INSTITUTO POLITECNICO NACIONAL

ESCUEA SUPERIOR DE INGENIERIA Y

ARQUITECTURA

UNIDAD TICOMAN

“Ciencias de la Tierra”

PORTAFOLIO DE EVIDENCIAS

Primer departamental

Geo hidrología

GONZALEZ MILLAN JOSE

1PM7

Vargas López David

28/ Abril/2015

Distribución de agua en el subsuelo

En el subsuelo se encuentran formaciones geológicas consistentes a veces en

rocas porosas (arenas, gravillas, etc.), o fracturadas (calizas, areniscas, lavas, etc.)

las cuales pueden contener agua en sus huecos. Este agua se denomina agua

subterránea y los terrenos que la contienen y la pueden ceder se denominan

acuíferos. Los terrenos acuíferos del Subsuelo pueden tener una extensión

horizontal pequeña, de decenas o centenas de metros cuadrados, y constituir lo

que se llama acuíferos locales o puntuales, o bien alcanzar millones de kilómetros

cuadrados, formando extensos acuíferos regionales

El espesor de los acuíferos puede también variar desde centímetros hasta más de

mil metros. El agua subterránea tiene su origen en la lluvia, parte de la cual se infiltra

directamente a través del suelo, o desde ríos y lagos, por grietas y poros de la roca,

hasta alcanzar un nivel impermeable que no la deja descender más. Allí se va

acumulando con los años, llenando los acuíferos, y poco a poco circula a favor del

gradiente, hasta encontrar un nivel de salida a la superficie en puntos definidos que

se convierten en manantiales o fuentes, o de forma difusa, en áreas tales como los

lechos de los ríos, cuyo caudal es mantenido por las aguas subterráneas

especialmente en los estiajes

Cuando se hace una profundización que atraviesa los acuíferos, el agua de las

oquedades pasa a la perforación o pozo, llenándolo hasta un cierto nivel llamado

nivel del agua subterránea o nivel piezométrico. si la perforación o pozo se vacía de

agua, el acuífero repone el agua subterránea nuevamente, a expensas de sus

propias reservas. Si con una bomba u otro mecanismo se extrae el agua de forma

más o menos continua, se tiene lo que se denomina una captación de agua

subterránea.

Las aguas infiltradas pueden permanecer en el subsuelo más o menos tiempo,

alcanzar diferentes profundidades y estar sometidas a muy diferentes condiciones.

Zona de aireación o vadosa (no saturada).

Se extiende desde la superficie del terreno hasta el nivel freático. Los poros no están

saturados, es decir, están ocupados tanto por agua como por aire en función de las

condiciones, y el agua retenida, que puede ser agua de hidratación, de adhesión o

capilar, se encuentra a una presión menor que la atmosférica. El agua no retenida

se moverá gracias a la gravedad (agua gravitacional o gravífica), y seguirá

descendiendo y ocupando eventualmente los poros, grietas, y fisuras de los

materiales (percolación), hasta alcanzar algún nivel inferior que sea impermeable o

esté saturado.

Se pueden diferenciar tres sub zonas:

Una superficial caracterizada porque una parte de las aguas infiltradas

quedará retenida y adherida por fuerzas capilares al terreno, formando la

humedad del suelo. El agua aquí contenida puede evaporarse volviendo a la

atmósfera, o ser absorbida por los vegetales a través de sus raíces, quienes

también la evaporarán por transpiración: a esta zona del suelo comprendida

entre la superficie y el límite inferior de las raíces de los vegetales, se la

denomina sub zona de evapotranspiración, y tiene un espesor variable desde

algunos cm hasta varios metros, en función de la cantidad y el tipo de

vegetación propios de la región.

Sub zona intermedia, en la que el agua se mueve por gravedad hacia las

zonas inferiores (percolación). Tiene un espesor muy variable, desde algunos

cientos de metros en el caso de zonas desérticas, a llegar incluso a no existir

en el caso de niveles freáticos muy cercanos a la superficie.

Franja capilar, en contacto con la zona saturada. Esta franja se caracteriza

porque los estrechos conductos y oquedades situados entre los materiales,

se mantienen ocupados por agua sujeta a fuerzas capilares, que asciende

desde la zona saturada inferior a una altura tanto mayor cuanto mayor sean

estas fuerzas. Aunque esta zona está saturada de agua al igual que la zona

de saturación que la sigue, hay una diferencia fundamental entre ambas: el

agua de la franja capilar al estar sometida a fuerzas capilares no fluye en

general, mientras que la de la zona saturada sí lo hace al ser agua gravífica

El nivel freático

Es el nivel a partir del cual los materiales se encuentran totalmente saturados de

agua.

