquiera de dichas curvas y colocamos en él un tubo piezométrico, observamos como el agua
asciende hasta una determinada cota que determina el NIVEL FREÁTICO O PIEZOMÉTRICO, coincidente con el límite superior
de la zona saturada del acuífero o manto subterráneo.
Se llama CARGA PIEZOMETRICA O ALTURA PIEZOMÉTRICA en un punto a la distancia vertical entre él y su nivel piezométrico
correspondiente.
Si consideramos dos puntos cualesquiera del mismo manto sus niveles piezométricos han de ser distintos, para que el agua
subterránea adquiera movimiento, ya que ésta se desplaza de los niveles energéticos más altos a los niveles más bajos,
consumándose una pérdida de energía por rozamiento de lo contrario el líquido permanecerá en reposo. A esta diferencia de
nivel se le denomina PÉRDIDA DE CARGA.
Darcy, estudiando la circulación de agua a través de un tubo vertical, lleno de arena, observó que se producirá una pérdida de
carga, ∆H, deduciendo que el caudal Q, por unidad de sección S, es inversamente proporcional a la longitud del camino
recorrido, L, y directamente proporcional a la pérdida de energía y a un coeficiente K, relativo a la naturaleza de la arena.
Q/S = K ∆H/L LEY DE DARCY
El coeficiente K recibe el nombre de COEFICIENTE DE PERMEABILIDAD o CONDUCTIVIDAD HIDRAULICA, aunque en la mayor
parte de las ocasiones se denomina simplemente PERMEABILIDAD.

Si consideramos un tanque relleno de arena,
con un orificio en un extremo inferior, y lo
llenamos de agua, se puede apreciar que entre
dos puntos tenemos una pérdida de carga H1 –
HL = ∆H
La pérdida de carga por unidad de longitud se denomina
GRADIENTE HIDRAULICO, i
i = ∆H/L
magnitud que, como se aprecia, es adimensional

Introduciendo este valor en la Ley de Darcy, tenemos:
Q/S = K ∆H/L = K.i
y como Q/S tiene las dimensiones de una velocidad, podremos escribir la ley de Darcy de la forma siguiente:
V = K.i LEY DE DARCY
Tenemos que:
V = Q/S = K.i
De donde despejamos K
K = Q/S.i PERMEABILIDAD
De esta ecuación deducimos el concepto de PERMEABILIDAD como el caudal de agua que atraviesa la unidad de sección
del acuífero bajo el efecto de la unidad de gradiente hidráulico. Sus dimensiones en el sistema internacional son m/s
aunque lo normal es expresarle en cm/s.
Veamos a continuación los valores que presenta este parámetro:

En rocas muy permeables k > 10-2 m/s
En rocas permeables 10-2 > k > 0' S' r1' I s
En rocas poco permeables lO' <; > k > 10-5 m/s
En rocas impermeables k < 10-5 m/s
Volviendo a la Ley de Darcy, tenemos que: v = Q/S = K.i : Q = S.K.i
y si la sección de superficie presenta un espesor e y una anchura a podremos escribir la ecuación anterior de la forma
siguiente Q = e·a.k.i
Definamos un nuevo parámetro, TRANSMISIVIDAD; T. como el producto del espesor por la permeabilidad, tendremos
una tercera forma de escribir la Ley de Darcy: Q = a.T.i
De donde T = Q/a.i, se define transmisibilidad como el caudal de agua que circula por unidad de anchura, bajo el
efecto de unidad de gradiente hidráulico. Sus dimensiones en e sistema internacional son m2/s.
Este parámetro es el más usado en Hidrogeología, lo que se justifica al observar como un acuífero menos permeable
puede, transmitir mayores caudales si su espesor es mayor que la de otro más permeable y de menor potencia.
Pasemos a ver los valores de la transmisividad en función de sus cualidades transmisoras.
Transmisividad alta T > 10-1 m2/s
Transmisividad media 10-2 > T > 10-4 m2/s
Transmisividad baja T < 10-4 m2/s
En ocasiones emplearemos valores transmisivos m2/hora para manejar así cifras positivas.

