MASTER UNIVERSITARIO EN INGENIERÍA DEL AGUA MAESTRÍA DE LAS AMÉRICAS

CLASE: HIDROGEOLOGÍA: TIPOS DE ACUÍFEROS JORGE MOLINERO HUGUET Profesor Área de Ingeniería del Terreno Universidade de Santiago de Compostela

Sevilla, 7 de Julio de 2005

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1. INTRODUCCIÓN

En general, se conoce como acuíferos a aquellas formaciones geológicas

que, estando completamente saturadas, son capaces de almacenar y transmitir cantidades importantes de agua. Por lo tanto, los acuíferos se caracterizan por poseer una permeabilidad significativa así como por una extensión y espesor considerables.

Según Custodio y Llamas (1983) un acuífero, o embalse subterráneo, es

“aquel estrato o formación geológica que permitiendo la circulación del agua por sus poros o grietas, hace que el hombre pueda aprovecharla en cantidades económicamente apreciables para subvenir a sus necesidades”. Esta definición, muy arraigada en la comunidad científico-técnica hidrogeológica, introduce una componente económica que confiere un carácter relativo al significado de acuífero. En efecto, una misma formación geológica capaz de suministrar unos caudales, pongamos por caso, de unos pocos litros por segundo, sería clasificada de una manera muy diferente en una región densamente poblada de un país del norte de Europa que en una pequeña población de una región extremadamente árida del continente africano, por ejemplo. Esto hace que la definición de acuífero trascienda los límites puramente geológicos e hidráulicos para adentrarse en el campo de lo “político”. Este carácter relativo del concepto de acuífero, puede plantear problemas (y de hecho los plantea) a la hora de planificar y gestionar los recursos hídricos debido a que, por ejemplo en el caso de un país como España, se dan circunstancias geológicas, climáticas, demográficas y económicas muy diversas entre sus regiones que hacen que una única definición “política” de acuífero pueda no ser válida u operativa para todo el territorio. Este hecho propicia la aparición de situaciones paradójicas como la que existe en la Comunidad Autónoma de Galicia, donde según el Instituto Geológico y Minero de España apenas existen unidades acuíferas, mientras que el mismo organismo cifra en más de 300.000 los puntos de aprovechamiento de aguas subterráneas.

Al margen de las consideraciones apuntadas anteriormente y, como punto

de partida para el tema que vamos a abordar, las diferentes formaciones geológicas se pueden clasificar en función de su capacidad para almacenar y transmitir agua. De esta forma se habla de:

a) Acuíferos (del latín “aqua” = agua y “fero” = llevar), que son aquellas

formaciones geológicas capaces de almacenar y transmitir agua. b) Acuitardos (del latín “tardare” = retardar), que son aquellas

formaciones semipermeables que, conteniendo agua incluso en grandes cantidades, la transmiten muy lentamente.

c) Acuicludos (del latín “claudere” = cerrar), que consisten en aquellos estratos o formaciones porosas pero impermeables y que, por lo tanto, pueden almacenar agua pero no la transmiten a su través.

d) Acuífugos (del latín “fugere” = huir), que serían rocas con porosidad nula y, por lo tanto, incapaces de almacenar y transmitir el agua.

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En realidad, no existen formaciones geológicas completamente impermeables. Piénsese en materiales artificiales como el hormigón, por ejemplo, que siempre presentan una cierta capacidad para transmitir agua, aunque sea de manera extremadamente lenta. Por otra parte, tampoco existen formaciones geológicas con porosidad nula, en todo caso será muy pequeña y, además, todos los materiales son susceptibles de deformarse ante un campo de esfuerzos determinado alcanzando una rotura frágil y, por lo tanto, desarrollando sistemas de fisuras que conllevan un aumento en el volumen de huecos (porosidad secundaria). Por lo tanto, es más correcto referirse a los acuífugos y acuicludos como formaciones de baja o muy baja permeabilidad en lugar de cómo formaciones impermeables.

Se concluye que, en sentido estricto, sólo existirían en la naturaleza

acuíferos y acuitardos, puesto que acabamos de afirmar que no es posible encontrarnos con formaciones geológicas de porosidad o permeabilidad nula aunque, sin embargo, la clasificación de las formaciones hidrogeológicas que se apuntó anteriormente no sólo es aceptable, sino muy utilizada en la práctica hidrogeológica habitual. La Tabla 1 muestra algunos ejemplos de formaciones hidrogeológicas y sus rangos típicos de porosidad y permeabilidad.

Tabla 1. Algunos tipos de formaciones hidrogeológicas y rangos característicos de porosidad y permeabilidad de las mismas.

Tipo de formación

hidrogeológica Ejemplos Rangos de

permeabilidad Rangos de porosidad

Acuífero • Formaciones aluviales con gravas y arena • Formaciones calizas karstificadas

1 – 1000 m/día

10% - 30%

Acuitardo • Formaciones aluviales con arenas muy finas, limos y arcillas. • Formaciones margosas

0,1 – 0,001 m/día

20% - 40%

Acuicludo • Formaciones arcillosas

10-4 – 10-7 m/día > 40%

Acuífugo • Rocas ígneas y metamórficas “sanas” • Formaciones carbonatadas sin fisuración ni karstificación

< 10-6 m/día

< 0,1%

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2. TIPOS DE ACUÍFEROS DESDE EL PUNTO DE VISTA HIDRÁULICO Atendiendo al comportamiento hidráulico de las formaciones geológicas, así

como a su posición estructural en el terreno, se distinguen tres tipos principales de acuíferos (Figura 1):

a. Acuíferos libres b. Acuíferos confinados c. Acuíferos semiconfinados

Figura 1. Tipos de acuíferos según su funcionamiento hidráulico. Si la capa confinante que se encuentra en el techo del acuífero inferior fuese un acuitardo

(en lugar de un acuicludo o acuífugo), entonces dicho acuífero sería semiconfinado.

Los acuíferos libres son aquellos en los que el nivel superior de saturación se encuentra a presión atmosférica. A la superficie piezométrica de un acuífero libre se le denomina superficie freática. Por esta razón, los acuíferos libres son también conocidos como “acuíferos freáticos”. Por lo tanto, la superficie freática es una superficie “real” que delimita el acuífero libre (por debajo) de la zona vadosa (por encima).

Los acuíferos confinados (o acuíferos cautivos) corresponden a formaciones geológicas permeables, completamente saturadas de agua, confinadas entre dos capas o estratos que podemos asumir como impermeables, ya sean acuífugos o acuicludos (Figura 1).

Techo del acuífero confinado Acuífero confinado

Acuífero libre

Acuífero Libre

Pozo artesiano en el acuífero confinado

Pozo no surgente en el acuífero confinado

Pozo en el acuífero libre

Acuicludo o

Acuífugo

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Los acuíferos semiconfinados corresponden a situaciones similares a las que presentan los acuíferos confinados pero con la particularidad de que el estrato confinante corresponde a un acuitardo, en lugar de a un acuífugo o acuicludo. Por lo tanto, los acuíferos semiconfinados pueden recibir una cierta recarga, también llamada goteo, a través de la capa semipermeable que los confina.