Su profundidad es variable en función de las condiciones climáticas: Después de

precipitaciones abundantes, es decir en épocas de recarga subirá, acercándose

cada vez más a la superficie o incluso situándose por encima de ella, lo que dará

lugar a zonas encharcadas o pantanosas.

Por el contrario en épocas secas, o

como consecuencia de extracciones

abusivas, el nivel bajará

progresivamente lo que se traducirá

en desecación de humedades,

fuentes, descenso de niveles de ríos

y pozos, etc.

Mientras que las superficies de un

lago o un río son superficies planas

horizontales, no ocurre lo mismo con

el nivel freático. Este no se dispone en

forma de superficie plana, sino que

reproduce toscamente la superficie

topográfica del terreno, de manera

que se encuentra a mayor altura en

las zonas elevadas y desciende en las

deprimidas. Esta disposición se debe al hecho de que el agua subterránea se

desplaza en general muy lentamente a través de los poros de las rocas, por lo que

las aguas que se infiltran en las sucesivas precipitaciones tienden a acumularse en

las zonas elevadas, ya que tardarán mucho tiempo en alcanzar las zonas bajas de

descarga.

Desde la superficie del terreno no es posible detectar la situación del nivel freático,

salvo en los casos en los que corte o esté por encima de dicha superficie (zonas

pantanosas, lagos, fuentes...). Sin embargo, se puede conocer de manera bastante

aproximada a qué profundidad se encuentra, que coincidirá con la altura del agua

de los pozos que existan en la zona, siempre que estén perforados en acuíferos

libres, ya que los pozos son perforaciones en el subsuelo hasta alcanzar este nivel.

(De hecho, etimológicamente nivel freático significa nivel de los pozos, ya que

freatos=pozo, en griego)

Zona Saturada

Su límite superior viene marcado por el nivel freático, y el inferior por los materiales

impermeables a partir de los cuales se ha acumulado el agua.

Se caracteriza porque los poros, grietas y fisuras de las rocas están completamente

ocupados por agua, que se encuentra a una presión variable: igual a la atmosférica

en el nivel freático, y progresivamente mayor a medida que se profundiza.

Las aguas de esta zona son las que se consideran verdaderas aguas subterráneas.

Han llegado aquí a partir de la infiltración de las aguas de lluvia, o de las aguas

superficiales (deshielo, ríos, lagos). Una vez en esta zona y dependiendo de las

condiciones, su flujo natural las llevará de nuevo a la superficie dando lugar a

manantiales y fuentes, alimentando ríos, lagos y zonas húmedas, o descargando

directamente en el mar. También si las condiciones lo permiten, pueden ser

captadas en cantidades significativas para el consumo humano.

Con frecuencia se utilizan los términos agua freática y circulación freática, para

aludir al agua de esta zona saturada y a su movimiento. Ambos términos derivan

del gr. freatos = pozo, luego etimológicamente se está aludiendo al agua que llega,

o puede llegar, a un pozo y a su circulación

Rocas almacenadoras

La propiedad de una roca que la hace poder contener agua se define técnicamente

como porosidad o conjunto de intersticios existentes en los sólidos discontinuos.

Para ser verdaderamente almacenadora acuífera, la roca además de contener

agua, necesita poder cederla, cualidad que se denomina permeabilidad. La

permeabilidad en un sentido amplio, mide tanto la posibilidad de poder extraer,

drenar o bombear agua como la posibilidad de introducir, infiltrar o recibir agua en

un acuífero

La sedimentación detrítica tiene lugar, como ya hemos indicado, como

consecuencia de la pérdida de energía del medio de transporte, que hace que este

se interrumpa, con lo que las partículas físicas que son arrastradas tienden a

depositarse por decantación. Se originan así los sedimentos, y a partir de éstos, y

mediante el proceso de diagénesis, las rocas sedimentarias detríticas. Entre ambas,

rocas y sedimentos, las más comunes son las arenas y areniscas y las rocas

arcillosas (lutitas o pelitas). Además, a menudo estos materiales contienen

minerales de interés minero, que se depositan conjuntamente con el resto de la roca

(caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la misma aprovechando

su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del petróleo, del gas natural).

Las rocas detríticas gruesas (arenas/areniscas, gravas/conglomerados) están

formadas, como sabemos, por granos, de formas más o menos regulares, lo que

hace que entre estos granos exista una alta porosidad, en la que a menudo

podemos encontrar fluidos, sobre todo agua

Características físicas y químicas de las rocas almacenadoras.

Porosidad.

