Tipos acuiferos

1. MASTER UNIVERSITARIO EN INGENIERÍA DEL AGUA
MAESTRÍA DE LAS AMÉRICAS


CLASE: HIDROGEOLOGÍA: TIPOS DE ACUÍFEROS




JORGE MOLINERO HUGUET
Profesor Área de Ingeniería del Terreno
Universidade de Santiago de Compostela






Sevilla, 7 de Julio de 2005

2. 2

1. INTRODUCCIÓN

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

Según Custodio y Llamas (1983) un acuífero, o embalse subterráneo, es
“aquel estrato o formación geológica que permitiendo la circulación del
agua por sus poros o grietas, hace que el hombre pueda aprovecharla en
cantidades económicamente apreciables para subvenir a sus
necesidades”. Esta definición, muy arraigada en la comunidad científico-
técnica hidrogeológica, introduce una componente económica que confiere un
carácter relativo al significado de acuífero. En efecto, una misma formación
geológica capaz de suministrar unos caudales, pongamos por caso, de unos
pocos litros por segundo, sería clasificada de una manera muy diferente en una
región densamente poblada de un país del norte de Europa que en una
pequeña población de una región extremadamente árida del continente
africano, por ejemplo. Esto hace que la definición de acuífero trascienda los
límites puramente geológicos e hidráulicos para adentrarse en el campo de lo
“político”. Este carácter relativo del concepto de acuífero, puede plantear
problemas (y de hecho los plantea) a la hora de planificar y gestionar los
recursos hídricos debido a que, por ejemplo en el caso de un país como
España, se dan circunstancias geológicas, climáticas, demográficas y
económicas muy diversas entre sus regiones que hacen que una única
definición “política” de acuífero pueda no ser válida u operativa para todo el
territorio. Este hecho propicia la aparición de situaciones paradójicas como la
que existe en la Comunidad Autónoma de Galicia, donde según el Instituto
Geológico y Minero de España apenas existen unidades acuíferas, mientras
que el mismo organismo cifra en más de 300.000 los puntos de
aprovechamiento de aguas subterráneas.

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

a) Acuíferos (del latín “aqua” = agua y “fero” = llevar), que son aquellas
formaciones geológicas capaces de almacenar y transmitir agua.
b) Acuitardos (del latín “tardare” = retardar), que son aquellas
formaciones semipermeables que, conteniendo agua incluso en
grandes cantidades, la transmiten muy lentamente.
c) Acuicludos (del latín “claudere” = cerrar), que consisten en aquellos
estratos o formaciones porosas pero impermeables y que, por lo
tanto, pueden almacenar agua pero no la transmiten a su través.
d) Acuífugos (del latín “fugere” = huir), que serían rocas con porosidad
nula y, por lo tanto, incapaces de almacenar y transmitir el agua.

3. 3
En realidad, no existen formaciones geológicas completamente
impermeables. Piénsese en materiales artificiales como el hormigón, por
ejemplo, que siempre presentan una cierta capacidad para transmitir agua,
aunque sea de manera extremadamente lenta. Por otra parte, tampoco existen
formaciones geológicas con porosidad nula, en todo caso será muy pequeña y,
además, todos los materiales son susceptibles de deformarse ante un campo
de esfuerzos determinado alcanzando una rotura frágil y, por lo tanto,
desarrollando sistemas de fisuras que conllevan un aumento en el volumen de
huecos (porosidad secundaria). Por lo tanto, es más correcto referirse a los
acuífugos y acuicludos como formaciones de baja o muy baja permeabilidad
en lugar de cómo formaciones impermeables.

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


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

Tipo de formación
hidrogeológica
Ejemplos Rangos de
permeabilidad
Rangos de
porosidad
Acuífero • Formaciones
aluviales con gravas y
arena

• Formaciones calizas
karstificadas



1 – 1000 m/día


10% - 30%
Acuitardo • Formaciones
aluviales con arenas
muy finas, limos y
arcillas.