Por último, se habla de acuíferos colgados (“perched aquifers” en la

literatura anglosajona), para hacer referencia a acumulaciones de agua subterránea de escasa continuidad lateral situadas por encima del nivel freático principal (Figura 2). Este tipo de acuíferos (conocidos vulgarmente como “bolsas de agua”) deberán corresponder, en sentido estricto, a alguno de los tres tipos de acuíferos citados anteriormente. Sin embargo, debido a sus pequeñas dimensiones es habitual clasificarlos por separado. Los acuíferos colgados son frecuentes en formaciones geológicas detríticas (especialmente de origen aluvial y fluvial) en las que podemos encontrarnos con depósitos (“lentejones”) de materiales poco permeables (limos y arcillas) inmersos en un material granular de mayor permeabilidad (Figura 2). Con cierta frecuencia, estos acuíferos colgados son los responsables de la alimentación de pequeños manantiales, los cuales, suelen presentar fuertes variaciones estacionales de caudal.

Figura 2. Esquema ilustrativo para el concepto de acuífero colgado.

Estas situaciones son relativamente frecuentes en formaciones detríticas en las que, por encima del nivel freático principal existen “lentejones” arcillosos y/o

limosos sobre los que se desarrolla un nivel freático local. (Modificado de Plummer, Mc Geary y Carlson, 1999. “Physical Geology”. Mc Graw-Hill).

A continuación describiremos brevemente las características más

relevantes de los diferentes tipos de acuíferos.

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2.1

Acuíferos libres

Los acuíferos libres, no confinados o freáticos (“water table aquifers” en la literatura anglosajona) son aquellos en los que, como adelantábamos anteriormente, existe una superficie libre del agua subterránea que está a presión atmosférica (Figura 3). Esta superficie del agua a presión atmosférica es lo que se conoce como superficie freática y constituye el límite superior del acuífero libre.

Al contrario de lo pudiera parecer en un principio, la superficie freática

no constituye el límite entre la zona del terreno totalmente saturada en agua y la zona parcialmente saturada. Por encima de la superficie freática se sitúa una porción de terreno cuyos poros están completamente ocupados por agua (y por tanto totalmente saturados) pero que, sin embargo, se encuentran a presión menor que la atmosférica. Esta porción del terreno se conoce como la zona o franja capilar (Figura 3) y no pertenece al acuífero libre, puesto que el agua de esta franja del terreno se encuentra retenida por tensión superficial. El espesor de esta franja capilar varía en función del tamaño de los poros, como veremos a continuación.

Figura 3. Bloque diagrama tridimensional de un acuífero libre. El límite superior del acuífero viene dado por la posición del nivel freático. Por encima

de éste, se sitúa la zona capilar que, aunque está totalmente saturada se caracteriza por contener agua a presión menor que la atmosférica. (Modificado

de UK-Groundwater Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS.).

Agua del suelo edáfico

Agua de la zona capilar

Nivel freático

Agua del acuífero

Zona Vadosa

Acuífero libre

Zona parcialmente saturada

Zona totalmente saturada

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El ascenso capilar del agua se debe al fenómeno de la tensión superficial, que sucede por los desequilibrios de fuerzas que se dan entre las diferentes fases del suelo (sólido, líquido y gas). El ejemplo clásico para ilustrar el ascenso capilar en un medio poroso es el del terrón de azúcar en contacto con el café. Probablemente todos hemos experimentado cómo el terrón se satura completamente sin necesidad de introducirlo físicamente dentro de la taza. Cuando colocamos un tubo de vidrio muy fino (con un diámetro d) en contacto con una superficie libre de agua, observamos que el agua asciende por dentro del tubo hasta alcanzar una posición de equilibrio por encima de dicha superficie libre (Figura 4). A la altura que alcanza el agua dentro del tubo se le llama “altura de ascenso capilar” (hc). Figura 4.

= 2

4dhW wc

πγ

Esquema ilustrativo del experimento del ascenso capilar en un tubo fino de vidrio, cuando éste es sumergido en un recipiente con una lámina libre

de agua a presión atmosférica.

El menisco característico que se forma dentro del tubo de vidrio se debe al equilibrio de fuerzas existentes en el sistema, que viene dado por:

La fuerza “hacia abajo” debida al peso de la columna de agua que

será:

siendo γw el peso específico del agua. La fuerza “hacia arriba” (F), que será la componente vertical de la

reacción del menisco (por la tensión superficial T) contra el perímetro del tubo:

dTF παcos= siendo α el ángulo entre la dirección de la tensión superficial y la vertical.

d

hc

T α

W

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Puesto que el sistema está en equilibrio, el sumatorio de fuerzas deberá ser nulo o, lo que es lo mismo: W = F

Si tomamos como positivo el sentido descendente, tenemos que:

[ ] 0cos4

2 =−

dTdh wc παπγ

Por lo tanto, despejando el valor de la altura capilar (hc) nos queda:

αγ

cos4d

Thw

c −=

Como se puede observar en la expresión deducida, la altura de ascenso

capilar tiene un valor negativo (puesto que hemos adoptado el signo positivo como descendente) y, su valor es inversamente proporcional al diámetro del tubo.

En el caso de un tubo de vidrio liso (sin rugosidades) y agua muy pura

(destilada), el ángulo α tiende a cero y, por lo tanto, su coseno tiende a la unidad con lo que, podríamos aproximar el valor del ascenso capilar como:

dThw

c γ4

−=

Si adoptamos valores estándar para parámetros físicos del agua, como

por ejemplo: T = 7,3 x 10-2 N/m ρw = 1 x 103 Kg/m3 g = 9,81 m/s2

y los substituimos en la expresión anterior, nos queda que:

)(

103)(5

mendxmenhc

−

−=

Por supuesto, los intersticios de un medio poroso no están formados por

tubos lisos de vidrio (ni mucho menos), pero se ha comprobado (Das, 1999) que la expresión anterior aplicada a un medio poroso es válida para calcular el orden de magnitud de la zona de ascenso capilar. De esta forma, si entramos en la expresión anterior con los valores de tamaños de poros de diversas arenas obtendríamos que:

Para una arena gruesa (con poros de 1 mm de diámetro); hc = 0,03 m Para una arena muy fina (poros de 0,05 mm) ; hc = 0,6 m

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Podemos extraer como conclusión que en el caso de acuíferos libres formados por materiales granulares gruesos (gravas y arenas gruesas), la zona de ascenso capilar tendrá un espesor de unos pocos centímetros o incluso milímiteros, por lo que podemos asumir sin cometer demasiado error que la superficie freática es el límite entre la zona totalmente saturada (por debajo) y la zona parcialmente saturada (por encima). Sin embargo, en el caso de materiales más finos (como arenas muy finas o limos), la zona de ascenso capilar puede tener un espesor de varios decímetros y, por lo tanto, por encima de la posición del nivel freático tendremos una espesor considerable de terreno completamente saturado en agua, aunque dicha agua no fluirá por el terreno (ni hacia los pozos). El agua que asciende por capilaridad contiene sales disueltas que, debido a la evaporación o evapotranspiración, pueden llegar a precipitar formando costras e, incluso, llegando a salinizar completamente los suelos. Este proceso es relativamente frecuente en zonas áridas y semiáridas en las que el nivel freático se encuentra próximo a la superficie. La formación de caliches responde también a un fenómeno similar. Cuando perforamos un pozo o un sondeo en un acuífero libre, el nivel del agua dentro de la perforación nos indicará la posición del nivel freático en ese punto. Al realizar un bombeo desde dicho pozo, el agua que extraemos proviene directamente del vaciado de los poros del acuífero. Al bombear el agua generamos un abatimiento del nivel freático y, por lo tanto, se observará un descenso del nivel del agua, tanto en el pozo como en la parte del acuífero situado en el entorno del pozo. A este abatimiento del nivel freático que se produce al bombear agua desde un pozo se le denomina cono de descensos. La Figura 5 muestra un esquema del cono de descensos que se produce en un acuífero libre al bombear agua desde un pozo.