La porosidad es una medida de la capacidad de almacenamiento de fluidos que

posee una roca y se define como la fracción del volumen total de la roca que

corresponde a espacios que pueden almacenar fluidos.

Como el volumen de espacios disponibles para almacenar fluidos no puede ser

mayor que el volumen total de la roca, la porosidad es una fracción y el máximo

valor teórico que puede alcanzar es 1. Muchas veces la porosidad es expresada

como un porcentaje, esta cantidad resulta de multiplicar por 100.

Clasificación de la Porosidad

La porosidad de una roca puede ser clasificada de dos maneras:

- Según su origen.

- Según la comunicación de sus poros.

Según su origen

De acuerdo a su origen, la porosidad puede ser clasificada en primaria o

intergranular y secundaria o inducida. La porosidad primaria o intergranular es

aquella que se origina durante el proceso de deposición de material que da origen

a la roca. Por otra parte la porosidad secundaria es aquella que se origina por

algunos procesos naturales o artificiales posteriores al momento en el cual los

sedimentos que dieron origen a la roca fueron depositados.

En general las rocas con porosidad primaria presentan características más

uniformes que aquellas que presentan parte de su porosidad secundaria o inducida.

Algunos procesos que dan origen a la porosidad secundaria de una roca son: la

disolución, las fracturas y la dolomitización.

Disolución: La disolución es un proceso mediante el cual se origina una

reacción química entre los fluidos que saturan el medio poroso y la matriz de

la roca. Este proceso origina una modificación en el volumen poroso del

sistema y por ende en la porosidad.

Fracturas: Las fracturas también contribuyen a la generación de porosidad

secundaria. Después de producirse la deposición de sedimentos y originarse

la roca, esta se puede encontrar sometida a procesos geológicos de

deformación originados por actividades tectónicas que pueden generar

fisuras o desplazamiento de los granos que conforman la matriz de la roca.

Estas fracturas originan un aumento en el volumen de espacios que pueden

contener fluidos, lo que se traduce en un aumento en la porosidad.

Dolomitización: La dolomitización es un proceso mediante el cual la caliza se

transforma en dolomita. La reacción química que permite visualizar el

proceso de dolomitización se muestra a continuación:

El proceso de dolomitización ocurre cuando rocas carbonáticas (constituidas por

calizas) entran en contacto con agua (con alguna cantidad de magnesio disuelto)

que circula a través del medio poroso. Al entrar en contacto el magnesio desplaza

al calcio, y debido a que el magnesio es considerablemente más pequeño que el

calcio, la roca generada luego del desplazamiento puede presentar una porosidad

mucho mayor. Es importante mencionar que la dolomita resultante de un proceso

de dolomitización presentará generalmente una porosidad mayor a la caliza de

donde se originó, sin embargo, desde el punto de vista teórico, si el proceso de

dolomitización fuera total, es decir, el magnesio sustituyera completamente al calcio,

la nueva roca podría presentar una porosidad menor a la de la roca original.

Según la comunicación de sus poros

Debido a que el material cementante puede sellar algunos poros de la roca,

aislándolos del resto del volumen poroso, los poros se pueden encontrar unidos

entre si, o aislados. Dependiendo de como sea la comunicación de estos poros, la

porosidad se puede clasificar de la siguiente manera:

- Total o absoluta.

- Interconectada o efectiva.

- No interconectada o no efectiva.

La porosidad total o absoluta de una roca se define como la fracción del volumen

total de la misma que no esta ocupada por matriz.

La porosidad interconectada o efectiva se define como el volumen total de la roca

que representa espacios que pueden contener fluidos y se encuentran comunicados

entre sí, mientras que la porosidad no interconectada o no efectiva es aquella que

representa la fracción del volumen total de la roca que esta conformada por los

espacios que pueden contener fluidos pero no están comunicados entre sí.

Como la sumatoria del volumen de los poros no interconectados más el volumen de

los poros interconectados es igual al volumen total de los poros de la roca, entonces

la porosidad absoluta o total del sistema es igual a la sumatoria de la porosidad

efectiva más la porosidad no efectiva

Distribución de poros en la roca

Contenido de humedad, grado de saturación, deficiencia de

humedad

El suelo se comporta como un depósito, al cual se le puede determinar la cantidad

de agua almacenada en un cualquier momento. El contenido de humedad del suelo

con base en volumen se expresa como:

Donde:

θ: Es el contenido de humedad con base en volumen en porcentaje decimal.

Vw: Es el volumen ocupado por el agua

El proceso de retención que depende de las características de tensión superficial

del agua del suelo y del ángulo de contacto entre el agua y las partículas de suelo,

es el mecanismo principal de retención de agua en los suelos livianos, mediados y

dentro de determinados intervalos de humedad, también en los suelos pesados.

