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Conceptos básicos en
Hidrogeología
Que es la hidrogeología?
Es la parte de la hidrología que estudia la ocurrencia, movimiento y calidad del agua debajo de la superficie terrestre.
Su enfoque es interdisciplinario e involucra la aplicación de la física, biología y matemáticas.
El agua subterránea
• Flujo laminar no visible por el humano.
• De importancia para las actividades humanas.
• Es la fuente de agua de mayor calidad pero la más vulnerable a contaminación.
• Mayor interés en agua “fresca” y menor en el agua “fósil”.
• 14% del agua fresca de la tierra es agua subterránea.
Balance de agua fresca global
Rocas y Agua
• La mayoría de la roca cerca de la superficie esta compuestas de solidos y vacíos.
• Las rocas que contienen agua pueden ser depósitos no-consolidados (tipo suelo) o rocas consolidadas.
• Los depósitos no consolidados pueden tener desde unos centímetros hasta más de 12000m debajo del delta del Río Mississippi.
• La mayoría de depósitos no consolidados provienen de la desintegración de rocas consolidadas
Rocas y Agua
• Rocas consolidadas consisten de partículas minerales unidas por el calor o presión.
• Pueden ser ígneas, sedimentarias y metamórficas
• Las rocas sedimentarias de interés son: calizas, dolomitas, lutitas, areniscas y conglomerados.
• Las rocas ígneas de interés incluyen granitos y basaltos.
• Importante de determinar la naturaleza de los vacíos en las rocas.
Rocas de origen exógeno
Rocas de origen endógeno
Rocas y Agua
Fuente: USGS
Medios No Consolidados Medios Consolidados Fracturados
(Macizos Rocosos)
Facilidad de excavación o perforación (lo
que significa captaciones relativamente
económicas) aunque a veces no de
sustentación, por lo que pueden
presentar problemas de estabilidad.
Niveles piezométricos cercanos a la
superficie del terreno (es decir,
pequeñas alturas de elevación, lo que
implica bombeos de menor coste
comparativo).
Recarga aceptable o muy buena (que
significa buen mantenimiento de los
caudales en el tiempo y recursos
elevados).
La consolidación está ligada al
incremento de la presión litostática con
la profundidad.
El agua circula a través de
discontinuidades de origen diverso y
geometría muy variable y las presiones
ejercidas sobre éstas pueden
modificarse con mayor velocidad que en
un medio poroso no fracturado.
Medios Consolidados y No
Consolidados
Medios Consolidados y No
Consolidados
Medios No Consolidados Medios Consolidados Fracturados
(Macizos Rocosos)
Buena porosidad eficaz (lo que
representa volúmenes de regulación
altos, o gran capacidad de embalse, es
decir, notables reservas hídricas frente
a sequías prolongadas).
Alta probabilidad de obtener elevadas
permeabilidades (es decir, buenos
caudales de explotación).
Suelen encontrarse en valles poblados
donde existe gran demanda de agua
para abastecimiento y usos agrícolas.
La conductividad hidráulica está controlada por la frecuencia de las discontinuidades (fracturas en medios ígneos, estratificación en medios sedimentarios), la interconexión de dichas discontinuidades y la zonificación de su permeabilidad.
La presión o potencial de agua en un macizo es independiente de la permeabilidad pero define el gradiente hidráulico y su piezometría. En este sentido, la anisotropía de la distribución de la permeabilidad es muy importante en la evaluación del potencial del agua.
Rocas y Agua
Porosidad Secundaria? Roca sedimentaria
Amazonas
Rocas y Agua
Afloramiento de Calizas al costado de la Laguna
Mamacocha - Cajamarca
El agua subterránea
El agua subterránea ocurre en dos zonas:
• Zona vadosa: Terreno que contiene agua y aire, comúnmente referido como zona no saturada. Consta de tres partes: Zona de suelo, zona intermedia y franja capilar.
• Zona saturada: Debajo de la zona vadosa y con sus poros interconectados llenos de agua. Esta es la única agua disponible para los pozos y manantiales.
La recarga pasa por la zona vadosa antes de llegar a la zona saturada.