• Formaciones
margosas




0,1 – 0,001 m/día




20% - 40%
Acuicludo • Formaciones
arcillosas
10
-4
– 10
-7
m/día > 40%
Acuífugo • Rocas ígneas y
metamórficas “sanas”

• Formaciones
carbonatadas sin
fisuración ni
karstificación


< 10
-6
m/día


< 0,1%

4. 4
2. TIPOS DE ACUÍFEROS DESDE EL PUNTO DE VISTA HIDRÁULICO

Atendiendo al comportamiento hidráulico de las formaciones geológicas, así
como a su posición estructural en el terreno, se distinguen tres tipos principales
de acuíferos (Figura 1):

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
























Figura 1. Tipos de acuíferos según su funcionamiento hidráulico. Si la capa
confinante que se encuentra en el techo del acuífero inferior fuese un acuitardo
(en lugar de un acuicludo o acuífugo), entonces dicho acuífero sería
semiconfinado.

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

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

Techo del
acuífero confinado
Acuífero confinado
Acuífero libre
Acuífero Libre
Pozo
artesiano en
el acuífero
confinado
Pozo no
surgente en
el acuífero
confinado
Pozo en el
acuífero libre
Acuicludo
o
Acuífugo

5. 5
Los acuíferos semiconfinados corresponden a situaciones similares a
las que presentan los acuíferos confinados pero con la particularidad de que el
estrato confinante corresponde a un acuitardo, en lugar de a un acuífugo o
acuicludo. Por lo tanto, los acuíferos semiconfinados pueden recibir una cierta
recarga, también llamada goteo, a través de la capa semipermeable que los
confina.

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



















Figura 2. Esquema ilustrativo para el concepto de acuífero colgado.
Estas situaciones son relativamente frecuentes en formaciones detríticas en las
que, por encima del nivel freático principal existen “lentejones” arcillosos y/o
limosos sobre los que se desarrolla un nivel freático local. (Modificado de
Plummer, Mc Geary y Carlson, 1999. “Physical Geology”. Mc Graw-Hill).
A continuación describiremos brevemente las características más
relevantes de los diferentes tipos de acuíferos.

6. 6
2.1




Acuíferos libres

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

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



Figura 3. Bloque diagrama tridimensional de un acuífero libre. El límite
superior del acuífero viene dado por la posición del nivel freático. Por encima
de éste, se sitúa la zona capilar que, aunque está totalmente saturada se
caracteriza por contener agua a presión menor que la atmosférica. (Modificado
de UK-Groundwater Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS.).

Agua del suelo
edáfico
Agua de la
zona capilar
Nivel freático
Agua del acuífero
Zona Vadosa
Acuífero libre
Zona parcialmente
saturada
Zona totalmente
saturada

7. 7
El ascenso capilar del agua se debe al fenómeno de la tensión
superficial, que sucede por los desequilibrios de fuerzas que se dan entre las
diferentes fases del suelo (sólido, líquido y gas). El ejemplo clásico para ilustrar
el ascenso capilar en un medio poroso es el del terrón de azúcar en contacto
con el café. Probablemente todos hemos experimentado cómo el terrón se
satura completamente sin necesidad de introducirlo físicamente dentro de la
taza.

Cuando colocamos un tubo de vidrio muy fino (con un diámetro d) en
contacto con una superficie libre de agua, observamos que el agua asciende
por dentro del tubo hasta alcanzar una posición de equilibrio por encima de
dicha superficie libre (Figura 4). A la altura que alcanza el agua dentro del tubo
se le llama “altura de ascenso capilar” (h
c).















Figura 4.






=
2
4
d
hW
wc
π
γ
Esquema ilustrativo del experimento del ascenso capilar en un tubo
fino de vidrio, cuando éste es sumergido en un recipiente con una lámina libre
de agua a presión atmosférica.

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

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



siendo γw el peso específico del agua.

 La fuerza “hacia arriba” (F), que será la componente vertical de la
reacción del menisco (por la tensión superficial T) contra el perímetro del tubo:

dTF παcos=

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

d
hc
T
α
W

8. 8
Puesto que el sistema está en equilibrio, el sumatorio de fuerzas deberá
ser nulo o, lo que es lo mismo: W = F

Si tomamos como positivo el sentido descendente, tenemos que:

[ ] 0cos
4
2
=−












dTdh
wc
πα
π
γ


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


α
γ
cos
4
d
T
h
w
c
−=


Como se puede observar en la expresión deducida, la altura de ascenso
capilar tiene un valor negativo (puesto que hemos adoptado el signo positivo
como descendente) y, su valor es inversamente proporcional al diámetro del
tubo.

