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CAPÍTULO Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
Leonel Barra O.
Ingeniero Civil P. Universidad Católica de Chile
Magíster Recursos Hídricos Universidad de Chile
[email protected]
Capítulo Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
Leonel Barra O.
CAPITULO Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
6.1. - Generalidades
La casi totalidad del agua subterránea se puede considerar como parte del ciclo
hidrológico.
Aunque una cantidad menor puede entrar a formar parte del ciclo por
otras vías.
La descripción del afloramiento de aguas subterráneas, está basada en las condiciones
que rodean su existencia, la distribución que tiene en superficie y en profundidad y la
extensión que cubren sus cuencas. Se requiere identificar la estructura de las cuencas
hidrogeológicas en términos de agua-suelo y agua-capacidad de rendimiento. Para un
período definido, son los estratos de la sub-superficie los que gobiernan la distribución
y el movimiento de las aguas.
El agua en el suelo se mueve de un punto de mayor a menor energía, produciéndose
junto con la transferencia de agua una pérdida de energía; en la zona saturada, en dos
puntos situados a la misma cota, el agua se encuentra en movimiento sólo si la presión
es diferente, la que se debe a un desnivel de la superficie libre (nivel freático). La
energía cinética, proporcional al cuadrado de la velocidad, no se suele tomar en
consideración debido a que las velocidades del agua subterránea son muy bajas, al
menos cuando el escurrimiento es laminar lineal.
Respecto a este último punto, los análisis efectuados en varios sistemas en el Norte de
Chile, muestran que el comportamiento no lineal se manifiesta con mayor frecuencia
que el flujo laminar lineal, lo que mueve a dar especial atención a este tipo de
escurrimiento en acuíferos.
6.2. – Hidrogeología de suelos y rocas
El concepto de hidrogeología presenta alguna ambigüedad. En una práctica habitual,
su concepto puede hacerse totalmente equivalente al de aguas subterráneas, campo de
acción del Ingeniero Hidráulico. Otra alternativa, la define como el estudio de las
aguas subterráneas cuyo énfasis especial recae sobre su aspecto químico, circulación y
circunstancias geológicas condicionantes. Esto ya involucra a un Geólogo. Más que
definir la participación preferencial de algún profesional, lo importante es el trabajo
conjunto, por lo cual de aquí en adelante, se hablará indistintamente de hidrogeología
como de aguas subterráneas.
Castany (1977) entrega la siguiente definición: Hidrogeología es la Ciencia de las
aguas subterráneas comprendida en las Ciencias de la Tierra que persigue el
conocimiento de las condiciones geológicas e hidrogeológicas y de las leyes físicas que
rigen el origen, la presencia, los movimientos y las propiedades de las aguas
subterráneas. Se ocupa también de las aplicaciones de estos conocimientos a las
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acciones humanas sobre las aguas subterráneas, sobre todo a su prospección,
captación y protección. Este último aspecto (la protección), es el que hace que la
Hidrogeología, entre otras ciencias, participe en el tema medio ambiente. Recursos
hídricos en zonas desérticas, protección de humedales, caudales ecológicos en cursos de
agua, etc., serían aspectos medioambientales en los que la Hidrogeología aporta todo un
cuerpo de doctrina y sin cuyo concurso es difícil avanzar en la protección de la
naturaleza.
6.2.1.- Definiciones
Las aberturas y los poros en una formación acuífera pueden considerarse como una red
de vasos comunicantes, a través de los que circula el agua a velocidades muy lentas,
rara vez más de unos cuántos centímetros por día, desde las áreas de recarga a las zonas
de descarga (no confundir esta velocidad con la permeabilidad). Esta red de vasos sirve
para proporcionar flujo y almacenamiento en un acuífero.
Figura Nº 6.1.- Los vasos comunicantes, homenaje a André Breton, 1938, Diego Rivera
(Mexicano, 1886-1957)
6.2.1.1.- Tipos de aguas
A lo largo de los períodos geológicos, el volumen total de agua en la Tierra, no ha
variado sustancialmente. Sin embargo, se han producido traspasos de aguas entre los
diversos sistemas.
Los tipos de aguas que se distinguen son los siguientes:
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 Aguas Meteóricas. Al agua que cae proveniente de fenómenos meteorológicos,
tales como la lluvia, la nieve y el granizo, se le denomina agua meteórica. Esta
proviene de la condensación y solidificación del vapor de agua que contiene la
atmósfera, como resultado de la evaporación de grandes masas de agua terrestres
y marinas.
 Aguas Congénitas. Aguas que quedaron atrapadas en los sedimentos durante
los procesos de formación de las rocas sedimentarias.
 Aguas Juveniles. Aguas de origen profundo, relacionadas con las actividades
volcánicas.
 Aguas Superficiales
 Aguas Subterráneas
6.2.1.2.- Estructuras Geológicas
Todas las rocas poseen características que constituyen su estructura. Las estructuras
pueden ser primarias o secundarias según se generen durante el proceso de formación de
las rocas o después de este. La estructura de una roca es entonces el conjunto de las
deformaciones y discontinuidades permanentes que existen en la roca.