El agua subterránea
La zona de suelo se extiende desde la superficie hasta un máximo de un metro y esta relacionada con la profundidad de raíces.
20cm
El agua subterránea
Dependiendo del tipo de contaminación se define la zona de interés.
Fuente: USGS
Ciclo hidrológico
• El término refiere al constante movimiento del agua encima o debajo de la superficie.
• Precipitación puede darse en forma de lluvia, nieve o ambas. La forma tiene importancia en la recarga.
• La infiltración varía bastante dependiendo del uso de suelo, humedad anterior, intensidad y duración de la precipitación.
• Cuando la taza de precipitación excede la infiltración, ocurre la escorrentía superficial.
• La infiltración se desplaza hacia abajo y lateralmente hacia sitios de descarga como bofedales, manantiales, lagos o cursos de agua.
Ciclo hidrológico
Nos concentraremos en el flujo subterráneo
Fuente: USGS
Ciclo hidrológico
Fuente: USGS
Balance hídrico y de energía para zonas con acumulación de nieve
Ciclo hidrológico
Variabilidad de la Precipitación con la Recarga Zona de estudio en la Patagonia Argentina
Ciclo hidrológico
Las cuencas andinas tienen patrones característicos en su ciclo hídrico…
… more information coming soon!
Acuíferos y Capas Confinantes
El nivel del agua en el pozo instalados sobre un acuífero no confinado nos indica el nivel de la napa freática. …volveremos a este tema luego en la presentación.
Fuente: USGS
Parámetros Hidráulicos de
las Aguas Subterráneas
Porosidad
Es la relación entre el volumen de espacios vacíos y el volumen total del suelo:
n = 𝑉𝑡 −𝑉𝑠
𝑉𝑡 =
𝑉𝑣
𝑉𝑡
Depende del tamaño y forma de las partículas.
Porosidad
Por ejemplo:
Porosidad Total y Efectiva
Las partículas más finas, bien ordenadas tienen mayor porosidad:
Porosidad Total y Efectiva
A modo de ejemplo, las arcillas son las formaciones naturales con una mayor porosidad total y sin embargo, con una menor porosidad eficaz. Ello provoca normalmente que desde el punto de vista hidrogeológico sean considerados medios con muy poca capacidad de circulación de agua, es decir, medios poco permeables.
De ahí su uso normalmente como barrera o pantalla hidráulica en numerosos proyectos. (Ojo: No existe tanta arcilla como se espera)
Porosidad efectiva
Relación entre el volumen de poros interconectados, excluyendo los poros aislados, y el volumen total.
Esta porosidad es la que permitirá el flujo del agua y aire. Está asociada a la conductividad hidráulica:
Tipos de Porosidad
Porosidad Primaria
Es aquella que se genera de forma conjunta a la sedimentación o cristalización de los granos o minerales que forman el sedimento o la roca.
Porosidad Secundaria
Es cuando se genera en la roca una segunda familia de “huecos”, que puede superar en magnitud o no a la primaria.
La porosidad secundaria se produce por causas externas a los procesos de sedimentación de la unidad geológica (fracturación, disolución y alteración superficial o endógena, estratificación producida durante la litificación y otras).
Rendimiento específico y Retención específica
Rendimiento Específico (Sy): parte del agua que es drenada por la gravedad.
Retención Específica (Sr):parte del agua que se queda atrapada entre las partículas sólidas
Porosidad = Rendimiento + Retención
específico específica
Columnas y gradientes
Las columnas de agua nos permiten conocer la pendiente del agua, determinando la dirección del flujo de agua subterránea.
Columnas y gradientes
La columna de agua total (ht) se determina con respecto al nivel de referencia (datum):
ht = z + hp
ht; consta de 3 componentes:
• elevación de la columna
• columna de presión y
• columna de velocidad;
siendo esta última insignificante, ya que el flujo de agua subterránea se considera muy lento.