En el caso de un tubo de vidrio liso (sin rugosidades) y agua muy pura
(destilada), el ángulo
α tiende a cero y, por lo tanto, su coseno tiende a la
unidad con lo que, podríamos aproximar el valor del ascenso capilar como:

d
T
h
w
c
γ
4
−=

Si adoptamos valores estándar para parámetros físicos del agua, como
por ejemplo:
T = 7,3 x 10
-2
N/m
ρ
w = 1 x 10
3
Kg/m
3

g = 9,81 m/s
2


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


)(
103
)(
5
mend
x
m
enh
c


−
−=


Por supuesto, los intersticios de un medio poroso no están formados por
tubos lisos de vidrio (ni mucho menos), pero se ha comprobado (Das, 1999)
que la expresión anterior aplicada a un medio poroso es válida para calcular el
orden de magnitud de la zona de ascenso capilar. De esta forma, si entramos
en la expresión anterior con los valores de tamaños de poros de diversas
arenas obtendríamos que:

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

9. 9
Podemos extraer como conclusión que en el caso de acuíferos libres
formados por materiales granulares gruesos (gravas y arenas gruesas), la
zona de ascenso capilar tendrá un espesor de unos pocos centímetros o
incluso milímiteros, por lo que podemos asumir sin cometer demasiado error
que la superficie freática es el límite entre la zona totalmente saturada (por
debajo) y la zona parcialmente saturada (por encima). Sin embargo, en el caso
de materiales más finos (como arenas muy finas o limos), la zona de
ascenso capilar puede tener un espesor de varios decímetros y, por lo
tanto, por encima de la posición del nivel freático tendremos una espesor
considerable de terreno completamente saturado en agua, aunque dicha agua
no fluirá por el terreno (ni hacia los pozos). El agua que asciende por
capilaridad contiene sales disueltas que, debido a la evaporación o
evapotranspiración, pueden llegar a precipitar formando costras e, incluso,
llegando a salinizar completamente los suelos . Este proceso es
relativamente frecuente en zonas áridas y semiáridas en las que el nivel
freático se encuentra próximo a la superficie. La formación de caliches
responde también a un fenómeno similar.

Cuando perforamos un pozo o un sondeo en un acuífero libre, el nivel
del agua dentro de la perforación nos indicará la posición del nivel freático en
ese punto. Al realizar un bombeo desde dicho pozo, el agua que extraemos
proviene directamente del vaciado de los poros del acuífero. Al bombear el
agua generamos un abatimiento del nivel freático y, por lo tanto, se observará
un descenso del nivel del agua, tanto en el pozo como en la parte del acuífero
situado en el entorno del pozo. A este abatimiento del nivel freático que se
produce al bombear agua desde un pozo se le denomina cono de descensos .
La Figura 5 muestra un esquema del cono de descensos que se produce en un acuífero libre al bombear agua desde un pozo.

Figura 5. Esquema del cono de descensos producido al bombear agua
desde un pozo perforado en un acuífero libre. (Modificado de UK-Groundwater
Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS. ).

10. 10

La magnitud de los descensos en el nivel freático producidos por el
bombeo de agua desde un pozo depende, fundamentalmente, del caudal de
agua extraído y de los parámetros hidráulicos del acuífero (permeabilidad y
coeficiente de almacenamiento). El cálculo del cono de descensos es
relativamente sencillo, aunque excede los objetivos del presente texto.

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




Figura 6. Ejemplo de un río influente en condiciones naturales que es afectado
por el bombeo de un pozo próximo. Al bombear agua desde el pozo, se
produce un abatimiento del nivel freático que provoca que el río pase a ser
efluente (el río pasa de ser “ganador” a ser “perdedor”).