En un suelo saturado, todos los poros están llenos con agua. La tensión de

humedad del suelo (potencial mátrico o succión) es cercana a cero. Si al suelo se

le aplicara una fuerza externa, el agua sería desplazada primero de los poros más

grandes, y luego reemplazada por aire. La disminución continua de agua en los

poros del suelo produce simultáneamente el aumento de la fuerza con que es

retenida el agua en el suelo y el incremento de la tensión de humedad del suelo, o

potencial mátrico del mismo. Esto es debido a que entre menor sea el radio de los

poros que retienen el agua, la tensión capilar es mucho mayor. Por tanto, a pesar

de ser la capacidad de almacenamiento de agua en un suelo arcilloso mayor que

en uno arenoso, la fuerza con que retiene el agua la arcilla es mayor a la de la arena.

El Método Gravimétrico es el método tradicional para establecer el contenido de

humedad de una muestra de suelo. La muestra es pesada, secada en un horno a

105 oC durante 24 horas, determinándose mediante una balanza el peso del agua

y el peso de suelo seco. Con éstas medidas se determina el contenido de humedad

con base en peso.

Un suelo puede presentar en un momento dado un contenido de humedad con base

en peso (W%) mayor al 100%, un ejemplo de esto es presentado por aquellos

suelos que poseen altos contenidos de materia orgánica, así como densidades

aparentes menores a 1.0 gr/cm3 , capaces de tomar más agua que la que pueden

pesar cuando están secos.

La proporción de vacíos ocupada por el agua se expresa en términos del Grado de

Saturación, y se define como la relación entre el volumen de agua y el volumen de

vacíos. Varía entre 0 % ( suelo seco) y 100 % ( suelo totalmente saturado).

El contenido de aire, Grado de Aireación , expresa la proporción de aire presente

en un elemento de suelo . Es una magnitud de escasa importancia práctica respecto

a las anteriores, su definición es:

La falta de agua también es perjudicial para los cultivos, por lo que se debe controlar

regularmente el nivel de humedad del suelo para determinar cuándo regar y qué

cantidad de agua se debe aplicar.

El suelo, presentando una deficiencia de humedad importante, permitirá que el agua

que precipite, a pesar de que la capacidad de infiltración es reducida, se utilice,

parcialmente en abastecer de humedad al suelo, escurriendo sólo una porción

relativamente pequeña. La capacidad de infiltración es la cantidad máxima de agua

que se puede introducir en un suelo por unidad de superficie horizontal y por unidad

de tiempo. Se mide por la altura de agua que se infiltra, expresada en mm/hora. La

capacidad de infiltración disminuye hasta alcanzar un valor casi constante a medida

que la precipitación se prolonga, y es entonces cuando se empieza el escurrimiento

superficial.

El suelo, presentando una deficiencia de humedad importante, permitirá que el agua

que precipite, a pesar de que la capacidad de infiltración es reducida, se utilice,

parcialmente en abastecer de humedad al suelo, escurriendo sólo una porción

relativamente pequeña.

La capacidad de infiltración es la cantidad máxima de agua que se puede introducir

en un suelo por unidad de superficie horizontal y por unidad de tiempo. Se mide por

la altura de agua que se infiltra, expresada en mm/hora. La capacidad de infiltración

disminuye hasta alcanzar un valor casi constante a medida que la precipitación se

prolonga, y es entonces cuando se empieza el escurrimiento superficial.

Presión, carga hidráulica y nivel base

La presión en un fluido es la presión termodinámica que interviene en la ecuación

constitutiva y en la ecuación de movimiento del fluido, en algunos casos especiales

esta presión coincide con la presión media o incluso con la presión hidrostática.

Todas las presiones representan una medida de la energía potencial por unidad de

volumen en un fluido. Para definir con mayor propiedad el concepto de presión en

un fluido se distinguen habitualmente varias formas de medir la presión:

* La presión media, o promedio de las presiones según diferentes direcciones en un

fluido, cuando el fluido está en reposo esta presión media coincide con la presión

hidrostática. * La presión hidrostática es la parte de la presión debida al peso de un

fluido en reposo. En un fluido en reposo la única presión existente es la presión

hidrostática, en un fluido en movimiento además puede aparecer una presión

hidrodinámica adicional relacionada con la velocidad del fluido. Es la presión que

sufren los cuerpos sumergidos en un líquido o fluido por el simple y sencillo hecho

de sumergirse dentro de este. Se define por la fórmula donde es la presión

hidrostática, es el peso específico y profundidad bajo la superficie del fluido.