Columnas y gradientes
• Gradiente Hidráulico:
Es la variación de la altura de la columna de agua por unidad de distancia entre 2 puntos de medición. Para la figura anterior se calcularía de la siguiente manera:
ℎ𝑙
𝐿 =
100−15 −(98−18)
780 =
5
780
Columnas y Gradientes
Para determinar el gradiente hidráulico y la dirección del flujo de agua subterránea es necesario la siguiente información:
1. La posición geográfica relativa de los pozos
2. La distancia entre los pozos
3. La altura de columna de agua de cada pozo
Columnas y Gradientes
Ejemplo de determinación del gradiente hidráulico y dirección de flujo
Se tiene la siguiente información:
Columnas y Gradientes
A. Identificar el pozo
con columna de agua intermedio.
B. Calcular la distancia entre el pozo con mayor columna de agua y el que tiene la menor, a la cuál, se encuentre la misma altura que el pozo intermedio.
Columnas y Gradientes
C. Trazar una línea recta que una el punto determinado en ‘b’ y el pozo intermedio.
D. Trazar una perpendicular a la línea recta trazada en ‘c’ hacia el pozo de menor altura. (ésta será la dirección del flujo).
E. El gradiente hidráulico del sistema, corresponderá al gradiente entre el punto de la línea de nivel y el pozo de menor altura.
Ley de Darcy
• Nos permite determinar la conductividad hidráulica, la cuál, depende del tamaño y disposición de los poros y fracturas; y las características dinámicas del fluido.
• Esta definida por la siguiente expresión:
Q = K*A*(𝒅𝒉
𝒅𝒍)
• Donde:
• Q = volumen de agua por unidad de tiempo
• K = conductividad hidráulica
• A = área transversal en la dirección del flujo
•𝑑ℎ
𝑑𝑙 = gradiente hidráulico
Conductividad hidráulica
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Elementos que intervienen en la Ley de Darcy:
Conductividad Hidráulica
Determina el coeficiente de permeabilidad en términos cuantitativos.
Podemos diferenciar hasta 12 órdenes de magnitud en los valores de conductividad hidráulica entre las rocas:
Conductividad Hidráulica
Si la magnitud de la conductividad hidráulica es la misma/diferente en distintas zonas en un área determinada, se dice que el acuífero es homogéneo/heterogéneo.
Si la dirección de la conductividad hidráulica es la misma/diferente en distintas zonas en un área determinada, se dice que el acuífero es isotrópico/anisotrópico.
No confundir con permeabilidad, que esta relacionado con el medio poroso, mas no con el fluido.
Sistema de Aguas
Subterráneas
Sistema de Aguas Subterráneas
Sistema de Aguas Subterráneas
Descarga
• Ocurre en las zonas de cursos de agua y en las llanuras húmedas. (menor área).
• Se da de manera continua.
Recarga
• Ocurre en las áreas que se encuentran entre los cursos de agua. (mayor área).
• Se da de manera intermitente, inmediatamente después de un evento de precipitación.
Acuíferos
Un acuífero es una formación permeable capaz de almacenar y trasmitir cantidades aprovechables de agua.
Acuífero Libre Aquél en el que el límite de la zona saturada coincide con la interfase donde empiezan los poros no saturados de agua, de forma que nuevos aportes de ésta simplemente elevarían esta interfase a una nueva posición más alta; o a la inversa, en el caso de extracciones de agua, la interfase descendería a cotas inferiores.
La característica de la superficie freática es que la presión que se aplica sobre ella es la atmosférica (p = 1 atm).
Acuíferos
Acuífero confinado
Cuando la superficie piezométrica no coincida con la zona saturada del terreno. En un contexto geológico en que aparezca una capa poco permeable de terreno (por ejemplo de roca compacta, sin poros) que confina un acuífero debajo del cual, a su vez, vuelve a haber un zócalo poco permeable.
Acuíferos
Acuífero confinado
La presión que ejerce el agua sobre el techo impermeable puede medirse por su equivalente de altura, ‘h’, que alcanzaría una columna de agua con la base situada sobre dicho techo.