11. 11
2.2
a) La descompresión del agua intersticial
Acuíferos confinados

Como apuntamos al inicio del presente apartado, los acuíferos
confinados o cautivos (“confined aquifers ” en la literatura anglosajona)
corresponden a formaciones geológicas, completamente saturadas de agua,
confinadas entre dos capas o estratos que podemos asumir como
impermeables. Por lo tanto, en estos casos el agua del acuífero está
sometida a una presión de confinamiento, que será la suma de la presión
hidrostática más la presión litostática de la capa impermeable (y del resto del
terreno suprayacete, si lo hubiera) más la presión atmosférica. En la Figura 1
se mostró un esquema que ilustra la disposición estructural de un acuífero
confinado. Como se puede observar en la Figura 1, aunque la formación
acuífera permanezca confinada a lo largo de grandes extensiones es habitual
que, en alguna parte, aflore en la superficie, convirtiéndose entonces en un
acuífero libre. Es en estas zonas aflorantes donde los acuíferos confinados
suelen recibir la mayor parte de su recarga procedente, en general, de la
infiltración del agua de lluvia.

Al perforar un pozo en un acuífero confinado, el agua ascenderá
rápidamente por el pozo hasta alcanzar la posición del nivel piezométrico
del acuífero en dicho punto. El nivel que alcanza el agua en el pozo no se corresponde con un nivel freático, como era el caso de los acuíferos libres, sino
con el nivel piezométrico, que no es una interfaz física sino que, más bien, se
podría definir como aquella superficie “virtual” que nos marca la posición a
la que llegaría el agua en los pozos si éstos penetrasen en la formación
confinada. Si el nivel piezométrico se sitúa por encima de la superficie del
terreno, el agua desbordará por la boca del pozo formando lo que se conoce
como pozo surgente o artesiano (por la región francesa de Artois, donde este
tipo de pozos surgentes son muy característicos; ver Figura 1).

Cuando se bombea desde un pozo que capta un acuífero confinado, el
agua que se extrae no proviene del vaciado de la porosidad, puesto que el
estrato confinado permanece siempre completamente saturado de agua. En
estos casos, el volumen de agua extraído proviene de:

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

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

12. 12
Este proceso de consolidación del acuífero debido a la reducción
de la presión intersticial es el responsable de las subsidencias que se
producen en la superficie del terreno cuando se bombean caudales de
agua muy elevados.

Además, al efecto anterior se le añade la propia descompresión del
agua. Aunque el agua tiene un módulo de compresibilidad muy pequeño, la
descompresión que se produce al perforar el pozo y conectar el acuífero con la
atmósfera provoca un aumento de volumen del agua. Este volumen extra se
conoce como “volumen de agua de confinamiento” (diferencia entre el volumen
de agua descomprimida y el volumen de agua comprimida).

Si por efecto del bombeo el nivel piezométrico llega a alcanzar el techo
del acuífero, entonces cesarían los efectos del confinamiento y el acuífero
confinado pasaría a ser libre. A partir de este mo mento, el agua que se
extraiga del acuífero sí que proviene del vaciado de la porosidad del mismo
(Figura 7).



Figura 7. Bombeo de agua en un pozo que capta un acuífero confinado.
Cuando la perforación penetra en la formación confinada, el agua asciende
rápidamente por el pozo hasta alcanzar el nivel piezométrico inicial. Tras el
inicio del bombeo (Situación A), el agua extraída proviene de la descompresión
del agua intersticial y de la consolidación del acuífero. Si debido a la
continuación del bombeo, el nivel piezométrico desciende por debajo del muro
del estrato confinante, el acuífero pasa a ser un acuífero libre. En este caso
(Situación B) el agua extraída proviene del drenaje o vaciado de la porosidad.

13. 13
2.3 Acuíferos semiconfinados

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



Figura 8. Esquema ilustrativo del sistema hidrogeológico de un acuífero
semiconfinado. Estas formaciones acuíferas son similares a las confinadas,
excepto en que las capas confinantes corresponden a acuitardos, en lugar de
acuicludos o acuífugos. Por lo tanto, a través de dichas capas confinantes se
puede establecer una filtración vertical muy lenta (o goteos). (Modificado de
UK-Groundwater Forum: “Groundwater, our hidden asset”.BGS. ).