* La presión hidrodinámica es la presión termodinámica dependiente de la dirección

considerada alrededor de un punto que dependerá además del peso del fluido, el

estado de movimiento del mismo.

Presión hidrostática:Un fluido pesa y ejerce presión sobre las paredes del fondo del

recipiente que lo contiene y sobre la superficie de cualquier objeto sumergido en él.

Esta presión, llamada presión hidrostática, provoca, en fluidos en reposo, una fuerza

perpendicular a las paredes del recipiente o a la superficie del objeto sumergido sin

importar la orientación que adopten las caras. Si el líquido fluyera, las fuerzas

resultantes de las presiones ya no serían necesariamente perpendiculares a las

superficies. Esta presión depende de la densidad del líquido en cuestión y de la

altura del líquido con referencia del punto del que se mida.

Carga hidrostática

La distribución de la carga hidráulica a través de un acuífero determina dónde fluirá

el agua subterránea. En un ejemplo hidrostática, donde la carga hidráulica es

constante, no hay flujo. Sin embargo, si hay una diferencia en la carga hidráulica de

la parte superior a la parte inferior debido a que drena de la parte inferior, el agua

fluirá hacia abajo, debido a la diferencia en la cabeza, también llamado el gradiente

hidráulico.

Nivel base

El nivel de base se define como la menor elevación a la cual una corriente puede

profundizar su cauce. En esencia, es el nivel al cual una corriente desemboca en el

océano, un lago u otra corriente. El nivel de base explica el hecho de que la mayoría

de los perfiles de las corrientes tenga gradientes bajos cerca de sus

desembocaduras, porque las corrientes se aproximan a la elevación por debajo de

la cual no pueden erosionarsus lechos. Powell reconoció que existen dos tipos de

nivel de base:

Podemos considerar el nivel del mar como un nivel de base principal, por debajo del

cual las tierras secas no pueden ser erosionadas; pero podemos tener también,

para propósitos locales o transitorios, otros niveles de base de erosión*.

Cualquier cambio del nivel de base provocará el reajuste correspondiente en las

actividades de las corrientes de agua. Una capa resistente de roca puede actuar

como

un

nivel

de

base

local

(temporal). Dado que la capa más duradera se erosiona más despacio, limita la

cantidad de erosión en Ia vertical corriente arriba.

.

. Cuando se construye una presa a lo largo del curso de una corriente, el pantano

que se forma detrás eleva el nivel de base de la corriente elpantano, el gradiente de

la corriente se reduce, disminuyendo su velocidad y, por consiguiente, su capacidad

transportadora de sedimentos. La corriente, ahora incapaz de transportar toda su

carga, depositará rnaterial, elevando con ello su cauce. Este proceso continúa hasta

que la corriente vuelve a tener un gradiente suficiente para transportar su carga. El

perfil del nuevo cauce sería similar al del antiguo, excepto en que sería algo más

elevado.

Cuando se construye un dique y se forma un embalse, el nivel de base de la

corriente se eleva. Esto reduce la velocidad de la corriente e induce el depósito y la

reducción del gradiente corriente arriba del embalse

Si, por otra parte, el nivel de base se redujera, ya fuera por elevación del terreno o

por una caída del nivel del mar, la corriente se reajustaría de nuevo, La corriente,

ahora por encima del nivel de base, tendría un exceso de energía y erosionaría su

cauce para establecer un equilibrio con su nuevo nivel de base. La erosión

progresaría primero cerca de la desembocadura, luego actuaría corriente arriba

hasta que el perfil de la corriente de agua se ajustara a 1o largo de toda su longitud.

Gradiente hidráulico

El gradiente hidráulico es un gradiente vector entre dos o más medidas de la cabeza

hidráulicos más de la longitud de la trayectoria de flujo. También se conoce como la

"pendiente de Darcy, ya que determina la cantidad de un flujo de Darcy, o descarga.

Un gradiente hidráulico dimensiones se puede calcular entre dos piezómetros como:

o dicho de otra manera es el gradiente hidráulico es la diferencia entre los dos

cabezales hidráulicos, y es la longitud de la trayectoria de flujo entre los dos

piezómetros

El gradiente hidráulico puede ser expresada en notación vectorial, utilizando el

operador del. Esto requiere un campo de carga hidráulica, que puede sólo ser

prácticamente obtiene a partir de un modelo numérico, tales como MODFLOW. En

coordenadas cartesianas, esto puede ser expresado como:

Este vector describe la dirección del flujo de agua subterránea, donde los valores

negativos indican el flujo a lo largo de la dimensión, y cero indica "sin flujo '. Al igual

que con cualquier otro ejemplo en la física, la energía debe fluir de arriba hacia

abajo, por lo que el flujo está en la pendiente negativa. Este vector puede ser

utilizado en conjunción con la ley de Darcy y un tensor de conductividad hidráulica

para determinar el flujo de agua en tres dimensiones.