Estas estructuras producen variaciones en la porosidad y permeabilidad de la roca con lo
cual intervienen de manera determinante dentro de la acumulación y movimiento del
agua subterránea.
Estructuras Primarias
Estas estructuras se hacen más evidentes e importantes para la hidrogeología en las
rocas sedimentarias, en las cuales se forman durante el depósito y la consolidación.
Las estructuras primarias producen lo que se conoce como porosidad primaria.
La estratificación. Es la estructura primaria más importante en las rocas sedimentarias,
pueden tener desde unos cuantos centímetros hasta varias decenas de metros de espesor.
La estratificación de una roca o formación rocosa determina las diferentes capas que
pueden actuar como acuíferos, acuífugos o acuitardos según su permeabilidad.
La laminación. Es una estratificación interna a menor escala que poseen las rocas
sedimentarias, es formada por intercalaciones de sedimentos muy finos con espesor
constituido por uno o varios granos. Estas intercalaciones pueden ser paralelas o estar
inclinadas con respecto a los planos de estratificación.
Esta estructura puede
determinar una dirección preferente del flujo del agua contenida en determinado estrato.
Estructuras Secundarias
Son deformaciones o discontinuidades permanentes que se ha generado después de la
formación de la roca. Algunas de estas estructuras producen variación de la porosidad
generando lo que se conoce como permeabilidad secundaria.
Los pliegues. Son las ondulaciones en las rocas producidas por esfuerzos que se
desarrollan durante procesos tectónicos; se presentan de manera mas clara en rocas
estratificadas ya sean sedimentarias, ígneas ó metamórficas. Los pliegues pueden ser
anticlinales (convexo hacia arriba) o sinclinales (cóncavo hacia arriba), los primeros se
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caracterizan por tener las rocas mas antiguas hacia el centro de la curvatura y los
segundos poseen las rocas más jóvenes hacia el centro de la curvatura.
Los
plegamientos se convierten en superestructuras que actúan como soporte y/o como
planos de confinamiento de diferentes estratos, que dependiendo de sus características
pueden llegar a ser acuíferos, es así como un sinclinal puede constituir una capa
subyacente de un acuífero o un anticlinal puede ser el techo de un acuífero o puede
convertirse en un plano de distribución de agua infiltrada hacia los flancos.
Las fallas y diaclasas se presentan cuando la roca es sometida a esfuerzos mayores a los
que soporta en deformación plástica y la roca se rompe.
Si la rotura ocurre
acompañada de un desplazamiento diferencial en ambos lados del plano de rotura esta
es llamada falla; si por el contrario no hay desplazamiento, entonces se da lugar a una
diaclasa.
Las fallas frecuentemente son una zona de intenso fracturamiento que pueden tener
desde unos pocos centímetros hasta varios metros de espesor. A su vez las fallas se
clasifican según el movimiento relativo de los dos bloques como se explica a
continuación. La Falla normal o de gravedad ocurre cuando un bloque baja con
relación al otro; la Falla inversa o de cabalgamiento se presenta cuando un bloque sube
con relación al otro; se llama Falla de rumbo cuando el desplazamiento de los bloques
es paralelo al rumbo de la falla.
Tanto fallas como diaclasas generan permeabilidad secundaria lo cual mejora las
condiciones de una roca para contener y transportar agua como acuíferos. Muchas
rocas que en estado inalterado son consideradas impermeables, son buenos acuíferos en
zonas de intenso fracturamiento. En este sentido en hidrogeología se consideran
importantes las diferentes características de las fallas y fracturas, tales como
orientación, densidad, apertura, textura de las paredes y lo más importante el grado de
conectividad entre fracturas.
La foliación es la aptitud que tiene una roca para partirse o separarse en superficies
paralelas. Cuando esta foliación se da como resultado del proceso de formación de la
roca por la orientación paralela de las partículas y minerales, se presenta en forma
paralela a los planos de estratificación y se llama foliación de estratificación.
Cuando la foliación se da tiempo después de la formación de la roca, por deformación
plástica de la roca bajo presión y cizallamiento, es una foliación secundaria y se
denomina clivaje.
En rocas metamórficas se presenta dos variedades de clivaje
denominadas esquistosidad y pizarrosidad.
Teniendo en cuenta que la foliación genera planos de discontinuidad en la matriz de la
roca, esta estructura cobra importancia dentro del flujo de agua subterránea ya que
genera caminos preferentes en el desplazamiento del agua.
Procesos de aumento y disminución de porosidad. El agua que circula a través de los
intersticios puede contener minerales, que al ser depositados se recristalizan,
cementando los espacios entre granos o las diferentes discontinuidades (diaclasas,
fracturas etc.). Por otro lado el agua, como solvente universal que es, se puede abrir
camino diluyendo los granos o el material de cementación, incrementando la porosidad
de la roca; este ultimo es el caso que se presenta en rocas calcáreas (Calcita y dolomita)
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donde el agua con cierto contenido de anhídrido carbónico disuelve la roca caliza
generando cavernas por las cuales fluye el agua (acuíferos kársticos).