Acuíferos
Superficie piezométrica de un acuífero confinado en relación a su área de recarga
Fuente: USGS
Acuíferos
Superficie piezométrica de un acuífero confinado en relación a su área de recarga
Fuente: NGWA
Acuíferos
Superficie piezométrica y líneas de flujo para una cuenca
Fuente: USGS
Acuíferos
Acuifero Semiconfinado Tiene un comportamiento muy similar al de un acuífero confinado, con la diferencia que la capa semiconfinante no se comporta como un acuicludo o un acuífugo (materiales geológicos que prácticamente no permiten el paso de agua a través de ellos o que éste paso es despreciable), si no que se trata de un tipo de sedimento o macizo consolidado que, aunque con dificultad, permite un cierto flujo del agua (acuitardo). Este flujo se producirá en el sentido que indique el gradiente vertical de carga hidráulica entre el acuífero receptor (de mayor a menor potencial).
Flujo No Saturado
Capilaridad
• La capilaridad es el ascenso del agua a través de superficies tubulares largas y de diámetro pequeño. Esta es producto de 2 fuerzas:
• Cohesión: Atracción entre moléculas de agua • Adhesión: Atracción entre moléculas de agua y
diferentes partículas sólidas.
Altura aproximada de ascenso en materiales granulares:
Capilaridad
Flujo No Saturado
El flujo continuo de una zona no saturada, puede ser calculado con la Ley de Darcy modificada (Heath, 1983):
Q = Ke *A * [ ( hc −z
z ) +/- (
dh
dl ) ]
Q = volumen de agua por unidad de tiempo Ke = conductividad hidráulica efectiva A = área transversal hc −z
z = gradiente de capilaridad
dh
dl = gradiente hidráulico (gravitacional)
Flujo No Saturado
Q = Ke *A * ( ℎ𝑐 −𝑧
𝑧 ) +/- (
𝑑ℎ
𝑑𝑙)
+/- se considera ‘+’ para flujo hacia abajo, y ‘–’ para flujo hacia arriba.
• Cuando el flujo es vertical el gradiente hidráulico = 1
• Cuando el flujo es horizontal el gradiente hidráulico se considera = 0.
Flujo No Saturado
El gradiente de capilaridad se puede determinar con las mediciones de la presión hidráulica de un tensiómetro.
Flujo no saturado
Tensiómetro 1 Tensiómetro 2
• ht = z + hp
• ht = 32 + (-1) = 31
• ht = z + hp
• ht = 28 + (-2) = 26
El gradiente combinado de la capilaridad y gravitacional es igual a la diferencia entre columnas de agua dividido entre la distancia de los tensiómetros (Heath, 1983 ):
hL
L=
31 −26
32 −28=
5
4= 1.25
Flujo no saturado
Como la columna de agua del tensiómetro 1 es mayor a la del tensiómetro 2, entonces es verticalmente hacia abajo. Por lo que el gradiente debido a la gravedad es 1.
Entonces,
1.25 = gradiente de + gradiente de gravedad capilaridad 1.25 = 1 + gradiente de capilaridad Gradiente de capilaridad = 0.25
Flujo No Saturado
Relación entre la conductividad hidráulica saturada (K) y la conductividad hidráulica en flujo no saturado (Ke).
Estratificación
Los sedimentos son depositados en capas que tienen diferentes tamaño de partículas, disposición y composición mineral.
Las diferencias en estas características entre las capas, hace que tengan diferente conductividad hidráulica, afectando la percolación y el movimiento del agua a través de la zona no saturada.
Flujo Saturado
Flujo saturado
En el flujo saturado todos los poros interconectados están llenos de agua. Y la dirección del movimiento del flujo está regido por el gradiente hidráulico.
El flujo es predominantemente laminar, característico de los depósitos granulares y fracturas de las rocas. Flujo turbulento sólo ocurre en medios con grandes aberturas como gravas, flujo de lava y cavernas kársticas.
Las líneas de corriente convergen en cuellos estrechos entre las partículas, y divergen en intersticios grandes.
Dispersión
En el flujo saturado, existe una dispersión longitudinal en la dirección del flujo. Daniel (1953) encontró inyectando colorante en un medio homogéneo e isotrópico, que el fluido se dispersaba lateralmente con un ángulo de espesor de 6°. Debido a que la dispersión es longitudinal y transversal, la concentración del fluido decrece en dirección del flujo.