PERMEABILIDAD DE LOS TERRENOS ESTRATIFICADOS
No ea raro encontrar terrenos estratificados en los que se presenta una sucesión de capas de distinta permeabilidad, tal y
como ocurre en los acuíferos multicapa.
Considerando el terreno cómo un conjunto, se puede apreciar como varía la permeabilidad al considerar la circulación del
agua paralela a los planos de estratificación o al considerarla perpendicular a ellos (fig. 4)
Si suponemos un flujo horizontal, el caudal transmitido por el
paquete es igual a la suma de los caudales individuales
transmitidos por cada capa.
Tenemos que:
Q = v.S
si sustituimos S por el producto del espesor, L, por la anchura, a,
la fórmula anterior se convierte en:
a.L.v = a.L1.v1 + a.L2.v2 + a.L3.v3 + ……+ a.Ln.vn
Aplicando la Ley de Darcy, tenemos:
L.kh.i = L1.k1.i + L2.k2.i + L3.k3.i + … + Ln.kn.i
ya que, al ser la circulaci6n paralela, podemos considerar que el
gradiente hidráulico es el mismo para los distintos estratos.
Despejando kh tenemos:
Kh = 1/L (L1K1 + L2K2 + … + LnKn) PERMEABILIDAD HORIZONTAL

Si ahora consideramos que el flujo es normal a la estratificación y que los caudales circulan de forma continua, tenemos
que la velocidad de descarga será la misma a través de las distintas capas.
V = v1 = v2 = v3 = … = vn
Y, de acuerdo con la Ley de Darcy tenemos:
V = Kv.i = K1.i = K2 = K3.i = … = Kn.i
Por otro lado, la pérdida de carga total es igual a la suma de las pérdidas de carga parciales en cada estrato:
∆H = ∆H1 + ∆H2 + … +∆Hn
Y, como:
I = ∆H/L
Tenemos que:
I1 = ∆H1/L1; i2 = ∆H/L2; …in = ∆Hn/Ln
Luego:
∆H = i1L1 + i2L2 + i3L3 + … + inLn
En definitiva, el valor de Kv será el siguiente:
Kv = v/i = v.L/∆H = v.L/i1.L1 + i2L2 +… in.Ln
Pero como:
V = K.i
Tenemos que:

Tenemos que:
I1 = v/K1; i2 = v/K2; … : in = v/Kn
Y Kv, se nos convierte en:
Supongamos que tenemos dos capas. En dicho caso los coeficientes de permeabilidad considerados valdrán:
E introduciendo estos valores en la ecuaci6n que relaciona los coeficientes de permeabilidad tendremos:
De donde se deduce que la permeabilidad horizontal es mayor
que la vertical, dato que podemos hacer extensivo al caso de
n capas; comprobándose a menudo que el valor del primero es
del orden de 10 a 20 veces el del segundo.

CALCULO DE LA PERMEABILIDAD.
Existen diversos tipos de aparatos para
medir la permeabilidad en el laboratorio,
bajo la denominación de permeámetros.
Tenemos dos tipos, los de carga constante
y los de carga variable.
El funcionamiento de ambos es similar,
consiste en el establecimiento de una
diferencia de carga que permita la
circulación de agua a través de la muestra.
Los permeámetros de carga constante se
emplean para cálculos de permeabilidad
en terrenos muy permeables. Hay que
determinar la velocidad de descarga v,
para ello se mide el volumen de agua que
pasa por la muestra en un tiempo dado:

Por otro lado, como el gradiente hidráulico es constante, es fácil determinar el valor de la permeabilidad, k:
En cambio, los permeámetros de carga variable se emplean para el cálculo de permeabilidades en terrenos semipermeables. El
ensayo consiste en la colocación de una muestra saturada que ha de ser atravesada por un caudal de agua , cuyo
nivel no va a permanecer estático ya que no vamos a mantener la alimentación (fig.-6)
Determinamos la velocidad de descenso del nivel de agua,
mediante la lectura sobre una probeta graduada, calculándose
el tiempo que tarda en pasar de Hl a H2 • Al igual que
en el, caso anterior:
Q = S.v = S.k.i = S.k ∆H/L
Por otro lado, el volumen que se descarga es igual al
descenso en la. probeta, siempre que la muestra que hemos
colocado esté saturada:
Q.dt = -s.dH
Sustituyendo Q por su valor tenemos que:
S.K ∆H/L dt = -s.dH
Y operando: k. dt = -s/S L dH/H