Figura Nº 6.2.- Acuífero Karstico
6.2.1.3.- Unidades Acuíferas
Los aspectos geológicos de los materiales que constituyen la corteza de la Tierra
(espesor, porosidad, conductividad hidráulica, etc.), determinan si éste actuará como
almacenamiento de agua o como barrera frente a su transmisión.
Según Materiales Geológicos
A continuación se describen algunas unidades geológicas:
Acuífero. Unidad geológica saturada que almacena y transmite agua.
Acuitardo. Unidad geológica susceptible de almacenar agua, pero que la transmite muy
lentamente.
Acuicludo. Unidad geológica que a pesar de almacenar agua, prácticamente no la
transmite. Ejemplo, arcillas y pizarras.
Acuífugo. Unidad geológica que no almacena agua ni tampoco la transmite.
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Figura Nº 6.3.- Ejemplo de unidades de alta porosidad, pero baja permeabilidad (Acuicludo)
Figura Nº 6.4.- Unidad cementada que no almacena ni transmite agua
La geometría y disposición de los distintos tipos de formaciones geológicas, determina
la existencia de distintos tipos de sistemas acuíferos. La mejor forma de clasificar los
acuíferos, es de acuerdo a la presión hidrostática del agua.
Según Presión Hidrostática del Agua
Los acuíferos libres son aquellos en los cuales existe una superficie libre que se
encuentra a presión atmosférica.
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Figura Nº 6.5. - Acuífero Libre
En cambio, en los acuíferos confinados el agua se encuentra sometida a cierta presión,
por cierto superior a la atmosférica.
Figura Nº 6.6. - Acuífero Confinado
Un tipo particular de acuífero confinado, es el denominado acuífero artesiano, donde la
presión del agua es tal, que el agua aflora sobre la superficie del terreno.
Figura Nº 6.7.- Acuífero Artesiano
El pozo de la Figura Nº 6.7, corresponde a un pozo artesiano construido en la zona
altiplánica de la II Región de Chile. La estructura en el entorno del pozo fue generada
por la depositación de minerales a partir del afloramiento.
Los acuíferos semiconfinados, corresponden a los sistemas intermedios entre los libre y
confinados.
6.2.1.4.- Porosidad (n)
Es el porcentaje del volumen total de la formación consistente en aberturas o poros. La
porosidad es un índice de la cantidad de agua del suelo que se puede almacenar en una
formación saturada.
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porosidad 
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Volumen de espacios
n
Volumen total de suelo
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(6.1.)
La cantidad de agua obtenida de una formación saturada es menor de la que contiene, y
por lo tanto, no está representada por la porosidad.
Tabla Nº 6.1. – Porosidad v/s tipo de material
Materiales no
consolidados
Grava gruesa
Grava media
Grava fina
Arena con grava
Arena gruesa
Arena media
Arena fina
Arcilla arenosa
POROSIDAD
(%)
28-12
32-13
34-21
39-20
35-20
39-15
43-10
12-3
Materiales consolidados
Arenisca
Caliza y dolomía
Caliza cárstica
Pizarras y lutitas
Basalto fracturado
Roca cristalina fracturada
Roca cristalina densa
Granito alterado
POROSIDAD
(%)
5-30
0-40
0-40
0-10
5-50
0-10
0-5
34-57
Determinados tipos de rocas sedimentarias calcáreas como la caliza y dolomía, se
originan a partir de una gran variedad de materiales sedimentarios, tales como
fragmentos de conchas, depósitos de talud, arenas calcáreas, arrecifes y restos de
pequeños organismos planctónicos.
Por tanto, la porosidad y la permeabilidad
originales de muchos de estos sedimentos se modifican rápidamente cuando tienen que
soportar el peso de los depósitos suprayacentes, de tal forma que en la mayoría de las
ocasiones las estructuras sedimentarias primarias apenas se suelen conservar y la
permeabilidad primaria (y porosidad) que presentan es relativamente baja. La caliza
cristalina compacta posee generalmente una permeabilidad escasa, pero en condiciones
favorables puede incrementarse debido a los dos siguientes aspectos:


condiciones de disolución por el agua a lo largo de los planos de estratificación
y zonas de porosidad primaria y
a la transformación de calcita a dolomita por procesos diagenéticos.
Se definen distintos tipos de porosidad:
La porosidad absoluta se considera como el volumen poroso total se encuentren o no
interconectados los poros.
La porosidad efectiva se refiere al porcentaje de poros interconectados que permiten la
circulación de fluidos. Visto de otra manera es la cantidad de agua que puede tomarse
de una formación saturada, que fluye libremente por gravedad.
La porosidad no efectiva representa la diferencia entre las porosidades anteriores, es
decir, la porosidad absoluta y la efectiva.
Según su origen y tiempo de depositación de las capas se tiene porosidad primaria y
porosidad secundaria o inducida.
La porosidad primaria es aquella que se desarrolla u origina en el momento de la
formación o depositación del estrato. Los poros formados en esta forma son espacios
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vacíos entre granos individuales de sedimento. Esta porosidad es propia de las rocas
sedimentarias como las areniscas (Detríticas o Clásticas) y calizas No-Detríticas.