Figura 5. Esquema del cono de descensos producido al bombear agua desde un pozo perforado en un acuífero libre. (Modificado de UK-Groundwater

Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS. ).

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La magnitud de los descensos en el nivel freático producidos por el bombeo de agua desde un pozo depende, fundamentalmente, del caudal de agua extraído y de los parámetros hidráulicos del acuífero (permeabilidad y coeficiente de almacenamiento). El cálculo del cono de descensos es relativamente sencillo, aunque excede los objetivos del presente texto. Habitualmente, los acuíferos libres se encuentran en conexión hidráulica con los cursos de agua superficiales. Si se produce un flujo de agua desde el acuífero hacia el río, se habla de un río efluente (también conocido como río drenante o río ganador; Custodio y Llamas, 1983). En muchos de estos casos, los acuíferos libres constituyen la principal fuente de aporte de agua a dichos ríos. Cuando se producen bombeos de agua en pozos cercanos a los cauces superficiales, puede darse el caso de que el cono de descensos producido por el bombeo alcance la posición del río, afectando al caudal superficial y, por lo tanto, produciendo un impacto en el río que podría ser relevante. En el caso de bombeos de gran caudal, puede suceder incluso que se genere un abatimiento del nivel freático tal que se invierta el sentido del gradiente hidráulico. En dicha situación, el río pasaría a ser influente (es decir, el río aportaría agua al acuífero libre). A los ríos influentes también se les denomina ríos infiltrantes (Custodio y Llamas, 1983). La Figura 6 ilustra un ejemplo de un río efluente que, debido al establecimiento de un bombeo próximo pasa a ser influente.

Figura 6. Ejemplo de un río influente en condiciones naturales que es afectado

por el bombeo de un pozo próximo. Al bombear agua desde el pozo, se produce un abatimiento del nivel freático que provoca que el río pase a ser

efluente (el río pasa de ser “ganador” a ser “perdedor”).

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2.2

a) La descompresión del agua intersticial

Acuíferos confinados Como apuntamos al inicio del presente apartado, los acuíferos confinados o cautivos (“confined aquifers” en la literatura anglosajona) corresponden a formaciones geológicas, completamente saturadas de agua, confinadas entre dos capas o estratos que podemos asumir como impermeables. Por lo tanto, en estos casos el agua del acuífero está sometida a una presión de confinamiento, que será la suma de la presión hidrostática más la presión litostática de la capa impermeable (y del resto del terreno suprayacete, si lo hubiera) más la presión atmosférica. En la Figura 1 se mostró un esquema que ilustra la disposición estructural de un acuífero confinado. Como se puede observar en la Figura 1, aunque la formación acuífera permanezca confinada a lo largo de grandes extensiones es habitual que, en alguna parte, aflore en la superficie, convirtiéndose entonces en un acuífero libre. Es en estas zonas aflorantes donde los acuíferos confinados suelen recibir la mayor parte de su recarga procedente, en general, de la infiltración del agua de lluvia. Al perforar un pozo en un acuífero confinado, el agua ascenderá rápidamente por el pozo hasta alcanzar la posición del nivel piezométrico del acuífero en dicho punto. El nivel que alcanza el agua en el pozo no se corresponde con un nivel freático, como era el caso de los acuíferos libres, sino con el nivel piezométrico, que no es una interfaz física sino que, más bien, se podría definir como aquella superficie “virtual” que nos marca la posición a la que llegaría el agua en los pozos si éstos penetrasen en la formación confinada. Si el nivel piezométrico se sitúa por encima de la superficie del terreno, el agua desbordará por la boca del pozo formando lo que se conoce como pozo surgente o artesiano (por la región francesa de Artois, donde este tipo de pozos surgentes son muy característicos; ver Figura 1). Cuando se bombea desde un pozo que capta un acuífero confinado, el agua que se extrae no proviene del vaciado de la porosidad, puesto que el estrato confinado permanece siempre completamente saturado de agua. En estos casos, el volumen de agua extraído proviene de:

b) La compresión o consolidación del terreno debido al descenso en la presión del agua.

En efecto, al extraer agua del acuífero confinado se produce un

descenso del nivel piezométrico y, por lo tanto, se reduce la presión del agua intersticial en la formación confinada (Figura 7). Puesto que el acuífero confinado tiene una columna litológica por encima (cuyo peso no varía), la reducción de la presión intersticial provoca una consolidación del acuífero, que no es otra cosa que una reducción de la porosidad. Esta reducción en el volumen de huecos conlleva necesariamente la expulsión de un volumen de agua igual al volumen de poros perdido.

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Este proceso de consolidación del acuífero debido a la reducción de la presión intersticial es el responsable de las subsidencias que se producen en la superficie del terreno cuando se bombean caudales de agua muy elevados. Además, al efecto anterior se le añade la propia descompresión del agua. Aunque el agua tiene un módulo de compresibilidad muy pequeño, la descompresión que se produce al perforar el pozo y conectar el acuífero con la atmósfera provoca un aumento de volumen del agua. Este volumen extra se conoce como “volumen de agua de confinamiento” (diferencia entre el volumen de agua descomprimida y el volumen de agua comprimida). Si por efecto del bombeo el nivel piezométrico llega a alcanzar el techo del acuífero, entonces cesarían los efectos del confinamiento y el acuífero confinado pasaría a ser libre. A partir de este momento, el agua que se extraiga del acuífero sí que proviene del vaciado de la porosidad del mismo (Figura 7).

Figura 7. Bombeo de agua en un pozo que capta un acuífero confinado. Cuando la perforación penetra en la formación confinada, el agua asciende rápidamente por el pozo hasta alcanzar el nivel piezométrico inicial. Tras el

inicio del bombeo (Situación A), el agua extraída proviene de la descompresión del agua intersticial y de la consolidación del acuífero. Si debido a la

continuación del bombeo, el nivel piezométrico desciende por debajo del muro del estrato confinante, el acuífero pasa a ser un acuífero libre. En este caso

(Situación B) el agua extraída proviene del drenaje o vaciado de la porosidad.

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2.3 Acuíferos semiconfinados Una variedad de los acuíferos confinados la constituyen aquellas disposiciones hidrogeológicas que se conocen como acuíferos semiconfinados (“leaky aquifers” en la literatura anglosajona). Consisten en una disposición semejante a la explicada anteriormente para el caso de los acuíferos confinados, con la particularidad de que la capa confinante (ya sea la suprayacente, la subyacente, o ambas) corresponde a una acuitardo, en lugar de a un acuicludo o un acuífugo. Por lo tanto, en el caso de los acuíferos semiconfinados es posible la filtración vertical muy lenta a través del material confinante semipermeable. Algunos autores se refieren a estas filtraciones verticales a través de los acuitardos con el nombre de goteo. La Figura 8 muestra un esquema del funcionamiento hidrogeológico de un acuífero semiconfinado.