Dispersión
El efecto de la dispersión longitudinal, también se puede observar en el cambio de la concentración en el flujo hacia abajo: al principio el cambio en la concentración inicial (Co) es acelerado hasta que la concentración alcanza 0.7Co, a partir de este nivel, el cambio en la concentración empieza a disminuir.
Dispersión
Conocer la dispersión es muy importante en los estudios de contaminación de aguas subterráneas; sin embargo, es difícil medirla en campo, porque la tasa y dirección del movimiento también está afectado por la estratificación, intercambio iónico, filtración, entre otras condiciones y procesos.
Dispersión real
Estos factores de los acuíferos y capas confinantes, provocan una dispersión longitudinal y transversal mayor a la propuesta por Daniel (1953) para un medio homogéneo e isotrópico.
Topografía
Para determinar la altura del nivel freático y la dirección de movimiento de las aguas subterráneas, es necesario determinar la altura encima del nivel de referencia (datum).
La observación de la topografía y de las características de relieve brindan información valiosa acerca de la distribución de las aguas subterráneas.
Redes de Flujo de Agua
Subterránea
Existen 2 grupos de líneas:
• Líneas equipotenciales: conectan puntos con igual columna de agua y representan la altura de la napa freática.
• Líneas de flujo: describen los patrones de movimiento en un acuífero.
Como la dirección del movimiento resulta del gradiente hidráulico; las líneas de flujo son perpendiculares a las líneas equipotenciales.
Redes de Flujo de Agua
Subterránea
Las líneas equipotenciales y de flujo son infinitas pero para motivos de análisis son representadas algunas de ellas formando “cuadrados”.
Redes de Flujo de Agua
Subterránea
• De acuerdo a la Ley de Darcy, el flujo en los “cuadrados” es:
q = K * b * w ∗ ( 𝑑ℎ
𝑑𝐿 )
• El flujo total de todos los “cuadrados” es:
Q = n * q
K : conductividad hidráulica b : espesor del acuífero en el punto medio entre las líneas equipotenciales. w : distancia entre las líneas de flujo dh : diferencia de columnas de agua entre las líneas equipotenciales dl : distancia entre las líneas equipotenciales. n : número de “cuadrados”
Redes de Flujo de Agua Subterránea
descarga descarga
recarga
Si perforamos un pozo en:
• La zona de recarga: mientras más profundo, el nivel del agua estará más bajo que el nivel de la superficie.
• El zona de descarga: mientras más profundo, el nivel del agua estará más arriba del nivel de la superficie.
Redes de Flujo de Agua
Subterránea
• Aguas arriba se gana agua o el agua drena los cursos de agua. Las líneas de flujo tienen forma de ‘V’.
• Aguas abajo se pierde agua o
el curso de agua aporta a las aguas subterráneas. Las líneas de flujo tienen forma de ‘^’.
Flujo y Estratificación
Los sistemas de agua subterránea incluyen acuíferos y capas confinantes. Y el flujo no sólo ocurre al interior de los acuíferos, sino también a través de las capas confinantes.
Como:
K acuíferos >>> K capas confinantes
Los acuíferos tienen menor resistencia al flujo, por lo tanto, la disminución de la columna de agua por unidad de distancia es cientos de veces menor a la que ocurre en capas confinantes.
Estratificación
Como consecuencia el flujo lateral en capas confinantes es insignificante y las líneas de flujo tienden a concentrarse en los acuíferos, siendo paralelas a los bordes de los mismos.
Estratificación
Las diferencias en conductividad hidráulica entre los acuíferos y capas confinantes, causan refracciones en las líneas de flujo en los bordes. Los ángulos de refracción del flujo son proporcionales a la conductividad hidráulica de la capa:
Tan θ 1
Tan θ 2 =
K1
K2
Velocidad de Flujo
Conocer la velocidad del flujo de agua subterránea es importante sobretodo cuando se tocan temas de contaminación.