La porosidad secundaria o inducida, es aquella que se forma a posteriori, debido a un
proceso geológico subsecuente a la depositación del material del estrato o capa. Esta
porosidad puede ser por ejemplo:
 Porosidad por Fractura. Originada en rocas sometidas a varias acciones de
diastrofismo (procesos y fenómenos geofísicos de deformación, alteración y
dislocación de la corteza terrestre por efecto de las fuerzas internas).
 Porosidad por Dolomitizacion.
Proceso mediante el cual las calizas se
convierten en dolomitas, que son más porosas.
6.2.2.- Ley de Darcy
Henry Philibert Gaspard Darcy, fue un científico francés que hizo importantes
contribuciones a la hidráulica. Nació 10 de Junio de 1803 en Dijon, Francia. A la
edad de 18 anos ingresó a la Escuela Politécnica de Paris. Dos años más tarde fue
admitido en la Escuela de Puentes y Caminos, lo que le permitió conseguir un empleo
en el Departamento de Puentes y Caminos.
En 1828, trabajo en un proyecto de abastecimiento de agua, construyendo un sistema de
distribución de agua presurizado que conducía 8 m3/min desde Rosoir Spring a través de
12,7 Km de acueductos a un reservorio de 5.700 m3 ubicado cerca de Dijon, el cual
alimentaba una red de distribución de 28.000 m de tuberías presurizadas que abastecían
de agua a la ciudad. Todo el sistema estaba enterrado y conducido por gravedad, sin
requerir bombas o filtros.
En 1855 y 1856 realizó experimentos en columnas de suelo para establecer lo que más
adelante seria conocida como Ley de Darcy; inicialmente la desarrolló para describir el
flujo a través de arenas, pero ha sido generalizada para diferentes situaciones y con
amplio uso hasta el día de hoy.
Figura Nº 6.8. – Henry Darcy
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Darcy, entonces, a partir de observaciones empíricas, estableció una relación en la que
la velocidad de escurrimiento a través del suelo es directamente proporcional a la
pérdida de carga por unidad de longitud.
vK
H
L
(6.2)
Como Q  v  A , la expresión de Darcy toma la forma clásica
Q  K i  A
Siendo i 
(6.3)
H
L
(6.4)
El coeficiente K de la expresión de Darcy se denomina permeabilidad o conductividad
hidráulica.
Es un coeficiente muy importante ya que caracteriza a un sistema
suelo/agua.
6.2.2.1.- Validez de la ley de Darcy
La velocidad en fluidos laminares es proporcional a la primera potencia del gradiente
hidráulico, entonces se asume que la ley de Darcy se puede aplicar a fluidos laminares
en porosidad media.
En analogía con fluidos en tuberías, es el número de Reynolds que sirve como criterio
para distinguir si el régimen del fluido es laminar o turbulento.
NR 
 v D

(6.5)
donde  representa la densidad del fluido,  la viscosidad, v la velocidad aparente, y D
el diámetro medio de los granos de suelo.
La relación (6.5.), no presenta mayor utilidad en un medio natural, a escala real, los
parámetros de la relación son medibles o determinables sólo en un medio controlado,
razón por la cual habitualmente se asume que en todo sistema acuífero esta ley se
cumple sin más.
Para velocidades bajas se considera que el flujo es siempre laminar; para velocidades
medias, el flujo es laminar si NR  1; en el caso de velocidades altas la primera
aparición de turbulencia se observa para NR  60.
Tabla Nº 6.2. - Relación velocidad - NR para flujo laminar
Número de Reynolds
Todo rango
<1
< 60
Velocidad
Baja
Media
Alta
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Ante la posibilidad de la existencia de un flujo no lineal, se debe hacer una definición
más amplia de los conceptos de conductividad hidráulica y Transmisividad, y establecer
cuáles son las verdaderas propiedades intrínsecas del suelo.
Se presentan a
continuación las definiciones clásicas, y más adelante, en el apartado 6.5, se entrega el
enfoque no lineal.
6.2.2.2.- Permeabilidad y Conductividad Hidráulica
La conductividad hidráulica es una función de las propiedades del medio (tales como el
tamaño de las partículas, razón de espacios vacíos, composición, estructura y grado de
saturación), y la densidad y la viscosidad del fluido, siendo estas últimas funciones de la
temperatura y la presión. La conductividad hidráulica saturada, algunas veces referida
como coeficiente de permeabilidad, se usa como una constante en la ley de Darcy que
gobierna el flujo a través del medio poroso. La conductividad hidráulica saturada se
usa para describir el flujo a través del medio poroso donde los espacios vacíos están
ocupados por un fluido.
La permeabilidad, a diferencia de la conductividad hidráulica saturada, es solamente
una función de las propiedades del medio.