Si estudiamos la variación de altura en el piezómetro en función del tiempo transcurrido, tenemos que:
En el campo la permeabilidad se determina
mediante ensayos de bombeo. Corno ejemplo
veremos la base teórica del método de DUPUIT
para el cálculo de la permeabilidad en un
acuífero libre.
Para la realización de éste ensayo se realiza un
sondeo o pozo, de diámetro 2r, o se emplea
alguno ya construido, introduciendo una
tubería de bombeo hasta las cotas inferiores
del manto, por la que extraemos agua hasta
conseguir un caudal Q, en régimen
permanente, o lo que es 10 mismo. hasta
lograr un cono de depresión estabilizado en
torno al orificio perforado (.fig.-7)

En un punto determinado del cono de depresi6n, podemos considerar una secci6n cilíndrica que es atravesada por
el caudal extraído.
Q = S.v = 2πRH.v
por otro lado:
i = dH/dR
luego:
Q = 2πRH.k.i = 2πnRH. dH/dR . K
Para el cálculo de la permeabilidad sólo nos falta conocer el valor del radio de influencia, r1, el cual aparece tabulado para
los distintos tipos de acuíferos, en fun´cón de las litologías presentes. En la teoría de ensayos de bombeo, existen diversos
métodos' para un cálculo mas exacto de r1.

COEFICIENTE DE ALMACENAMIENTO
En un manto confinado seria posible la cesión de caudales si se producen simultáneamente dos fenómenos:
- El aplastamiento del acuífero.
- La expansión del agua confinada.
Para comprender expresado anteriormente, estableceremos la simulación de lo ocurrido mediante el modelo siguiente:
supongamos que tenemos un gas comprimido, en el interior de un recipiente, sellado por una tapadera móvil, la cual está
sostenida por un resorte (fig.-8).
La tapa podrá moverse verticalmente, alcanzando su equilibrio cuando su
peso y la carga que pongamos sobre ella sea igual al empuje ejercido por
el gas mas el del resorte.
Al abrir la válvula se produce la liberación y expansión del gas,
descendiendo la tapadera hasta llegar a la nueva posición de equilibrio.
Se define COEFICIENTE DE ALNACENAMIENTO, S, a la cantidad de agua
que cede un prisma de base unidad cuando se le deprime la unidad.
En los acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento coincide con la porosidad
eficaz.
S es un coeficiente adimensional.

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Clasificación de las formaciones geológicas según su comportamiento hidrogeológico
Acuífero [aquifer]1 (del latín fero, llevar).‐ Formación geológica que contiene agua en cantidad apreciable y que permite que
circule a través de ella con facilidad.
Ejemplos: Arenas, gravas. También granito u otra roca compacta con una fracturación importante.
Acuicludo [aquiclude] (del latín cludo, encerrar).‐ Formación geológica que contiene agua en cantidad apreciable y que no
permite que el agua circule a través de ella .
Ejemplo: Limos, arcillas. Un m3 de arcillas contiene mas agua que el mismo volumen de arenas, pero el agua esta atrapada,
no puede salir por gravedad, y por tanto no podrá circular en el subsuelo ni en condiciones naturales ni hacia un pozo que
esté bombeando.
Acuitardo [aquitard] (del latín tardo, retardar, impedir).‐ Formación geológica que contiene agua en cantidad apreciable pero
que el agua circula a través de ella con dificultad.
Evidentemente se trata de un concepto intermedio entre los dos anteriores.
Ejemplos: Arenas arcillosas, areniscas, rocas compactas con alteración y/o fracturación moderadas.
Acuífugo [aquifuge] (del latín fugo, rechazar, ahuyentar).‐ Formación geológica que no contiene agua porque no permite que
circule a través de ella.
Ejemplo: granito o esquisto inalterados y no fracturados.
De estas cuatro denominaciones, es la menos utilizada.
No se trata de definiciones en sentido estricto, ya que no tienen unos límites precisos que permitan delimitar si una
formación concreta se incluye o no en la definición, pero son términos utilizados constantemente en la bibliografía
hidrogeológica (el primero de ellos usado en el lenguaje común)