Ley de darcy

La circulación del agua en la zona saturada está regulada por la Ley de Darcy, según

la cual existe una proporcionalidad entre el caudal de agua que pasa por una

sección determinada de un material con una permeabilidad definida por su

coeficiente de permeabilidad (K) y el gradiente hidráulico, V=K*i. Esto es, irá tanto

más rápido cuanto mayor sea su permeabilidad y mayor sea el gradiente hidráulico.

La ley de Darcy es válida en un medio saturado, continuo, homogéneo e isótropo y

cuando las fuerzas inerciales son despreciables (Re<1). La Ley de Darcy es una de

las piezas fundamentales de la mecánica de los suelos. A partir de los trabajos

iniciales de Darcy, un trabajo monumental para la época, muchos otros

investigadores han analizado y puesto a prueba esta ley. A través de estos trabajos

posteriores se ha podido determinar que mantiene su validez para la mayoría de los

tipos de flujo de fluidos en los suelos. Para filtraciones de líquidos a velocidades

muy elevadas y la de gases a velocidades muy bajas, la ley de Darcy deja de ser

válida.En el caso de agua circulando en suelos, existen evidencias abrumadoras en

el sentido de verificar la vigencia de la Ley de Darcy para suelos que van desde los

limos hasta las arenas medias. Asimismo es perfectamente aplicable en las arcillas,

para flujos en régimen permanente.

Para suelos de mayor permeabilidad que la arena media, deberá determinarse

experimentalmente la relación real entre el gradiente y la velocidad para cada suelo

y porosidad estudiados.

Conductividad hidráulica, permeabilidad y transmisividad

para determinar la conductividad hidráulica (K) en campo: el método del agujero de

barreno (auger hole method), basado en la recuperación del nivel freático producido

en una perforación registrando la evolución de los descensos (y) en el tiempo (t).

Utiliza la fórmula de Ernst generalizada según la siguiente expresión: K = C . ∆y / ∆t

; C = (4.62 . r². H) / (20 . r + H) . ( 2 . H – y) Siendo y : descensos medidos a partir

del nivel estático (mts.); H : desnivel entre el fondo de la perforación y el nivel

estático (mts.); r : radio de la perforación (mts.) Procedimiento aplicable a

profundidades entre 2.50 a 3.00 mts. como máximo. Elementos para realizar el

ensayo: barreno de 4 pulgadas, extractor de agua manual, sonda para medición de

la profundidad, filtro para revestimiento interno en suelos arenosos – sueltos –

desmoronables, cronómetro. Duración del ensayo: cubierto el tercio inferior del

espesor total del manto, puede terminarse el proceso de medición.

Permeabilidad es la propiedad que tiene el suelo de transmitir el agua y el aire y es

una de las cualidades más importantes que han de considerarse para la piscicultura.

Un estanque construido en suelo impermeable perderá poca agua por filtración.

Mientras más permeable sea el suelo, mayor sera la filtración. Algunos suelos son

tan permeables y la filtración tan intensa que para construir en ellos cualquier tipo

de estanque es preciso aplicar técnicas de construcción especiales. En un volumen

de está colección que aparecerá próximamente se ofrecerá información sobre

dichas técnicas.

Por lo general, los suelos se componen de capas y, a menudo, la calidad del suelo

varía considerablemente de una capa a otra. Antes de construir un estanque, es

importante determinar la posición relativa de las capas permeables e impermeables.

Al planificar el diseño de un estanque se debe evitar la presencia de una capa

permeable en el fondo para impedir una pérdida de agua excesiva hacia el subsuelo

a causa de la filtración.

Los diques del estanque se deben

construir con un tipo de suelo que

garantice una buena retención del

agua. La calidad del suelo tendrá

que comprobarse, repetimos,

teniendo presente ese aspecto.

Muchos factores afectan a la permeabilidad del suelo. En ocasiones, se trata de

factores en extremo localizados, como fisuras y cárcavas, y es difícil hallar valores

representativos de la permeabilidad a partir de mediciones reales. Un estudio serio

de los perfiles de suelo proporciona una indispensable comprobación de dichas

mediciones. Las observaciones sobre la textura del suelo, su estructura,

consistencia, color y manchas de color, la disposición por capas, los poros visibles

y la profundidad de las capas impermeables como la roca madre y la capa de

arcilla*, constituyen la base para decidir si es probable que las mediciones de la

permeabilidad sean representativas.