Figura Nº 6.9. - Trayectoria de una partícula según tipo de suelo
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En la Figura Nº 6.9. -, se puede observar tres muestras de perfil de suelo: una que
contiene solamente arena gruesa (a), otra que contiene arena fina (b). En ambos casos
se indica la ruta que seguiría una partícula de agua junto con el flujo en sentido
horizontal; claramente se observa en la figura que el camino recorrido por la masa de
agua en la muestra de arena fina, es más largo que en la muestra de arena gruesa. De
esta manera podemos concluir a priori que en la muestra de suelo de arena gruesa el
valor de K es mayor, asociando esta diferencia con un promedio de diámetro de
partícula mayor. Sin embargo, en la naturaleza los suelos contienen partículas de
diversos tamaños(c), y existe una influencia de la distribución del tamaño de éstas
sobre los valores de K.
La tabla siguiente muestra valores de la permeabilidad K, de acuerdo a la descripción
del material.
Tabla Nº 6.3. - Permeabilidad v/s descripción del material
Tipo de material
Grava
Arena Gruesa
Arena Fina
Limo
Arcilla
K (cm/seg)
>1
1 a 10-2
10-2 a 10-3
10-4 a 10-5
<10-6
K(m/día)
> 100
100 a 10
10 a 1
0,1 a 0,01
< 0,001
Aunque la porosidad de las rocas volcánicas en ocasiones puede ser muy elevada, su
permeabilidad varía en gran proporción, siempre en función del conjunto de estructuras
primarias y secundarias más que de su propia naturaleza litológica. Las diaclasas
originadas por enfriamiento, los túneles de lava, las pequeñas burbujas
intercomunicadas, los moldes de árboles sepultados, las grietas originadas por la
resistencia a la deformación plástica de las corrientes de lava parcialmente solidificadas
y los espacios huecos que pueden quedar entre dos coladas superpuestas son algunos de
los factores principales que proporcionan a la andesita y los basaltos recientes su
frecuentemente elevada permeabilidad. También existe otra serie de factores que
actúan directamente sobre la permeabilidad primaria, como los efectos de la
descomposición y alteración meteórica de las rocas, que dan lugar al desarrollo de
permeabilidad de tipo secundario. Los suelos enterrados suelen presentarse
frecuentemente en las potentes series de coladas lávicas superpuestas; en la mayoría de
los casos estos suelos, menos permeables que la roca volcánica que los sepulta,
constituyen horizontes de muy baja permeabilidad que dan lugar a la formación de
acuíferos colgados en zonas topográficamente altas. Esto es importante si se considera
que existen valles próximos a los focos de erupción volcánica, donde las lavas suelen
correr por su fondo sepultando todas las formaciones aluviales que encuentran a su
paso.
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Figura Nº 6.10.- Diaclasas
Para el análisis del flujo de agua subterránea, es conveniente considerar cuando menos
dos componentes principales de la permeabilidad. La permeabilidad horizontal de las
rocas volcánicas se debe en su mayor parte a la presencia de los huecos que suelen
existir entre dos coladas de lava superpuestas, mientras que la permeabilidad vertical se
debe principalmente al resquebrajamiento de las lavas durante los últimos momentos de
su fluidez y a las fracturas de contracción como consecuencia de su posterior
enfriamiento. Por lo general, la permeabilidad vertical de las rocas volcánicas suele ser
muy pequeña en comparación con su permeabilidad horizontal. Tanto la permeabilidad
como la porosidad de las rocas volcánicas tienden a decrecer lentamente con el tiempo
geológico. Parte de esta disminución se debe a la compactación de las rocas; pero el
relleno de los espacios huecos mediante minerales secundarios suele ser la causa más
importante.
Las rocas de origen piroclástico (tobas), cuando se encuentran inalteradas, poseen una
permeabilidad directamente relacionada con el tamaño de los clastos, con la
uniformidad de su tamaño y con su grado de cementación y compactación. Cuando se
presenta una clasificación deficiente en el tamaño de los clastos presentes en una unidad
de tipo piroclástico y existe al mismo tiempo abundante material fino, ocurre que aun
manteniéndose elevada la porosidad, la permeabilidad es más bien baja. Las tobas
soldadas constituyen una clase especial de depósitos piroclásticos formados por la
fusión de fragmentos, todavía incandescentes, de rocas volcánicas en el momento de su
deposición y acumulación sobre la superficie del suelo. Por esta razón, las tobas
soldadas poseen permeabilidad primaria baja.
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Figura Nº 6.11.- Piroclastos
Considerando la génesis y origen de las rocas metamórficas e ígneas intrusivas, éstas
presentan un mínimo de poros o espacios abiertos, que generalmente son muy pequeños
y sin conexión entre sí. En consecuencia, sus valores de permeabilidad característicos
son tan pequeños que pueden considerarse prácticamente nulos. Sin embargo, a través
de las fracturas y zonas de intemperismo puede desarrollarse una considerable
porosidad y permeabilidad secundaria. Las fracturas aisladas que no están asociadas a
importantes sistemas de fallas producen solamente un pequeño aumento de la porosidad
total de estas rocas.
Microscópicamente, la permeabilidad varía entre cerca de cero, en caso de rocas
compactas y valores altos, en el caso de rocas densamente fracturadas.