En una región sin mejores recursos, una formación de la que una captación pudiera extraer 0,5 litros/seg. se denominaría
“acuífero”, y su explotación sería interesante. En cambio, en una zona con buenos acuíferos, esa formación se denominaría
“mal acuífero” o “acuífero pobre” o “acuitardo”, y probablemente una perforación con ese caudal se cerraría.
Unidad hidrogeológica (en inglés, a veces “sistema hidrogeológico”) es un conjunto de formaciones geológicas cuyo
funcionamiento hidrogeológico conviene considerar conjuntamente. Dentro de la unidad podrá haber uno o varios acuíferos y
quizá acuitardos o acuicludos entre ellos. Se consideran una unidad porque están conectados de modo que su funcionamiento
(entradas, salidas, balance) hay que estudiarlo de un modo conjunto.
Esta agrupación de formaciones es relativamente subjetiva, depende de la escala y de los objetivos del trabajo. Una unidad
puede subdividirse en unidades menores.
Porosidad total y eficaz
Porosidad total [porosity] (mt):
mt = Volumen de huecos / volumen total
Puede expresarse en % o en tanto por 1 (en cualquier caso es adimensional). Es decir que 28% es equivalente a 0,28, pero
dejando claro cómo se está expresando, porque también puede existir una porosidad extremadamente baja del 0,28%
Porosidad eficaz [specific yield] (me):
me = Volumen de agua drenada por gravedad / volumen total
El numerador de esta expresión representa el volumen de los poros que se ha vaciado. Se
expresa igual que la porosidad total (% o en tanto por 1).
Retención específica: Diferencia entre los dos parámetros anteriores.

Ejemplo (figura 1):
Disponemos de 1 m3 de arena seca, le introducimos agua hasta que esté completamente saturado (todos los poros llenos
de agua). Supongamos que para ello hemos necesitado 280 litros. Después dejamos que el agua contenida escurra
libremente; supongamos que recogiéramos 160 litros.
Evidentemente los 120 litros que faltan se han quedado mojando los granos.
Con estos datos podemos calcular:
1 m3 = 1000 dm3 = 1000 litros
mt = 280 /1000 = 0,28 = 28%
me = 160 / 1000 = 0,16 = 16%
Retención específica = 0,28 ‐ 0,16 = 0,12 ≈ 12%.
Fig.1.- Ejemplo de porosidad eficaz por
drenaje. Este volumen es el
Fig.2.- El agua adherida a los granos no puede
ser extraída y tampoco forma parte de la
sección disponible para el flujo

Porosidad eficaz para el flujo [effective porosity]
También se define la porosidad eficaz como el volumen de huecos disponible para el flujo respecto del volumen total.
Aproximadamente son cantidades equivalentes:
el agua que queda adherida a los granos y que no puede extraerse tampoco permite el flujo:
En la figura 2 representamos en rayado el agua adherida a los granos; los huecos que quedan (en blanco en el dibujo)
representan tanto el agua extraíble como la sección utilizable por el flujo del agua subterránea.
La diferencia entre ambas porosidades eficaces serían “las calles sin salida”, grupos de poros que disponen de posible salida
del agua que contienen, pero no por ambos lados para permitir el flujo a través de ellos.

Porosidad intergranular y por fisuración
Al hablar de porosidad, intuitivamente se piensa en los poros de un material detrítico, como unas arenas. Pero las rocas
compactas también pueden contener cierta proporción de agua en su interior en sus fisuras. Normalmente, estas fisuras son
fracturas producidas por esfuerzos tectónicos, pero pueden deberse a otras causas: enfriamiento (rocas volcánicas), planos
de descompresión o discontinuidades sedimentarias, etc. Tras su formación, estas fisuras pueden ser ocluidas por los
minerales arcillosos resultantes de la alteración, o por el contrario la disolución hace aumentar la abertura, a veces hasta
formar amplios conductos (especialmente en calizas)..
Las escalas señaladas en el dibujo son meramente
indicativas, para mostrar que la porosidad por fisuración
se presenta a escalas muy diversas.
También se habla de porosidad primaria y secundaria. Se
denomina porosidad primaria a la que resulta al originarse
la formación geológica; porosidad secundaria será
cualquier abertura que se produzca posteriormente.
Los poros de unas arenas son porosidad primaria. Las
fracturas que se producen en una roca compacta debido a
esfuerzos tectónicos son porosidad secundaria. En
ocasiones se presentan los dos tipos en la misma
formación geológica (porosidad dual): una arenisca
presenta porosidad primaria entre los granos y porosidad
secundaria a través de las fracturas u otros planos de
discontinuidad de la roca.