Figura 8. Esquema ilustrativo del sistema hidrogeológico de un acuífero semiconfinado. Estas formaciones acuíferas son similares a las confinadas,

excepto en que las capas confinantes corresponden a acuitardos, en lugar de acuicludos o acuífugos. Por lo tanto, a través de dichas capas confinantes se puede establecer una filtración vertical muy lenta (o goteos). (Modificado de

UK-Groundwater Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS. ).

A pesar de que los flujos verticales a través de los acuitardos son muy lentos éstos suelen contener grandes cantidades de agua, como ya se comentó anteriormente. Si el acuífero semiconfinado tiene una gran extensión, la magnitud total de los goteos provenientes del acuitardo puede resultar en un volumen de agua no despreciable en absoluto, pudiendo llegar incluso a plantear problemas a la hora de realizar los balances hídricos de una región.

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Además, estas filtraciones horizontales entre acuíferos semiconfinados pueden llegar a ser muy importantes en algunas situaciones relacionadas con problemas de contaminación de las aguas subterráneas, puesto que constituyen conexiones hidráulicas entre diferentes formaciones acuíferas.

3. TIPOS DE ACUÍFEROS DESDE EL PUNTO DE VISTA GEOLÓGICO

El flujo de las aguas subterráneas sucede, inevitablemente, a través de formaciones geológicas. Por lo tanto, el conocimiento detallado de los materiales que forman la corteza terrestre es algo, no sólo importante, sino vital para el estudio de la hidrogeología. El funcionamiento hidrogeológico puede llegar a ser muy diferente de unos sistemas geológicos a otros y, cada tipo de sistema o “ambiente” geológico presenta una serie de particularidades características. Estas particularidades vienen determinadas por aspectos litológicos, estructurales, geomorfológicos, estratigráficos, etc.

En el presente apartado nos vamos a ocupar del estudio de las principales

características y “peculiaridades” hidrogeológicas que caracterizan a las diferentes formaciones geológicas que suelen formar unidades acuíferas.

Desde el punto de vista más amplio, cabe distinguir dos tipos de

formaciones geológicas bien diferenciadas por sus características hidrogeológicas:

a) Las formaciones de sedimentos no consolidados = formations meubles b) Las formaciones rocosas o consolidadas

Por lo tanto, cabe realizar una primera distinción entre acuíferos en

sedimentos no consolidados y acuíferos en formaciones rocosas. Esta clasificación de los acuíferos desde un punto de vista geológico no es incompatible (ni siquiera independiente) de la clasificación de los acuíferos desde un punto de vista hidráulico. En efecto, en la práctica hidrogeológica habitual se habla de que, por ejemplo, nos encontramos ante el caso de un acuífero libre aluvial, un acuífero kárstico confinado, etc.

3.1 Acuíferos en sedimentos no consolidados

La principal característica de este tipo de acuíferos es que su permeabilidad es debida fundamentalmente a porosidad primaria intergranular. Por lo tanto, estos acuíferos estarán constituidos por aquellas formaciones geológicas de carácter detrítico cuyo componente mayoritario son partículas de tamaño, como mínimo, arena. De esta forma, cuando se habla de acuíferos detríticos no consolidados se está haciendo referencia a depósitos sedimentarios dominados por arenas, gravas, arcosas, areniscas, conglomerados, etc. Las permeabilidades o, mejor dicho, las conductividades hidráulicas de este tipo de acuíferos están entre las más altas de las existentes en la corteza terrestre.

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Por lo general, los acuíferos en sedimentos no consolidados se desarrollan en formaciones geológicas de edad reciente, normalmente correspondientes a depósitos sedimentarios del cuaternario o del terciario que no han sufrido procesos diagenéticos relevantes que hayan podido cementar el espacio poroso existente entre el esqueleto de las partículas sólidas. Otra característica importante de este tipo de formaciones es que suelen corresponder a depósitos someros (cercanos a la superficie del terreno) que se extienden en profundidad unas cuantas decenas de metros, aunque en ocasiones pueden presentar espesores (potencias) muy superiores. En teoría, cualquier formación sedimentaria no consolidada que cumpla los requisitos comentados anteriormente es capaz de constituir un acuífero. Por lo tanto, cabría hablar de acuíferos en formaciones de origen aluvial y fluvial, glaciar y periglaciar, deltaico, eólico etc. En este sentido, las formaciones de origen eólico forman acuíferos de alta permeabilidad y extremadamente homogéneos debido a sus características granulométricas muy bien seleccionadas. Sin embargo, este tipo de formaciones geológicas no son tan habituales o ubicuas como otras y, su importancia como acuíferos queda restringida a zonas muy específicas en las que existan este tipo de formaciones sedimentarias con espesores y extensiones superficiales importantes. Cabe resaltar como ejemplos característicos los acuíferos superficiales existentes en muchas zonas de La Pampa, China Oriental, Ucrania o del desierto del Sahara, donde estas formaciones acuíferas constituyen la principal fuente de agua para las poblaciones nómadas que habitan en dicha región. Respecto a las formaciones de origen glaciar se puede realizar la misma valoración anterior en cuanto a su alto grado de especificidad regional. Sin embargo, cabe resaltar que este tipo de formaciones forman acuíferos de importancia en los países del norte de Europa, Rusia, Canadá y de los Estados Unidos, donde la rama conocida como “Hidrogeología Nórdica” tiene un grado de desarrollo muy notable. No conviene olvidar que aproximadamente el 30% de las tierras emergidas del planeta han estado cubiertas por glaciares durante el cuaternario. Sin embargo, en países y regiones de menor latitud, como por ejemplo en España, estos depósitos están restringidos a zonas de alta montaña. Las principales formaciones sedimentarias susceptibles de formar acuíferos son los depósitos de morrenas, los “tills” y, por supuesto, todos los depósitos periglaciares y fluvioglaciares, aunque estos últimos presentan muchas similitudes con las formaciones aluviales y fluviales que se tratan a continuación. Los acuíferos detríticos de origen glaciar se caracterizan por un elevado grado de heterogeneidad en el tamaño de grano (desde bloques hasta limos y arcillas), lo que resulta en acuíferos no muy permeables, debido a que los grandes poros existentes entre las partículas de mayor tamaño suelen estar rellenos por una matriz limo-arcillosa que reduce mucho el valor de la conductividad hidráulica. En cuanto a los depósitos aluviales y fluviales, y en especial los más recientes (cuaternarios) suelen tener un interés especial puesto que suelen estar conectados con los sistemas fluviales y aluviales funcionales en la