La
permeabilidad global de estas rocas, consideradas en grandes volúmenes, es
anisotrópica a causa de la orientación variada de las fracturas que contienen el agua.
En general, los mayores valores de permeabilidad se encuentran entre las rocas
parcialmente descompuestas por debajo de la zona en la que abundan las arcillas. A
juzgar por los caudales de explotación observados en numerosos pozos, se deduce que
la permeabilidad en la parte más profunda de las rocas alteradas suelen ser, por lo
general, más elevadas que en la roca inalterada. La permeabilidad media de las rocas
plutónicas y metamórficas disminuye de modo general a medida que la profundidad
aumenta, al peso de las rocas suprayacentes, a la limitación que a profundidad alcanzan
los efectos que producen la alteración meteórica y la descomposición de las rocas. Las
diaclasas, las fallas y demás fracturas tienden a cerrarse a profundidad por efecto
litoestáticos.
6.2.2.3.- Determinación de la permeabilidad
Para la determinación de este parámetro existen varios métodos, uno de ellos es el
ensayo de infiltración denominado “open end”.
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Figura Nº 6.12. – Ensayo “open end” para la determinación de la permeabilidad
Además, existe la posibilidad que en zonas o cuencas cerradas, donde la recarga es
determinada en función de la evaporación, es decir, el movimiento del agua es
esencialmente vertical, construir punteras a distintas profundidades, de tal manera que el
agua sea surgente en una de ellas, y aplicando Darcy, se calcula directamente la
permeabilidad vertical.
Figura Nº 6.13. – Punteras para determinar permeabilidad vertical
Desde el punto de vista de explotación del recurso agua subterránea, interesa definir dos
características en los acuíferos: su capacidad de almacenar o liberar agua y su capacidad
de transmitirla.
6.2.3.- Otros Parámetros de las Unidades Acuíferas
Se acostumbra también trabajar con otros parámetros, los que se encuentran asociados
de alguna manera con la permeabilidad y la porosidad.
6.2.3.1.- Transmisividad (T)
La transmisividad no es más que la permeabilidad ponderada por el espesor saturado.
Es importante destacar que al calcular la transmisividad en pozos cercanos, pueden
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obtenerse valores muy diferentes, aunque el acuífero sea homogéneo, la razón estriba en
que las longitudes de rejillas (sistema captante) de los pozos pueden ser totalmente
distintas.
6.2.3.2. - Almacenamiento(S)
El coeficiente de almacenamiento S, se define como el volumen de agua que puede ser
liberado por un volumen del acuífero de sección igual a la unidad y altura igual a la del
acuífero saturado, si se produce un descenso unitario del nivel piezométrico o de la
carga hidráulica.
Al nivel de la superficie freática, el agua que se obtiene del bombeo de un pozo
proviene del vaciado físico que fluye por gravedad de un acuífero. Bajo la superficie
freática, el agua es entregada por efectos de la compresión del esqueleto sólido del
suelo, y a la expansión del agua en los poros, ambas producidas por el descenso de la
carga hidráulica en el acuífero.
6.2.3.3.- Rendimiento específico
El volumen de agua obtenido por unidad de volumen total, producto del vaciado físico
por gravedad se conoce comúnmente, como rendimiento específico (Sy), y que es un
parámetro adimensional.
6.2.3.4.- Almacenamiento específico
En el caso del agua bajo superficie freática, o dentro del mismo acuífero en caso de un
sistema confinado, el mecanismo de obtención de agua proporcionada por
descompresión, tanto del terreno como de la propia agua, se denomina almacenamiento
específico (Ss), y tiene unidades (L-1).
Coeficiente de almacenamiento en un acuífero confinado
Al interior de un acuífero confinado, todo el espesor del acuífero se mantiene saturado
mientras se está almacenado o liberando agua, por lo tanto, toda el agua es
proporcionada por descompresión, tanto del terreno como de la propia agua. Entonces
el almacenamiento del sistema, se encuentra dado por:
S  SS  b
(6.6)
Siendo b el espesor del acuífero.
El coeficiente de almacenamiento en acuíferos confinados se encuentra normalmente en
rangos de 10 6  S  10 4 .
Coeficiente de almacenamiento en un acuífero libre
En un acuífero libre cuando el nivel desciende, el agua es liberada tanto por el drenaje
gravitacional como por la compactación del esqueleto y la expansión del agua en los
poros. Por lo tanto, el coeficiente de almacenamiento para un acuífero libre, se
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encuentra dado por la suma del rendimiento específico (Sy) y el volumen de agua
liberado debido al almacenamiento específico (Ss).
S  S y  SS  b
(6.7)
Este parámetro, en acuíferos libres presenta valores que se encuentran normalmente en
rangos de 0.2  S  0.3 .
Al igual que para el parámetro permeabilidad, los valores del almacenamiento son útiles
para caracterizar el suelo.