Se puede deducir de la Ley de Darcy (1) y la ecuación de la velocidad (2) en hidráulica:
Q = K*A*(𝑑ℎ
𝑑𝑙)…………….(1)
Q = A * v…………….......(2)
v = k * ( 𝒅𝒉
𝒅𝒍 )
Velocidad de Flujo
Para que esta expresión se aplique al flujo de agua subterráneas, es necesario añadir el término de porosidad (n).
v = 𝑲
𝒏 * (
𝒅𝒉
𝒅𝒍 )
Acuífero
K = 60 m/d (7*10-4m/s)
dh/dl = 1m/1000m
n= 0.2
v = 0.3 m/d
Capa Confinante
K = 0.0001
dh/dl = 1m/10m
n = 0.5
v = 0.00002 m/d
Velocidad de flujo
El movimiento en acuíferos no confinados no esta limitado a la zona debajo de la napa freática, la franja capilar está sujeta también al gradiente hidráulico y se mueve en la misma dirección que el flujo subterráneo. En la franja capilar el movimiento es cero en el tope de la franja.
Transmisividad
• Es la capacidad del acuífero para transmitir el agua.
• Su expresión está dada por:
T = K * b
T = transmisividad
K = conductividad hidráulica
b = espesor del acuífero
Transmisividad
• La anterior expresión, combinada con la Ley de Darcy, resulta:
Q = T * w * ( 𝒅𝒉
𝒅𝒍 )
Ejm:
Q =5000 *1000 *1
1000
Q = 5000 m3/día
Transmisividad
Despejando T, obtenemos:
T = 𝑄
𝑊 *
𝑑𝑙
𝑑ℎ
La transmisividad se puede calcular, con los datos de descarga de las estaciones hidrológicas.
T = 5616
5000 *
2000
1
T = 2246 m2/d Entonces: K = T/b K =2246/50 K = 5.21 * 10 -4 m/s
Descarga de la mitad del acuífero (un lado de la corriente) = 5616 m3/d
=2.355 m3/s
=2.485 m3/s = 5000m
dh/dl = 1m/2000m
= 50m
Coeficiente de Almacenamiento
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Es el volumen de agua que entra o sale al medio poroso, por unidad de área del acuífero y por unidad de cambio en la columna de agua:
S = 𝑣𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒𝑛 𝑑𝑒 𝑎𝑔𝑢𝑎
á𝑟𝑒𝑎 ∗ ∆ 𝑐𝑜𝑙𝑢𝑚𝑛𝑎 𝑑𝑒 𝑎𝑔𝑢𝑎
Coeficiente de almacenamiento
Acuífero Confinado
La capa confinante es soportada, una parte, por las partículas sólidas, y otra parte, por la presión hidráulica ejercida por el agua.
Cuando la presión hidráulica decae, y más carga debe ser soportada por las partículas sólidas, éstas se deforman y el espacio poroso es reducido (compresión del acuífero).
El término para acuíferos confinados es almacenamiento específico (Ss).
Coeficiente de Almacenamiento
Acuífero No Confinado El agua de almacenamiento proviene principalmente de la fuerza de gravedad del drenaje de los sedimentos. El volumen de agua llevado por la expansión del agua y compresión del acuífero es insignificante. Por lo tanto, el coeficiente de almacenamiento es igual al rendimiento específico (Sy).
Coeficiente de Almacenamiento
0.1 < S < 0.3
10-5 < S < 10-3
Cono de Depresión
Cuando se extrae agua de los pozos, el nivel del agua empieza a bajar. El flujo de agua del acuífero al pozo incrementa hasta que se iguale a la velocidad de salida del agua del pozo.
El movimiento del agua del acuífero hacia el pozo, resulta en la formación del cono de depresión. Así pues, el flujo converge de todas las direcciones, el área de flujo hacia el pozo es más pequeña por lo que el gradiente hidráulico aumenta.
Cono de Depresión
Acuífero no confinado Acuífero confinado
Cono de Depresión
Acuífero no confinado:
La salida del agua es resultado del drenaje de agua de las rocas. El nivel de la napa freática desciende conforme el cono de depresión se forma.
El cono de depresión se expande muy lentamente.
Gracias por su interés en este tema
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