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actualidad. Además, las terrazas fluviales de los grandes ríos son zonas donde han proliferado núcleos de población importantes y, por lo tanto, constituyen zonas de gran demanda hídrica (tanto para usos urbanos, como industriales y agrícolas), lo cual hace que sus acuíferos hayan tenido una relevancia especial y presenten un mayor grado de estudio. Como es bien sabido, los cursos de agua son simultáneamente un agente de erosión, transporte y sedimentación. El predominio de una u otra característica depende de diversos factores, entre los que cabe destacar la velocidad de las aguas (que a su vez depende de la pendiente topográfica, la sección transversal de los cauces, y de los caudales de agua que circulan) y la naturaleza geológica del sustrato por el que discurren los cauces o las arrolladas. Todo esto, produce una gradación del tamaño de grano de los sedimentos depositados desde las partes más proximales del sistema (zonas próximas al área fuente, donde predominan los tamaños de grano mayores) hasta las partes más distales (donde predominan facies sedimentarias más finas). Por otra parte, atendiendo solamente al proceso de sedimentación, los sistemas aluviales y fluviales se caracterizan por presentar cambios laterales de facies muy pronunciados, pasando de los típicos depósitos de canal (gravas y arenas fundamentalmente) a los de llanura de inundación (limos y arcillas) en distancias transversales muy reducidas. Este hecho confiere un carácter altamente heterogéneo a los acuíferos desarrollados en las formaciones sedimentarias aluviales y fluviales. Según Colombo (1992), siguiendo la dirección longitudinal de un sistema aluvial nos encontramos con tres partes bien diferenciadas (Figura 9):

a) Zona de Cabecera, próxima al frente montañoso de donde provienen los aportes hídricos del sistema aluvial. Esta zona se caracteriza por presentar depósitos característicos de arrolladas en manta (“debris flow”), que se desarrollan después de sobrepasar el punto de cambio de pendiente (ápice). En esta zona, también aparecen depósitos debidos a procesos gravitacionales de ladera en los contactos con el frente montañoso del área fuente.

b) Zona de Cuerpo, con una parte interna donde se desarrollan sistemas encauzados de tipo “braidiforme” con predominancia de depósitos de canal (gruesos) frente a las llanuras de inundación (finos), y una parte externa en la que los depósitos finos de inundación van adquiriendo mayor importancia relativa.

c) Zona de Pie, caracterizada a su vez por una zona interna de llanura cenagosa (“mud flat”) donde aun llegan algunos cursos fluviales canalizados, aunque predominan los sedimentos finos de inundación y otra zona más externa caracterizada por sistemas lacustres someros, con depósitos finos e, incluso, evaporíticos. Esta zona del píe del sistema aluvial es habitual que sea atravesada transversalmente por sistemas fluviales bien desarrollados, de tipo meandriforme.

Por lo tanto, en este tipo de sistema aluviales cabe esperar la transición

gradual de todos estas facies sedimentarias, desde la cabecera hasta el pie del

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sistema, junto con los cambios laterales de facies que pueden suceder dentro de cada una de las tres partes bien diferenciadas que se han descrito. Por otra parte, debido a los sucesivos cambios del nivel de base que se dan a lo largo del tiempo, estos sistema aluviales sufren fases de progradación (o avance hacia el centro de la cuenca) y retrogradación (o retroceso hacia el frente montañoso). Los sucesivos avances y retrocesos son los responsables de que la heterogeneidad lateral de las facies sedimentarias quede también reflejada en la columna vertical de sedimentos.

La Figura 9 muestra un bloque diagrama que esquematiza las principales partes de un sistema aluvial, así como sus facies sedimentarias, tanto en planta como en la vertical.

Figura 9

A partir de la descripción realizada y del esquema que se presenta en la Figura 9, se puede apreciar la extraordinaria heterogeneidad de las formaciones sedimentarias aluviales y fluviales que se traduce en términos hidrogeológicos en una variabilidad muy acusada de la conductividad hidráulica, lo que constituye una característica habitual de este tipo de

. Bloque diagrama esquemático de un sistema aluvial con sus diferentes partes. a) Cabecera, caracterizada por depósitos de arrollada en

manta (1) y de deslizamientos gravitacionales (2). b) Cuerpo del abanico aluvial, con una parte interna (3) y otra externa (4). c) Pie del abanico,

caracterizado por depósitos de llanura cenagosa (5) y lacustres someros (6). La parte distal del pié de abanico puede presentar depósitos fluviales

meandriformes transversales (7).

Cabecera Cuerpo Pie

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acuíferos. La Figura 10 muestra un ejemplo de un perfil transversal del acuífero aluvial del río Miño, cerca de la localidad pontevedresa del Tui. La formación acuífera está formada por depósitos de arenas con gravas y limos y se encuentra confinada por depósitos de arcillas limosas. En condiciones naturales, el acuífero se comporta prácticamente como un acuífero libre puesto que el nivel freático se sitúa muy próximo al techo de las arenas. Un rasgo a señalar es que el acuífero arenoso, que proporciona caudales importantes (tanto como para abastecer a la ciudad de Tui) cambia lateralmente de manera brusca a facies sedimentarias limosas y arcillosas. Los ensayos hidráulicos realizados en los sondeos que cortan estas facies de limos arcillosos dan valores de conductividad hidráulica 4 ordenes de magnitud menores que las arenas.

Figura 10. Perfil geológico del acuífero aluvial del río Miño a la altura de la localidad de Tui (Pontevedra). El acuífero está constituido por las facies arenosas con gravas y limos. En algunos lugares, estas facies cambian

lateralmente de manera brusca a depósitos limosos y arcillosos de conductividad hidráulica mucho menor que las arenas.

Otra característica de los sistemas fluviales más recientes es que, debido a las variaciones del nivel de base, se han producido encajonamientos sucesivos de los cauces que han quedado señalados por los sistemas de terrazas escalonadas, típicas de la mayor parte de los valles fluviales. Los diferentes niveles de la terrazas cuaternarias quedan marcados por sus correspondientes escarpes (tal y como los alumnos han podido comprobar en las sesiones de prácticas destinadas a geomorfología fluvial). En aquellos casos en los que los acuíferos aluviales presentan la superficie freática a poca profundidad, es ciertamente habitual que se formen manantiales (surgencias naturales del agua subterránea) coincidiendo con las posiciones de los escarpes entre los niveles de terrazas, tal y como se ilustra en la Figura 11.

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manantiales

río

Figura 11. Esquema representativo de un perfil transversal de un sistema de terrazas fluviales escalonadas. Cuando los acuíferos aluviales presentan la

superficie freática a poca profundidad, se forman alineaciones de manantiales coincidiendo con los escarpes entre los diferentes niveles de terrazas.

El estudio detallado de los manantiales, o afloramientos en superficie

del agua subterránea, permiten obtener información muy valiosa en cuanto al funcionamiento hidráulico del acuífero, en especial el análisis de las variaciones temporales de los caudales de descarga. Los ríos, en su desembocadura en lagos o mares tranquilos dan lugar a formaciones deltaicas. En estas zonas próximas a la costa, los espesores de las formaciones aumentan apreciablemente y, finalmente entran en contacto con las formaciones sedimentarias de los deltas. Según Arche (1992), los deltas poseen dos partes bien diferenciadas: una subaérea o llanura deltaica y otra subacuática, dividida a su vez en una parte proximal o frente deltaico y otra distal o prodelta. Los sistemas de llanura deltaica tienen un funcionamiento similar a los sistemas fluviales y se caracterizan por depósitos sedimentarios de arenas e incluso gravas bien seleccionadas. Dentro de la llanura deltaica, los sedimentos acumulados varían desde arenas finas en la parte proximal, hasta limos en la parte distal. Finalmente, la zona más profunda del prodelta se caracteriza por presentar sedimentos de carácter predominantemente arcilloso. Los acuíferos que se desarrollan en las formaciones sedimentarias deltaicas presentan unas características bastantes similares a los aluviales y fluviales aunque se puede afirmar que, en general, presentan conductividades hidráulicas ligeramente inferiores y una mayor homogeneidad. Las menores conductividades hidráulicas son debidas a que los sedimentos deltaicos están constituidos por partículas de menor tamaño que los sedimentos aluviales. La Figura 12 muestra una comparación entre las conductividades hidráulicas determinadas en los depósitos fluviales y deltaicos de la Formación Dakota en el estado norteamericano de Kansas. En esta figura se puede apreciar cómo los depósitos deltaicos presentan valores menores de la conductividad hidráulica en comparación con los depósitos fluviales. Sin embargo, los depósitos fluviales presentan mayor variabilidad (heterogeneidad) que los deltaicos.