Tabla Nº 6.4. - Almacenamiento v/s descripción del material
Tipo de material
Grava gruesa
Grava media
Grava fina
Arena gruesa
Arena media
Arena fina
Limo
Arcilla
Arenisca fina
Arenisca media
Arena de duna
Loess
Turba
Esquisto
Toba
Almacenamiento (S)
0,23
0.24
0.25
0.27
0.28
0.23
0.08
0.03
0.21
0.27
0.38
0.18
0.44
0.26
0.21
6.2.3.5.- Difusividad hidráulica
En los problemas de agua subterránea es necesario tener en cuenta, en ocasiones, no
sólo la velocidad del movimiento del agua, sino también la velocidad de transmisión del
cambio de carga hidráulica que, en general, es cientos de veces mayor que la del agua.
La velocidad de transmisión del cambio de carga es proporcional a la raíz cuadrada de
la difusividad hidráulica.
a
T
S
(6.8)
Para acuíferos libres, como el coeficiente de almacenamiento es igual a la porosidad
efectiva
6.2.4.- Isotropía, anisotropía, homogeneidad y heterogeneidad
Frecuentemente la permeabilidad de un terreno varía según la dirección en la que se
observe (anisotropía). Una de las causas de esta anisotropía es la estratificación. En
terrenos estratificados, la permeabilidad vertical puede ser muchas veces inferior a la
279
Capítulo Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
Leonel Barra O.
horizontal. No es raro que en acuíferos aluviales la relación kh/kv valga 10 y a veces
100 o más.
La heterogeneidad consiste en la variación de las propiedades del medio de un lugar a
otro. Una causa muy frecuente de heterogeneidad es la aparición de lentejones o
intercalaciones de materiales poco permeables.
Otras veces la heterogeneidad consiste en el cambio más o menos gradual del material
del acuífero con la consiguiente variación de la permeabilidad. Esta variación puede
ser tanto en dirección horizontal como vertical.
Un caso especial de heterogeneidad y anisotropía es el de las rocas permeables por
fisuración.
Si la fisuración es densa, vertical y orientada al azar, el material se
comporta como un medio muy aproximadamente isótropo y homogéneo.
Sin embargo, es muy frecuente que las fisuras tengan orientación preferente, o que la
fisuración sea poco densa o que las grietas no sean verticales, en cuyos casos, o en casos
combinación de ellos, el medio se comportará como anisótropo y/o heterogéneo.
6.3.- Caracteres generales del movimiento del agua subterránea
La ecuación que describe el movimiento del agua subterránea, se puede obtener
aplicando las leyes de conservación de la masa, y de Darcy a un volumen infinitesimal
dV de suelo saturado.
Considerando un volumen de control rectangular como el que se muestra en la Figura
Nº 6.14. Este volumen de control tiene dimensiones Δx, Δy y Δz, mientras que su
centro de masa P se encuentra ubicado en las coordenadas (x,y,z).
Figura Nº 6.14.- Volumen de control
Si no existen fuentes o sumideros dentro del área de control, la conservación de la masa
establece:
280
Capítulo Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
Leonel Barra O.
El flujo neto de fluido en el área
Tasa de cambio de la masa de fluido
de control
dentro del volumen de control
GT 
M
t
(6.9)
Al desarrollar este balance, en términos diferenciales, se obtienen relaciones, que
dependiendo de sus hipótesis, es decir, si se trata de un acuífero libre, confinado o
semiconfinado, adoptan determinadas estructuras; la que se presenta a continuación
corresponde a la ecuación de flujo para un acuífero libre, que es la condición de la
mayoría de los acuíferos de la zona central del país.

X
H  

 K X h X   Y
H  

 K Y h Y   Z
H 
h

 K Z h Z   W ( X , Y , Z , t )  S t
(6.10)
Como se verá más adelante, la dificultad (imposibilidad?) de desarrollar la ecuación
anterior, aconseja buscar alternativas, y la de mayor uso es la de asumir que el acuífero
analizado es confinado, cuya ecuación es factible de ser resuelta mediante un
tratamiento adecuado; la ecuación de flujo para un acuífero confinado es la siguiente:

X
H  

 K X X   Y
 H  
 K Y Y   Z
h
 H 
 K Z Z   W ( X , Y , Z , t )  S t
(6.11)
Esta suposición es válida para cierto rango de depresiones en los pozos, pero si se
sobrepasa el rango mencionado, basta con corregir las depresiones con cierta
expresión que se tratará más adelante.
Las relaciones (6.10) y (6.11), se aplican para obtener soluciones analíticas de
problemas particulares de flujo de aguas subterráneas. Para que estas soluciones se
ajusten a la realidad, se hace necesario considerar las características de cada acuífero
para poner condiciones de borde adecuadas, porque cualquier solución se desvía de las
hipótesis admitidas y es necesario saber en qué grado se deben de modificar. Las
hipótesis más comunes en este tipo de problemas son las siguientes:
 Acuífero homogéneo e isotrópico
 Base del acuífero de superficie infinita
Respecto a las condiciones de borde:
 Impermeables tanto capas de roca como las de arcilla
 Permeables, considerando la influencia de las aguas superficiales en contacto
con el acuífero.
281
Capítulo Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
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6.4.- Líneas de Flujo
En primer lugar se debe definir una línea potencial, que corresponde al lugar
geométrico de los puntos en un acuífero que presentan un mismo potencial hidráulico.