El tamaño de los poros del suelo reviste gran importancia con respecto a la tasa de

filtración (movimiento del agua hacia dentro del suelo) y a la tasa de percolación

(movimiento del agua a través del suelo). El tamaño y el número de los poros

guardan estrecha relación con la textura y la estructura del suelo y también influyen

en su permeabilidad.

Por regla general, como se muestra a continuación, mientras más fina sea la textura

del suelo, más lenta sera la permeabilidad:

Transmisividad (T) es el caudal agua que pasa por unidad de ancho del acuífero

bajo un gradiente unitario de potencial.

Rendimiento específico, coeficiente de almacenamiento y

almacenamiento específico

El rendimiento específico de un acuífero es la relación entre la cantidad de agua

que puede drenar libremente el material y el volumen total de la formación,

resultando siempre menor que la porosidad total, y asociado al concepto de

porosidad eficaz. La relación entre el rendimiento específico (Sy) y la porosidad total

(P) depende del tamaño de las partículas en la formación. Un acuífero de textura

fina tendrá un rendimiento específico pequeño, mientras que un acuífero de textura

gruesa tendrá uno mayor, ya que es capaz de producir una mayor cantidad de su

agua almacenada. La retención específica (Sr) es la parte de la porosidad total de

un acuífero que no puede ser fácilmente extraída, resultando la suma de ambos:

P [ % ] = Sy + Sr

El coeficiente de almacenamiento expresa el volumen de agua que puede ser

liberado de un prisma vertical de material poroso de sección unidad y altura igual a

la del medio saturado, si se produce un descenso unidad de la superficie

piezométrica.

Es un parámetro adimensional, que en los acuíferos libres equivale a la porosidad

eficaz, si bien no ocurre así en los acuíferos cautivos y semiconfinados, debido a

los efectos mecánicos de compresión del terreno y del agua. En éstos el coeficiente

de almacenamiento adquiere valores sensiblemente más bajos (normalmente dos

o tres órdenes de magnitud inferiores).

Se define como Coeficiente de Almacenamiento (S) del acuífero al volumen

desplazado por una columna del acuífero de superficie unitaria (1 cm ² ) cuando la

superficie freática desciende un valor unitario (1 cm) en un acuífero libre, lo que

equivale esencialmente al rendimiento específico (porosidad eficaz). El mismo

concepto, aplicado a un acuífero confinado, implica el descenso en un valor unitario

de la presión hidrostática en la columna del prisma acuífero considerado. Los

valores promedio de S para acuíferos libres oscilan entre 0.3 a 0.05, mientras que

para acuíferos cautivos, donde predomina el espesor (e) sobre el Coeficiente de

Almacenamiento, están entre 0.001 a 0.00001.

El almacenamiento específico (SS) es la cantidad de agua, por unidad de volumen,

que es almacenada o liberada debido a la compresibilidad del esqueleto mineral y del agua en los poros debido a un cambio unitario en el nivel de agua en el acuífero.

Este coeficiente se denomina coeficiente de almacenamiento elástico. Este concepto se aplica tanto a acuíferos confinados como no confinados.

El almacenamiento específico está dado por la siguiente expresión:

S = ρw ⋅ g ⋅(α + n ⋅ β )

Donde ρw es la densidad del agua (M/L3), g es la aceleración de gravedad (L/T2), α es la compresibilidad del esqueleto del acuífero (1/(M/LT2)), n es la porosidad

(L3/L3), y β es la compresibilidad del agua (1/(M/LT2)). El almacenamiento específico tiene unidades de 1/L, con valores inferiores a 0.0001 1/m.

En un acuífero confinado la carga hidráulica puede disminuir pero el nivel

piezométrico puede permanecer sobre la unidad confinante.

En este caso una cantidad de agua es liberada desde almacenamiento y el acuífero permanece saturado. El coeficiente de almacenamiento (S) de un acuífero confinado es el producto del almacenamiento específico (Ss) y del espesor del

acuífero:

S= b x Ss

Dado que SS tiene dimensiones 1/L y el espesor del acuífero tiene unidades de longitud, L, el coeficiente de almacenamiento es adimensional. Toda el agua

liberada desde el acuífero se puede relacionar con la compresibilidad del esqueleto mineral y el agua presente en los poros.

El agua proviene de todo el espesor del acuífero. El valor del coeficiente de

almacenamiento de un acuífero confinado es inferior a 0.005.