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

14. 14

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

3. TIPOS DE ACUÍFEROS DESDE EL PUNTO DE VISTA GEOLÓGICO

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

Desde el punto de vista más amplio, cabe distinguir dos tipos de
formaciones geológicas bien diferenciadas por sus características
hidrogeológicas:

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

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

3.1
Acuíferos en sedimentos no consolidados

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

15. 15
Por lo general, los acuíferos en sedimentos no consolidados se
desarrollan en formaciones geológicas de edad reciente, normalmente
correspondientes a depósitos sedimentarios del cuaternario o del terciario que
no han sufrido procesos diagenéticos relevantes que hayan podido cementar el
espacio poroso existente entre el esqueleto de las partículas sólidas. Otra
característica importante de este tipo de formaciones es que suelen
corresponder a depósitos someros (cercanos a la superficie del terreno) que
se extienden en profundidad unas cuantas decenas de metros, aunque en ocasiones pueden presentar espesores (potencias) muy superiores.
En teoría, cualquier formación sedimentaria no consolidada que cumpla
los requisitos comentados anteriormente es capaz de constituir un acuífero. Por
lo tanto, cabría hablar de acuíferos en formaciones de origen aluvial y fluvial, glaciar y periglaciar, deltaico, eólico etc.

En este sentido, las formaciones de origen eólico forman acuíferos de
alta permeabilidad y extremadamente homogéneos debido a sus
características granulométricas muy bien seleccionadas. Sin embargo, este tipo
de formaciones geológicas no son tan habituales o ubicuas como otras y, su
importancia como acuíferos queda restringida a zonas muy específicas en las
que existan este tipo de formaciones sedimentarias con espesores y
extensiones superficiales importantes. Cabe resaltar como ejemplos
característicos los acuíferos superficiales existentes en muchas zonas de La
Pampa, China Oriental, Ucrania o del desierto del Sahara, donde estas
formaciones acuíferas constituyen la principal fuente de agua para las
poblaciones nómadas que habitan en dicha región.

Respecto a las formaciones de origen glaciar se puede realizar la
misma valoración anterior en cuanto a su alto grado de especificidad regional.
Sin embargo, cabe resaltar que este tipo de formaciones forman acuíferos de
importancia en los países del norte de Europa, Rusia, Canadá y de los Estados
Unidos, donde la rama conocida como “Hidrogeología Nórdica” tiene un grado
de desarrollo muy notable. No conviene olvidar que aproximadamente el 30%
de las tierras emergidas del planeta han estado cubiertas por glaciares durante
el cuaternario. Sin embargo, en países y regiones de menor latitud, como por
ejemplo en España, estos depósitos están restringidos a zonas de alta
montaña. Las principales formaciones sedimentarias susceptibles de formar
acuíferos son los depósitos de morrenas, los “tills” y, por supuesto, todos los
depósitos periglaciares y fluvioglaciares, aunque estos últimos presentan
muchas similitudes con las formaciones aluviales y fluviales que se tratan a
continuación. Los acuíferos detríticos de origen glaciar se caracterizan por un
elevado grado de heterogeneidad en el tamaño de grano (desde bloques hasta
limos y arcillas), lo que resulta en acuíferos no muy permeables, debido a que
los grandes poros existentes entre las partículas de mayor tamaño suelen estar
rellenos por una matriz limo- arcillosa que reduce mucho el valor de la
conductividad hidráulica.

En cuanto a los depósitos aluviales y fluviales, y en especial los más
recientes (cuaternarios) suelen tener un interés especial puesto que suelen
estar conectados con los sistemas fluviales y aluviales funcionales en la

16. 16
actualidad. Además, las terrazas fluviales de los grandes ríos son zonas
donde han proliferado núcleos de población importantes y, por lo tanto,
constituyen zonas de gran demanda hídrica (tanto para usos urbanos, como
industriales y agrícolas), lo cual hace que sus acuíferos hayan tenido una
relevancia especial y presenten un mayor grado de estudio.