Factores
Tanto la porosidad total como la eficaz dependen de:
 La heterometría: los finos ocupan los poros que dejan los
gruesos y la porosidad disminuye.
 La forma y disposición de los granos.
 La compactación, cementación y recristalización, que van a ir
disminuyendo la porosidad
En el caso de la porosidad intergranular, la porosidad total no
depende del tamaño de grano (piénsese que el porcentaje de
huecos en el dibujo anterior sería el mismo si lo reprodujéramos
ampliado o reducido). En cambio la porosidad eficaz sí se ve muy
afectada por el tamaño de grano: si es más fino, la retención
específica aumenta.
En la figura 4 se muestra la variación de la porosidad total y eficaz
en función de la granulometría para materiales no consolidados.
La porosidad total es máxima para las arcillas, pero la eficaz es
casi nula. La “porosidad eficaz” aquí se refiere a specific yield
(porosidad eficaz para drenaje).

En las numerosas reproducciones de este gráfico, en el eje horizontal a veces
figura el diámetro 10% y otras veces el diámetro medio). Como en ningún caso se
indica el grado de heterometría de los materiales, podemos suponer que este
famoso gráfico nos aporta solamente una información cualitativa, no cuantitativa.
También puede estimarse la porosidad eficaz en el triángulo arenas‐limos‐arcillas
de la figura 5 (Johnson, 1967, p. D8).
En ambos gráficos, la “porosidad eficaz” se refiere a specific yield (porosidad
eficaz para drenaje).
La porosidad también puede estimarse mediante la expresión:
m = 0,255 -(1 + 0,83u )
u = d60 / d10
d60, d10 = tamaños de grano por debajo de los cuales se encuentran el 60% y el
10% del peso del material..
La porosidad por fracturación está determinada por la historia tectónica de la zona y por la litología; es decir: cómo cada tipo
de roca ha respondido a los esfuerzos. Como se indicaba más arriba, en este tipo de porosidad es determinante la posible
disolución de la fractura o, por el contrario, la colmatación por minerales arcillosos o precipitación de otros minerales.

Superficie freática. Acuíferos colgados
Los poros o fisuras del terreno están llenos de agua (“saturados”) hasta
un determinado nivel que se denomina superficie freática [water
table], siempre que exista infiltración procedente de las
precipitaciones. Cuando esta superficie es cortada por un pozo, en éste
el nivel del agua coincidirá con la superficie freática: se habla del nivel
freático en ese punto.
El concepto de superficie freática no es tan simple: sobre ella existe
una franja de terreno saturada (poros llenos de agua), ya que el agua
ha ascendido por capilaridad. El espesor de esta franja capilar puede
ser inapreciable en gravas hasta alcanzar varios metros en arcillas.
La superficie freática es la superficie formada por los puntos con una
presión igual a la presión atmosférica.
En B, la presión del agua es igual a la presión atmosférica; por encima (punto A) la presión es inferior a la atmosférica: por
eso el agua asciende succionada contra la gravedad; y por debajo (C) es superior, ya que soporta la presión de la columna de
agua BC.
En general, se denomina zona saturada a la parte del subsuelo que se encuentra por debajo de la superficie freática, y en la
que todos los poros o fisuras están llenos de agua.
Por encima de la superficie freática hablamos de zona no saturada, aunque en ella pueden existir poros húmedos o incluso
saturados (además de la franja capilar ya explicada, por ejemplo, masas de agua que están descendiendo por gravedad
procedentes de precipitaciones recientes).

La superficie freática en una región es continua
y suele presentar una forma similar a la
topografía, pero suavizada (figura 7.a). Esto
necesita una cierta infiltración procedente de
las precipitaciones y que no exista
sobreexplotación (extracción por bombeos
excesiva).
A veces, cuando la superficie freática regional
se encuentra a cierta profundidad y existe un
nivel impermeable que lo sustente, se producen
acuíferos colgados [perched aquifers],
normalmente de dimensiones reducidas y sin
gran importancia dentro de los recursos
hídricos de la región (figura 7.b).