En el caso de un sistema no confinado o libre el nivel de saturación (nivel freático) aumenta o disminuye debido a cambios en la cantidad de agua almacenada. A

medida que el nivel de agua disminuye, parte del agua drena desde los poros del sistema acuífero.

Este almacenamiento o liberación de agua se debe a la capacidad específica de la unidad (SY), así como al almacenamiento específico de ella.

Para un acuífero no confinado el coeficiente de almacenamiento, S, se calcula

como:

S = Sy + h x Ss

Ecuación general del flujo subterráneo

La ecuación fundamental del flujo se deriva de la aplicación de la Ley de Darcy y

del teorema de la continuidad o de la conservación de masa, que establece que en

un volumen determinado de medio poroso saturado, la masa de fluido que entra en

un determinado intervalo de tiempo es igual a la que sale en el mismo intervalo.

Si las masas de entrada y salida no coinciden en el tiempo hay que admitir que se

produce un cambio en la masa almacenada en ese mismo volumen.

La ecuación fundamental es:

Donde:

h = potencial hidráulico (nivel piezométrico)

F = recargas exteriores (verticales, lluvias, etc..)

K = permeabilidad del acuífero

S = coeficiente de almacenamiento

T = transmisividad

t = tiempo

Por consiguiente, la ecuación fundamental representa matemáticamente una

conclusión lógica, la diferencia entre la cantidad de agua que entra y sale por las

caras de un cubo poroso ideal, más las entradas de agua exteriores al sistema, tiene

que ser igual a la variación del almacenamiento, es decir, a lo que se llena o vacía

dicho cubo.

La ecuación puede resultar de difícil o imposible solución, según sean las

condiciones de contorno, y es aplicable a los problemas generales del movimiento

del agua en los acuíferos.

En el caso concreto de los ensayos de bombeo, se estudia el movimiento del agua

en el acuífero como consecuencia de una depresión del nivel piezométrico en un

punto, motivada por un bombeo en un pozo situado en dicho punto.

Para la resolución de la ecuación pueden admitirse muchas simplificaciones,

siempre y cuando la realidad física del ensayo las respete.

Si no existen recargas exteriores, F/K = 0

Si el flujo es radial y no existe componente respecto al eje OZ

Tipos de acuíferos

Confinado: zona subterránea natural con un horizonte de material

impermeable por encima del nivel estático, la presión a la cual es sometida

al agua es superior a la atmosférica

Semiconfinado: zona subterránea natural con un horizonte de material

semipermeable por encima del nivel estativo, la presión a la cual es sometida

al agua es superior a la atmosférica.

Libre: zona subterránea natural donde el nivel estático se encuentra a la

presión atmosférica, los materiales que se encuentran por encima del nivel

estático son permeables

Referencias y fuentes de consulta

http://imta.gob.mx/potamologia/images/conferencistas4seminario/presentaciones-

iv-seminario-potamologia/viernes25-octubre-2013/Dr.%20Rafael%20Huizar%20-

%20IG%20UNAM.pdf

http://pendientedemigracion.ucm.es/info/diciex/proyectos/agua/esc_sub_distribucio

n_agua.html

http://aguas.igme.es/igme/publica/libro20/pdf/lib20/los_s_a_1.pdf

http://usuarios.geofisica.unam.mx/gvazquez/explotacionELIA/zonadesplegar/Clase

s/Clase%2012%20Rocas%20almacenadoras1.pd

http://www.lacomunidadpetrolera.com/cursos/propiedades-de-la-roca-

yacimiento/clasificacion-de-la-porosidad.php

https://books.google.com.mx/books?id=vb2hNjEKgTUC&pg=PA16&lpg=PA16&dq

=rocas+almacenadoras+de+agua&source=bl&ots=BwLOhiqRPI&sig=5uQJAB1w-

YFBxMKtS17mQrri4hw&hl=es&sa=X&ei=how_VfrED8qLsAXfqYC4CQ&ved=0CC0

Q6AEwAw#v=onepage&q=rocas%20almacenadoras%20de%20agua&f=false

http://glosarios.servidor-alicante.com/geologia/nivel-de-base

http://www.rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=398&I

temid=96&limitstart=6

ftp://ftp.fao.org/fi/CDrom/FAO_training/FAO_training/general/x6706s/x6706s09.htm

http://hidrologia.usal.es/temas/Conceptos_Hidrogeol.pdf

https://portal.uah.es/portal/page/portal/GP_EPD/PG-MA-ASIG/PG-ASIG-

67044/TAB42351/T2-Propiedades%20hidr%E1ulicas%20elementales.pdf

http://ing.unne.edu.ar/pub/aguasubterranea.pdf