Como es bien sabido, los cursos de agua son simultáneamente un
agente de erosión, transporte y sedimentación. El predominio de una u otra
característica depende de diversos factores, entre los que cabe destacar la
velocidad de las aguas (que a su vez depende de la pendiente topográfica, la
sección transversal de los cauces, y de los caudales de agua que circulan) y la
naturaleza geológica del sustrato por el que discurren los cauces o las
arrolladas. Todo esto, produce una gradación del tamaño de grano de los
sedimentos depositados desde las partes más proximales del sistema (zonas
próximas al área fuente, donde predominan los tamaños de grano mayores)
hasta las partes más distales (donde predominan facies sedimentarias más
finas). Por otra parte, atendiendo solamente al proceso de sedimentación, los
sistemas aluviales y fluviales se caracterizan por presentar cambios laterales
de facies muy pronunciados, pasando de los típicos depósitos de canal (gravas
y arenas fundamentalmente) a los de llanura de inundación (limos y arcillas) en
distancias transversales muy reducidas. Este hecho confiere un carácter
altamente heterogéneo a los acuíferos desarrollados en las formaciones
sedimentarias aluviales y fluviales.

Según Colombo (1992), siguiendo la dirección longitudinal de un sistema
aluvial nos encontramos con tres partes bien diferenciadas (Figura 9):

a) Zona de Cabecera, próxima al frente montañoso de donde provienen
los aportes hídricos del sistema aluvial. Esta zona se caracteriza por
presentar depósitos característicos de arrolladas en manta (“debris
flow”), que se desarrollan después de sobrepasar el punto de cambio
de pendiente (ápice). En esta zona, también aparecen depósitos
debidos a proc esos gravitacionales de ladera en los contactos con
el frente montañoso del área fuente.
b) Zona de Cuerpo, con una parte interna donde se desarrollan
sistemas encauzados de tipo “braidiforme” con predominancia de
depósitos de canal (gruesos) frente a las llanuras de inundación
(finos), y una parte externa en la que los depósitos finos de
inundación van adquiriendo mayor importancia relativa.
c) Zona de Pie, caracterizada a su vez por una zona interna de llanura
cenagosa (“mud flat”) donde aun llegan algunos cursos fluviales
canalizados, aunque predominan los sedimentos finos de inundación
y otra zona más externa caracterizada por sistemas lacustres
someros, con depósitos finos e, incluso, evaporíticos. Esta zona del
píe del sistema aluvial es habitual que sea at ravesada
transversalmente por sistemas fluviales bien desarrollados, de tipo
meandriforme.

Por lo tanto, en este tipo de sistema aluviales cabe esperar la transición
gradual de todos estas facies sedimentarias, desde la cabecera hasta el pie del

17. 17
sistema, junto con los cambios laterales de facies que pueden suceder dentro
de cada una de las tres partes bien diferenciadas que se han descrito. Por otra
parte, debido a los sucesivos cambios del nivel de base que se dan a lo largo
del tiempo, estos sistema aluviales sufren fases de progradación (o avance
hacia el centro de la cuenca) y retrogradación (o retroceso hacia el frente
montañoso). Los sucesivos avances y retrocesos son los responsables de que
la heterogeneidad lateral de las facies sedimentarias quede también reflejada
en la columna vertical de sedimentos.

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



Figura 9
A partir de la descripción realizada y del esquema que se presenta en la
Figura 9, se puede apreciar la extraordinaria heterogeneidad de las formaciones sedimentarias aluviales y fluviales que se traduce en términos
hidrogeológicos en una variabilidad muy acusada de la conductividad
hidráulica, lo que constituye una característica habitual de este tipo de
. Bloque diagrama esquemático de un sistema aluvial con sus
diferentes partes. a) Cabecera, caracterizada por depósitos de arrollada en
manta (1) y de deslizamientos gravitacionales (2). b) Cuerpo del abanico
aluvial, con una parte interna (3) y otra externa (4). c) Pie del abanico,
caracterizado por depósitos de llanura cenagosa (5) y lacustres someros (6). La
parte distal del pié de abanico puede presentar depósitos fluviales
meandriformes transversales (7).