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Figura 12. Comparación entre las conductividades hidráulicas de los depósitos

fluviales y deltaicos de la Formación Dakota en el estado norteamericano de Kansas. Se puede ver que los depósitos fluviales presentan mayores valores

de la conductividad hidráulica y un mayor rango de dispersión (mayor heterogeneidad) de dichos valores.(Fuente: página web del USGS;

www.usgs.gov)

Los acuíferos en formaciones deltaicas cuaternarias en el NE de la Península Ibérica tienen una estructura muy parecida (Custodio y Llamas, 1983). Todos presentan un tramo inferior de gravas y arenas bastante permeables (correspondientes alas partes más distales del sistema fluvial) y un tramo superior similar, aunque algo menos permeable, separados por una cuña de limos y arcillas (correspondientes a sedimentos de la llanura deltaica y de prodelta). Esta disposición es debida a los sucesivos avances y retrocesos de los sistemas fluvial y deltaico durante el pasado geológico más reciente. Esta disposición es relativamente similar a la encontrada en muchos sistemas cuaternarios de California (Custodio y Llamas, 1983). Por lo tanto, hidrogeológicamente estas formaciones suelen corresponder con un sistema multiacuífero, que presentan un acuífero libre superior más somero y un acuífero confinado o semiconfinado más profundo por debajo de las formaciones deltaicas.

DAKOTA Fm. Deltaic, Central Kansas

DAKOTA Fm. Fluvial, Central Kansas

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3.2

a) Acuíferos fisurados o fracturados, que son los que se forman en formaciones rocosas consolidadas cuya permeabilidad es debida al desarrollo de un sistema de fisuras o fracturas.

Acuíferos en formaciones rocosas

La principal característica de este tipo de acuíferos es que su permeabilidad es debida fundamentalmente a porosidad secundaria, ya sea por fisuración, por disolución o por ambos motivos. Por lo tanto, estos acuíferos estarán constituidos por aquellas formaciones geológicas consolidadas, que en ausencia de fracturación significativa los clasificaríamos como acuífugos. Sin embargo, cuando estas formaciones rocosas presentan un grado de fracturación y/o disolución importante constituyen acuíferos que pueden llegar a presentar permeabilidades altas o muy altas. Ejemplos típicos de formaciones geológicas rocosas susceptibles de constituir acuíferos son las formadas mayoritariamente por calizas, dolomías, areniscas, granitos y basaltos, entre otras.

Dentro de los acuíferos en formaciones rocosas podemos distinguir dos

tipos principales:

b) Acuíferos kársticos, que son aquellos que se forman en macizos rocosos que presentan un sistema kárstico (y en especial endokárstico) bien desarrollado.

Debido a las especificidades que presentan cada uno de estos dos grandes

tipos de acuíferos en formaciones rocosas, pasaremos a tratar cada uno de ellos por separado.

3.2.1 Acuíferos fisurados o fracturados Dentro de las formaciones geológicas susceptibles de formar acuíferos

fisurados o fracturados se encuentran aquellas formaciones de rocas ígneas (ya sean plutónicas o volcánicas), metamórficas y sedimentarias consolidadas (es decir, muy cementadas). Los acuíferos formados en este tipo de formaciones también son conocidos como acuíferos en “rocas duras” (del inglés “hard rock aquifers”). La característica común de todas estas formaciones es que, debido a su rigidez, presentan un comportamiento mecánico frágil que se traduce en el desarrollo de sistemas de fracturas cuando son sometidas a un campo de esfuerzos determinado. Estos sistemas de fracturación pueden llegar a dar como resultado formaciones con una permeabilidad suficiente como para que ser consideradas formaciones acuíferas.

El estudio de la hidrogeología de rocas fracturadas es de gran importancia

en diversos lugares del planeta donde no existen otras formaciones geológicas capaces de desarrollar acuíferos mejores. Cabe resaltar los ejemplos de los países bálticos en Europa, algunas regiones amplias de Australia, la India y Sudáfrica, entre otras. En el caso de España, aproximadamente el 30% del territorio está ocupado por afloramientos de rocas ígneas y metamórficas (Custodio y Llamas, 1983). Por lo tanto, la hidrogeología de algunas regiones

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españolas está fuertemente restringida a este tipo de acuíferos. Tal es el caso de la Comunidad Autónoma de Galicia, donde prácticamente el 90% de su territorio presenta acuíferos en medios fracturados (Molinero et al., 1998).

Una característica común (y de gran importancia) de los acuíferos en rocas

fracturadas, consiste en la existencia de un manto de alteración superficial (regolito), debido a los procesos de meteorización (física y, fundamentalmente, química) que afectan a las formaciones rocosas. El proceso de meteorización y formación de regolitos es relativamente complejo y su estudio pertenece más bien al ámbito de la “Edafología”. De una manera muy simplista cabe señalar que los procesos de meteorización hacen que la zona superficial de las formaciones rocosas se disgreguen en trozos cada vez de menor tamaño e, incluso, se pueden llegar a formar nuevos minerales (autigénicos). La meteorización depende no sólo de las características litológicas, sino también de las condiciones climáticas (actuales y pasadas) y de la topografía. En los climas templados, los regolitos superficiales rara vez alcanzan espesores superiores a algunas decenas de metros. Sin embargo, en climas tropicales los mantos de alteración superficial pueden superar incluso el centenar de metros de espesor. Llamas (1966) cita la existencia, en la localidad gerundense de Tossa de Mar, de un espesor de granodiorita alterada de casi 100 m. El autor que escribe el presente resumen ha constatado, en Galicia, la existencia de granodiorita fuertemente alterada de más de 50 m de espesor.

Estas consideraciones sobre los regolitos son de gran importancia

hidrogeológica, puesto que dichos mantos superficiales de alteración presentan una estructura porosa intergranular muy semejante a la descrita para las formaciones geológicas no consolidadas. Por lo tanto, tal y como se representa en la Figura 13, las formaciones rocosas consolidadas suele presentar un funcionamiento hidrogeológico caracterizado por:

a) un acuífero superficial formado por el regolito de alteración

(Figura 13). Estos acuíferos suelen presentar un comportamiento de acuífero libre con permeabilidad debida a la porosidad intergranular (similar a las formaciones no consolidadas)

b) un acuífero profundo desarrollado en la roca no meteorizada,

cuya permeabilidad se debe a la presencia de sistemas de fracturación y vías preferentes para la circulación del agua (Figura 13).

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Figura 13

a) la densidad del sistema de fracturación

. Esquema de tridimensional de una formación rocosa fisurada y detalle de un perfil vertical típico. El regolito de alteración superficial forma un

acuífero libre, que es permeable por porosidad intergranular. A mayor profundidad se encuentra la roca no meteorizada donde se desarrolla un

acuífero profundo permeable por fisuración. Los acuíferos superficiales suelen presentar valores de conductividad hidráulica similares a las arenas finas y las arenas limosas. Estos acuíferos, aunque no presenten espesores muy elevados, pueden llegar a ser aprovechados por numerosos pozos que, en general, no requieran caudales elevados (pequeñas explotaciones agropecuarias, usos domésticos de población rural dispersa). Debido a su carácter somero, los acuíferos que se desarrollan en los regolitos de alteración suelen ser altamente vulnerables a la contaminación (Molinero et al., 1998).