Las trayectorias son los caminos seguidos por las partículas en su recorrido. Una línea
de flujo, es la envolvente de los vectores de velocidad, en un instante determinado. De
esta forma, en régimen estacionario, las trayectorias de flujo coinciden con las líneas de
flujo.
dm
ds
h3
h2
h1 > h2 > h3
h1
Figura Nº 6.15.- Líneas de flujo
Las líneas de flujo para las condiciones específicas de borde y líneas equipotenciales, se
pueden representar en dos dimensiones para formar un flujo neto.
Los dos conjuntos de líneas forman un modelo ortogonal de pequeños cuadrados, donde
las líneas de flujo buscan siempre la máxima pendiente. En muy pocos casos, la
ecuación diferencial que rige el flujo subterráneo permite solución para obtener el flujo
neto, pero afortunadamente las soluciones gráficas entregan una buena aproximación.
Con la incorporación de modelos matemáticos, esta tarea se simplifica bastante, pero
requiere un proceso de calibración previa importante de parámetros.
En la Figura Nº 6.15, las líneas celestes representan líneas de flujo, que se cruzan
ortogonalmente, con las equipotenciales (curvas de color rojo), donde seleccionando un
cuadrado cualquiera, el gradiente hidráulico se encuentra dado por:
i
dh
ds
(6.12)
El flujo constante entre dos líneas adyacentes resulta ser:
dh
dq  K  i  dm  K   dm  K  dh
ds
(6.13)
Si n es el número de celdas definidas por las equipotenciales consideradas para
representar el sistema, y m el número de celdas establecidas entre líneas de flujo, el
caudal total que circula por el sistema resulta ser:
282
Capítulo Nº 6
AGUAS SUBTERRÁNEAS
Leonel Barra O.
h
Q  m  dq  m  K  dh  m  K   
n
(6.14)
Así, la geometría del flujo neto, junto con la permeabilidad y las pérdidas de carga,
permiten efectuar un cálculo directo del flujo total.
6.4.1.- Flujo en relación con las condiciones de borde
Considerando que el flujo no atraviesa un borde impermeable, las líneas del
escurrimiento deben ser paralelas al borde. Lo mismo ocurre con el flujo que no
atraviesa el nivel freático. En general, aparecen cuatro tipos diferentes de condiciones
de borde, las que se representan en la Figura Nº 6.16:
A
D
B
Figura Nº 6.16.- Línea
E
C
Figura Nº 6.16.- Condiciones en los límites
Si la permeabilidad del muro de la Figura Nº 6.16, se considera constante, la superficie
de afluencia AB, será una línea equipotencial, al igual que la superficie de salida EC; la
superficie BC es una línea de flujo. La línea de flujo AD se encuentra a presión
atmosférica, y en ausencia de recarga y evaporación, corresponde a una línea de flujo.
La línea DE no es ni línea de flujo ni equipotencial.
Para un acuífero libre y en estado estacionario, la relación (6.10) se transforma en:
KX
 2h
 2h
2h

K

K
0
Y
Z
X 2
Y 2
Z 2
(6.15)
Y si se asume un medio isotrópico,
2h 2h 2h


 2h  0
(6.16)
X 2 Y 2 Z 2
Esta última relación se denomina Laplaciano, y puede ser resuelta analíticamente en un
determinado dominio, cuando éste presenta una geometría sencilla lo mismo que las
condiciones analíticas de h en los bordes.
En otros tiempos las redes de flujo se construían gráficamente, pero bajo una serie de
supuestos, preocupándose principalmente de mantener la ortogonalidad entre líneas de
flujo y equipotenciales.
Con la llegada de softwares, estos desarrollos se
automatizaron, con la ventaja que se pudieron cubrir sistemas de mayores
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Capítulo Nº 6
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complejidades. Ya no fue necesario realizar a mano, la construcción de la piezometría
ni menos aún el campo de velocidades.
6.5. – Flujo en redes de fracturas
El estudio del flujo en el plano de una fractura se basa en las ecuaciones de Navier
Stokes, que representan el comportamiento del flujo entre dos láminas paralelas. En
esta analogía el flujo es considerado laminar con una distribución de velocidades
parabólica en la sección del flujo. En la Figura Nº 6.17, se observa esta aproximación.
Figura Nº 6.17.- Flujo en planos de fracturas
Aplicadas las condiciones de borde, al plano de la fractura, la velocidad y el caudal se
expresan como:
g  b 2 p
VX 

12   x
Q
(6.17)
g  H  b 2 p

12  x
(6.18)
Donde b es la abertura de la fractura; H es el ancho de la fractura: g es la gravedad, ν es
p
la viscosidad cinemática y
es el gradiente de presión en la dirección del flujo. Las
x
relaciones 6.15 y 6.16, son expresiones cúbicas entre la descarga y la abertura de la
fractura que ha sido ampliamente utilizada en el estudio del flujo en rocas fracturadas,
por ejemplo, el software FEFLOW la utiliza, para evaluar este tipo de acuíferos.
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