Tipos de acuíferos: libres, confinados y semiconfinados.
Se denominan acuíferos libres [unconfined aquifers] aquellos que su límite superior (la
superficie freática) está a presión atmosférica. Si extraemos agua, descenderá la
superficie freática igual que desciende el nivel cuando extraemos agua de una piscina.
En cambio, en los acuíferos confinados [confined aquifers] su límite superior se
encuentra a presión superior a la atmosférica: es una capa impermeable; si extraemos
agua de él, ningún poro se vacía, la extracción procede de la descompresión del agua
y en menor medida de la compresión de la matriz sólida. Si esa compresión del acuífero
es notoria y no es reversible, llegarán a producirse asentamientos y subsidencia del
terreno.
Si se perfora un sondeo y la perforación alcanza la superficie freática de un acuífero
libre, el nivel del agua en la perforación permanece en el mismo nivel en que se cortó.
Es tan simple como cuando en la playa abrimos un hoyo con las manos, y en el fondo
aparece agua, ya que la arena de la playa está saturada hasta la altura del nivel del mar.
En cambio, cuando una perforación alcanza el techo de un acuífero confinado, el nivel
del agua dentro de la perforación puede subir varios metros.
Mientras que en los acuíferos confinados el espesor es fijo (es el espesor de la formación geológica que constituye el
acuífero), en los acuíferos libres se habla de espesor saturado, (hasta la superficie freática), que puede variar si sube o baja
la superficie freática.
La superficie virtual formada por los puntos que alcanzaría el agua si se hicieran infinitas perforaciones en el acuífero, se
denomina superficie piezométrica [piezometric surface], y en un punto concreto, en un pozo, se habla de nivel piezométrico
(en griego: piezo = presión)

Cuando la superficie piezométrica está por encima de la superficie topográfica, se producen los
sondeos surgentes [flowing well].
La denominación “pozo o sondeo artesiano” [artesian well] es equívoca. Para algunos autores
artesiano es sinónimo de confinado y para otros de surgente, por lo cual es mejor evitarla La
surgencia no es un indicador de la productividad de la captación: un sondeo surgente al ser
bombeado puede proporcionar un caudal mínimo que lo haga inexplotable. La surgencia refleja la
altura de la presión del agua (veremos después que no es exactamente la presión, sino el ʺpotencial
hidráulicoʺ), mientras que el caudal que puede proporcionar el sondeo depende de la Transmisividad
y del Coeficiente de Almacenamiento (que veremos en el siguiente apartado).
Más frecuentes que los acuíferos confinados perfectos son los acuíferos semiconfinados [leaky
aquifer].
Son acuíferos a presión (por tanto entrarían en la definición anterior de acuíferos confinados), pero que alguna de las capas
confinantes son semipermeables, acuitardos, y a través de ellas le llegan filtraciones o rezumes (en inglés: leak = rezume)
Vemos en la figura adjunta un acuífero libre y un semiconfinado separados por un acuitardo. Se aprecia que el nivel del agua
en el libre es mas alto que en el sondeo que corta el acuífero profundo (la entubación de este sondeo solo estaría ranurada
en el acuífero inferior). Por tanto, aunque la permeabilidad del acuitardo sea muy baja, se producirá un flujo de agua a través
del mismo hacia abajo.
Si el sistema se mantuviera estable, sin alteraciones desde el exterior durante el tiempo suficiente, el flujo a través del
acuitardo equilibraría los niveles, la superficie freática y piezométrica se superpondrían y cesaría el flujo (no habría gradiente
hidráulico que obligara al agua a circular). Pero una situación como la del dibujo puede mantenerse indefinidamente debido a
la explotación del acuífero inferior o a la llegada de agua al superior por infiltración de las precipitaciones.
No siempre la alimentación debe llegarle desde arriba: si bajo el semiconfinado hubiera otro acuitardo, y más abajo un
acuífero con una presión mayor, se produciría una filtración vertical ascendente..

Coeficiente de almacenamiento.
Hemos visto que el volumen de agua que proporciona un acuífero libre se puede
calcular mediante la porosidad eficaz.
Pero este parámetro no nos sirve en el caso de los acuíferos confinados: cuando
proporcionan agua, ya que todos sus poros continúan saturados, sólo disminuye
la presión, de modo que el dato de la porosidad eficaz no indica nada.
Necesitamos un parámetro que indique el agua liberada al disminuir la presión
en el acuífero: el Coeficiente de almacenamiento (S) [Storativity] que se define
así:
En la figura (a) vemos una columna de 1 m2 de base de una acuífero confinado, en la que la superficie piezométrica ha
bajado 1 m. El pequeño volumen de agua obtenido es S.
Esta definición refleja también el concepto de porosidad eficaz: en la figura (b) una columna de 1 m2 de base de un
acuífero libre en la que la superficie freática ha bajado un metro; el volumen de agua obtenido es la porosidad eficaz
(specific yield). Pero son dos conceptos distintos:
En el libre, sólo aporta agua (por vaciado) el m3 superior, entre las dos posiciones sucesivas de la superficie freática.
En el confinado aporta agua (por descompresión) toda la columna vertical de acuífero; por tanto, su magnitud depende del
espesor geológico del acuífero.