Los acuíferos profundos fracturados presentarán permeabilidades que variaran en función de:

b) la apertura de las fracturas c) la conectividad del sistema de fracturas d) la presencia de accidentes tectónicos permeables de mayor

envergadura (zonas de fractura).

A partir de consideraciones hidráulica elementales, es fácil deducir que la conductividad hidráulica equivalente de una formación rocosa fracturada viene dada por la siguiente expresión:

LbKeq µ

γ12

3

=

donde Keq es la conductividad hidráulica equivalente del medio

fracturado, b es la apertura de las fracturas o fisuras, γ es el peso específico del agua, µ es la viscosidad cinemática del agua y L es el espaciamiento medio entre las fracturas. Esta expresión, conocida como “Ley cúbica” se debe a Snow (1963). Se puede observar que la conductividad hidráulica de una formación fracturada depende del cubo de la apertura de las fracturas y, por lo

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tanto, pequeñas variaciones en el valor de dicha apertura pueden resultar en cambios apreciables de la conductividad hidráulica de la formación rocosa.

Las explotaciones de aguas subterráneas en los acuíferos profundos fracturados pueden llegar a dar caudales de agua muy elevados cuando se captan las grandes “zonas de fractura”, que actúan como zonas de flujo preferente. Estas “zonas de fractura” corresponden a accidentes tectónicos de gran escala (fallas o cabalgamientos de entidad cartográfica). En muchas ocasiones las milonitas asociadas a estas estructuras presentan valores muy elevados de conductividad hidráulica. Otra característica típica de los acuíferos en rocas fracturadas es que, en ocasiones, alimentan surgencias de aguas termales. Estas anomalías térmicas se deben a la existencia de las mencionadas zonas de fractura que actúan como vías preferentes de flujo, permitiendo el ascenso rápido a superficie de las aguas subterráneas localizadas a grandes profundidades. Por lo tanto, la velocidad del agua subterránea dentro de dichas zonas de fractura debe ser tal que no permita que la temperatura del agua se equilibre con la temperatura del macizo rocoso en las proximidades de la superficie.

3.2.2 Acuíferos kársticos De forma muy general, se puede definir el karst como el conjunto de estructuras de modelado del relieve y del subsuelo que se han formado como resultado de los procesos de disolución y precipitación de rocas mediante aguas naturales. Los aspectos morfológicos más relevantes del modelado kárstico forman parte del ámbito científico-técnico de la “Geomorfología”. Desde el punto de vista hidrogeológico, se conocen como acuíferos kársticos a aquellas formaciones geológicas constituidas por rocas sedimentarias consolidadas cuyos poros y fisuras han sido ensanchadas por la acción disolvente del agua subterránea (Custodio y Llamas, 1983). Las rocas susceptibles de sufrir procesos kársticos son principalemente las calizas, las dolomías, los yesos y, en general, todas las rocas evaporíticas. Sin embargo, el interés primordial de la hidrogeología recae en las formaciones carbonatadas de calizas y dolomías. Los procesos hidroquímicos responsables de la disolución y precipitación de carbonatos en el medio subterráneo pueden llegar a ser extremadamente complejos. Sin embargo, dichos procesos pueden resumirse de manera simplificada por medio de la siguiente reacción:

CaCO3(s) + H2O + CO2 = (CO3H) 2 + Ca2+

La ecuación anterior resume el proceso geoquímico que se produce cuando el agua subterránea, con anhídrido carbónico disuelto, entra en contacto con el carbonato cálcico en fase sólida. Por una parte, el agua y el anhídrido carbónico forman ácido carbónico que se disocia en bicarbonatos y protones y, por lo tanto, la disolución resultante adquiere un carácter ácido. El

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agua ácida, al infiltrarse por el terreno es capaz de disolver los minerales carbonatados de la formación geológica, ensanchando los poros y fisuras, llegando incluso a formar grandes conductos y cavernas, característicos de los sistema endokársticos. A medida que este proceso progresa, la disolución alcanzará el equilibrio termodinámico (llegando al límite de saturación). Cuando los fluidos saturados en carbonato cálcico llegan a una zona con bajas presiones parciales de anhídrido carbónico (por ejemplo una caverna en contacto con la atmósfera), el equilibrio se desplaza hacia la izquierda de la ecuación, produciéndose la exolución de anhídrido carbónico gaseoso y la precipitación de carbonato cálcico, hasta alcanzar un nuevo equilibrio químico. El agua subterránea puede disolver cantidades importantes de anhídrido carbónico en el proceso de infiltración a través de un suelo edáfico rico en materia orgánica, adquiriendo de esta forma unas condiciones ácidas que le permitirán disolver los minerales carbonatados durante la circulación por el acuífero rocoso. Estos procesos geoquímicos, mantenidos durante largos periodos de tiempo, son los responsables de la formación de sistemas endokársticos, generando un gran número de estructuras de disolución y precipitación, cuyo estudio excede los contenidos y objetivos del presente texto. En general, la porosidad primaria de las rocas carbonatadas es pequeña (salvo excepciones notables como las cretas, calizas oolíticas, etc). Sin embargo, debido a los procesos de karstificación, la porosidad de la formación puede aumentar de manera muy notable, llegando a desarrollar sistemas extraordinariamente porosos y permeables. La Figura 14 muestra una fotografía tomada en la península de Florida, en la que se puede apreciar un ejemplo espectacular de porosidad secundaria por disolución en rocas calizas.

Figura 14. Fotografía tomada en la Península de Florida, en la que se puede observar como los procesos kársticos de disolución pueden llegar a producir

aumentos muy notables en la porosidad de la formación carbonatada. (Fuente: USGS; www.usgs.gov)

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Desde el punto de vista hidrogeológico, las estructuras kársticas más relevantes son las de disolución, puesto que pueden llegar a formar una red de canalículos y conductos conectados que incrementen de manera espectacular la capacidad de la formación carbonatada para almacenar y conducir el agua subterránea. La Figura 15 muestra un esquema en el que se representan los rasgos kársticos más relevantes desde el punto de vista hidrogeológico.

Figura 15

Una particularidad característica de los acuíferos kársticos es, como resulta obvio, la extremadamente alta heterogeneidad de la conductividad hidráulica. Como hemos visto, la circulación del agua subterránea se produce preferentemente a favor de las fisuras, conductos y cavernas existentes en el subsuelo. Por lo tanto, es muy difícil predecir de antemano la mejor posición para perforar un pozo de cara a la extracción del agua subterránea. En la

. Esquema ilustrativo con los rasgos más característicos de un acuífero kárstico. La posición del punto A marca un punto en el que

perforaríamos un pozo productivo, mientras que un pozo perforado en el punto B sería un pozo “en seco” o “fallido”.

Las formaciones carbonatadas que han desarrollado sistemas kársticos

son muy frecuentes en todo el planeta. Este es el motivo por el que la “hidrogeología kárstica” presenta un grado de desarrollo muy notable. Uno de los casos más conocidos es el constituido por el acuífero de la Península de Florida (Estados Unidos), que tiene una extensión superior al propio estado del mismo nombre. En el caso de España, los afloramientos de rocas carbonatadas representan algo más del 20% de la superficie total del país y se encuentran especialmente concentrados en el litoral mediterráneo (desde Cataluña hasta Cádiz, casi de manera continua), en los Pirineos, en las cordilleras Cantábrica e Ibérica y en la Islas Baleares. En todos estos lugares son conocen un gran número de acuíferos kársticos y, muchos de ellos juegan un papel crucial en el abastecimiento de agua a la población y en la planificación hidráulica en general.