Un concepto distinto es el Almacenamiento específico [Specific Storage] (Ss) que es el volumen liberado por 1 m3 de acuífero
confinado (no por toda la columna de acuífero) al descender 1 m. la superficie piezométrica.
Por tanto: Ss = S / espesor En la práctica ser utiliza el coeficiente de almacenamiento, S (Storativity), ya que es el parámetro
que nos indica el agua que podemos obtener de acuíferos confinados y semiconfinados. El valor de Ss se utiliza, por ejemplo
en MODFLOW.
El Almacenamiento específico (Specific Storage, Ss) es igual a: Ss = g.ƿ(α + m.β)
donde:
g =gravedad; ƿ = densidad del agua; m = porosidad;
α = compresibilidad de la matriz sólida del acuífero
β = compresibilidad del agua
El coeficiente de almacenamiento es, como la porosidad eficaz, adimensional (volumen / volumen), y los valores que presenta
son mucho más bajos en los confinados perfectos que en los semiconfinados. Los valores típicos serían éstos:

Permeabilidad y transmisividad.
Permeabilidad es un concepto
común y no haría falta definirlo: la
facilidad que un cuerpo ofrece a ser
atravesado por un fluido, en este
caso el agua.
En Hidrogeología, la permeabilidad
(o mejor: conductividad hidráulica,
K) es un concepto más preciso. Es
la constante de proporcionalidad
lineal entre el caudal y el gradiente
hidráulico:
Veremos esto en detalle más adelante. Baste aquí comprender que el gradiente es como la pendiente que obliga a una bola
rodar por un plano inclinado. En este caso, obliga al agua a circular a través del medio poroso, y, lógicamente, a mayor
gradiente, circulará mayor caudal.
La ecuación anterior es la Ley de Darcy, y la citamos aquí sólo para definir el concepto de permeabilidad (o conductividad
hidráulica) y obtener sus unidades: despejando en la fórmula anterior se comprueba que las unidades de K son las de una
velocidad (L/T). En el Sistema Internacional serían m/seg., pero para manejar números más cómodos, por tradición se continúa
utilizando metros/día. En Geotecnia y otras ramas de ingeniería se utiliza el cm/s.

Transmisividad
Si observamos el dibujo
intuimos que los dos
estratos acuíferos deben
proporcionar el mismo
caudal: la conductividad
hidráulica del derecho es
la mitad que el izquierdo,
pero su espesor es el
doble.
Efectivamente, el parámetro que nos indica la facilidad del agua para circular horizontalmente por una formación geológica
es una combinación de la Conductividad Hidráulica y del espesor:
Transmisividad = Conductividad hidráulica ∙ Espesor
Como las unidades de la Conductividad Hidráulica son L/T y las del espesor L, las unidades de la Transmisividad serán L2/T.
Por ejemplo: m2/día, o cm2/seg.
En el ejemplo mostrado en el dibujo anterior, la transmisividad en ambos casos sería de 150 m2/día.
 La transmisividad es variable en acuíferos libres:
 En un confinado su espesor es constante, luego la Transmisividad también es constante.
 En un acuífero libre su espesor saturado varía con las oscilaciones de la superficie freática (por ejemplo,
invierno‐verano), con lo que varía también su transmisividad.

Porosidad.
La porosidad o fracción de huecos es una medida de espacios vacíos en un material, y es una fracción del volumen de huecos
sobre el volumen total, entre 0-1, o como un porcentaje entre 0-100 %. El término se utiliza en varios campos, incluyendo
farmacia, cerámica, metalurgia, materiales, fabricación, ciencias de la tierra, mecánicas de suelos e ingeniería.
Porosidad en suelos
En edafología, la porosidad de un suelo viene dada por el porcentaje de huecos existentes en el mismo frente al volumen
total. A efectos prácticos se calcula a partir de las densidades aparente y real del suelo:
https://es.wikipedia.org/wiki/Porosidad

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