A B

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Figura 15 se han señalado dos puntos en la superficie del terreno (A y B), que representan la localización de dos pozos hipotéticos. Es posible observar que ambos pozos están muy próximos y, si se realizaran dichas perforaciones, obtendríamos que el pozo del punto A sería productivo, mientras que el pozo del punto B quedaría “en seco” o sería un pozo “fallido”, como se denominan en el argot técnico a las perforaciones que no captan agua. En este sentido, cabe resaltar que los acuíferos kársticos, a pesar de que se comporten como acuíferos libres, no presentan una superficie freática continua sino que, más bien, se trata de una serie de zonas discretas que deberán coincidir necesariamente con la red interconectada de “canales subterráneos”. Ciertos criterios geológicos pueden ser de gran ayuda a la hora de situar los puntos en los que perforar pozos para la extracción de agua en acuíferos kársticos. Uno de los criterios más conocidos (Custodio y Llamas, 1983) es el de intentar hacer coincidir las perforaciones con las zonas de las charnelas de los pliegues, puesto que, en principio, es en estos lugares donde se produce un mayor grado de fracturación de la roca (en comparación con los flancos de los pliegues). Sin embargo, este tipo de criterios generales, aunque muy útiles como punto de partida, conviene aplicarlos con mucha cautela puesto que cada formación geológica tiene sus características particulares que, en muchas ocasiones, condicionan en gran medida el funcionamiento hidrogeológico. Aquellos lectores interesados en saber más acerca de los “criterios geológicos” para la localización de pozos en acuíferos carbonatados, pueden consultar los libros de Custodio y Llamas (1983; página 1504) y de Davis y De Wiest (1966; página 363).

Otro de los rasgos más característicos del funcionamiento

hidrogeológico de los acuíferos kársticos es la gran rapidez con que se producen las descargas del agua de infiltración de la lluvía. En los terrenos kársticos, el agua de lluvia se infiltra muy rápidamente por las dolinas y sumideros superficiales y, a través de chimeneas y conductos verticales en general, alcanza el acuífero muy rápidamente. Cuando el sistema endokárstico está constituido por conductos de gran diámetro bien interconectados entre si, la transmisividad equivalente de la formación geológica acostumbra a ser muy elevada, lo cual conduce a que el agua subterránea fluya muy rápidamente por el acuífero. De esta forma, el agua infiltrada llegará a las surgencias naturales del acuífero con rapidez. Este hecho suele quedar reflejado al estudiar los hidrogramas de las descargas de agua en los manantiales, en los que se suelen observar importantes variaciones de caudal, en función de los episodios de lluvia. El análisis de los hidrogramas y curvas de agotamiento de manatiales se explica con cierto detalle en la siguiente lección del presente tema. La Figura 16 muestra una fotografía (tomada en Florida) que ilustra un ejemplo muy claro del tipo de conexión existente entre la superficie del terreno y el acuífero en una formación karstificada. Estas conexiones hidráulicas tan “directas” son responsables de la gran rapidez con la que se producen las recargas y descargas de los acuíferos kársticos.

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Figura 17. Fotografía tomada en la Península de Florida, en la que se puede observar el sistema de conductos que conecta la superficie del terreno con el

acuífero en profundidad. (Fuente: USGS; www.usgs.gov) Para finalizar con el presente tema cabe señalar el hecho de que cuando se realizan explotaciones intensivas de aguas subterráneas en acuíferos kársticos se pueden inducir colapsos en la superficie del terreno, que pueden llegar a provocar daños en las estructuras existentes en superficie (obras de ingeniería civil, viviendas, etc). Esto forma parte de una nueva rama de la geología ambiental (que cada vez está alcanzando un mayor auge) y que se conoce como “geotécnia ambiental”. Este tipo de colapsos se deben al hecho de que, al bombear el agua subterránea, se despresurizan las cavernas subterráneas que originalmente estaban ocupadas por agua a presión. Por lo tanto, si existen estructuras construidas sobre el terreno con anterioridad al establecimiento de los bombeos, es posible que, tras la despresurización de las cavidades kársticas, el terreno no aguante las cargas de dichas estructuras y llegue a colapsar, provocando daños que son atribuibles al impacto ambiental provocado por los bombeos de las aguas subterráneas. La Figura 18 muestra un ejemplo de un colapso producido por el bombeo intensivo de aguas subterráneas en el acuífero carbonatado de la Península de Florida, en la que se puede apreciar claramente el impacto provocado en superficie.

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Figura 18. Fotografía de un colapso superficial (en la ciudad de Orlando, Florida) provocado por el bombeo intensivo de aguas subterráneas en el

acuífero kárstico de la Península de Florida. Se puede apreciar claramente el impacto producido en las estructuras existentes en superficie.

(Fuente: USGS; www.usgs.gov) REFERENCIAS CITADAS EN EL TEXTO Arche, A. (1992). “Deltas”. En: Sedimentología (Volumen I). CSIC. Madrid. Colombo, F. (1992). “Abanicos aluviales”. En: Sedimentología (Volumen I).

CSIC. Madrid. Custodio, E. y Llamas, M.R. (1983). “Hidrología Subterránea”. Volumen II.

Omega. Barcelona. Das, B. (1999). “Fundamentals of Geotechnical Engineering”. Brooks-Cole.

Pacific Grove, CA. Davis, S.N. y De Wiest, R. (1966). “Hydrogeology”. John Willey and Sons.

Nueva York. Llamas, M.R. (1966). “Informe geológico sobre abastecimiento de agua a Tossa

de Mar”. Servicio Geológico de Obras Públicas. Barcelona.

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Molinero, J.; Soriano, G. y Samper, J. (1998). “Calidad y contaminación de las aguas subterráneas en Galicia: Situación actual y estudio de detalle en la cuenca del Valiñas”. En: La Contaminación de las Aguas Subterráneas: Un Problema Pendiente. ITGE. Madrid.

Snow, D.T. (1969). “Anisotropic permeability of fractured media”. Water

Resources Research 5 (6), 1273-1289.

BIBLIOGRAFÍA RECOMENDADA PARA EL TEMA Custodio, E. y Llamas, M.R. (1983). “Hidrología Subterránea”. Volumen II.

(Sección 15: “Exploración de Aguas Subterráneas”). Omega. Barcelona. Davis, S.N. y De Wiest, R. (1966). “Hydrogeology”. (Capítulos 9, 10, 11 y 12).

John Willey and Sons. Nueva York. Fetter, C.W. (1988). “Applied Hydrogeology” (Capítulo 8: “Geology and

Groundwater Ocurrence”). Collier Macmillan Canada. Toronto. Freeze, R. A. y Cherry, J.A. (1979). “Groundwater”. (Capítulo 4: “Groundwater

Geology”). Prentice-Hall, Inc. Nueva York. Schwartz, F.W. y Zhang, H. (2003). “Ground Water” (Capítulo 4: “Geology and

Groundwater”). John Willey and Sons, Inc. Nueva York.