Cabecera Cuerpo Pie

18. 18
acuíferos. La Figura 10 muestra un ejemplo de un perfil transversal del acuífero
aluvial del río Miño, cerca de la localidad pontevedresa del Tui. La formación
acuífera está formada por depósitos de arenas con gravas y limos y se
encuentra confinada por depósitos de arcillas limosas. En condiciones
naturales, el acuífero se comporta prácticamente como un acuífero libre puesto
que el nivel freático se sitúa muy próximo al techo de las arenas. Un rasgo a
señalar es que el acuífero arenoso, que proporciona caudales importantes
(tanto como para abastecer a la ciudad de Tui) cambia lateralmente de manera
brusca a facies sedimentarias limosas y arcillosas. Los ensayos hidráulicos
realizados en los sondeos que cortan estas facies de limos arcillosos dan
valores de conductividad hidráulica 4 ordenes de magnitud menores que las
arenas.



Figura 10. Perfil geológico del acuífero aluvial del río Miño a la altura de la
localidad de Tui (Pontevedra). El acuífero está constituido por las facies
arenosas con gravas y limos. En algunos lugares, estas facies cambian
lateralmente de manera brusca a depósitos limosos y arcillosos de
conductividad hidráulica mucho menor que las arenas.
Otra característica de los sistemas fluviales más recientes es que,
debido a las variaciones del nivel de base, se han producido encajonamientos sucesivos de los cauces que han quedado señalados por los sistemas de terrazas escalonadas, típicas de la mayor parte de los valles fluviales. Los diferentes niveles de la terrazas cuaternarias quedan marcados por sus correspondientes escarpes (tal y como los alumnos han podido comprobar en las sesiones de prácticas destinadas a geomorfología fluvial). En aquellos casos en los que los acuíferos aluviales presentan la superficie freática a poca
profundidad, es ciertamente habitual que se formen manantiales (surgencias naturales del agua subterránea) coincidiendo con las posiciones de los escarpes entre los niveles de terrazas, tal y como se ilustra en la Figura 11.

19. 19
manantiales
río












Figura 11. Esquema representativo de un perfil transversal de un sistema de
terrazas fluviales escalonadas. Cuando los acuíferos aluviales presentan la
superficie freática a poca profundidad, se forman alineaciones de manantiales
coincidiendo con los escarpes entre los diferentes niveles de terrazas.

El estudio detallado de los manantiales, o afloramientos en superficie
del agua subterránea, permiten obtener información muy valiosa en cuanto al
funcionamiento hidráulico del acuífero, en especial el análisis de las variaciones
temporales de los caudales de descarga.

Los ríos, en su desembocadura en lagos o mares tranquilos dan lugar a
formaciones deltaicas. En estas zonas próximas a la costa, los espesores de
las formaciones aumentan apreciablemente y, finalmente entran en contacto
con las formaciones sedimentarias de los deltas. Según Arche (1992), los
deltas poseen dos partes bien diferenciadas: una subaérea o llanura deltaica y
otra subacuática, dividida a su vez en una parte proximal o frente deltaico y
otra distal o prodelta . Los sistemas de llanura deltaica tienen un
funcionamiento similar a los sistemas fluviales y se caracterizan por depósitos
sedimentarios de arenas e incluso gravas bien seleccionadas. Dentro de la
llanura deltaica, los sedimentos acumulados varían desde arenas finas en la
parte proximal, hasta limos en la parte distal. Finalmente, la zona más profunda
del prodelta se caracteriza por presentar sedimentos de carácter
predominantemente arcilloso.

Los acuíferos que se desarrollan en las formaciones sedimentarias
deltaicas presentan unas características bastantes similares a los aluviales y
fluviales aunque se puede afirmar que, en general, presentan conductividades
hidráulicas ligeramente inferiores y una mayor homogeneidad. Las
menores conductividades hidráulicas son debidas a que los sedimentos
deltaicos están constituidos por partículas de menor tamaño que los
sedimentos aluviales. La Figura 12 muestra una comparación entre las
conductividades hidráulicas determinadas en los depósitos fluviales y deltaicos
de la Formación Dakota en el estado norteamericano de Kansas. En esta figura
se puede apreciar cómo los depósitos deltaicos presentan valores menores de
la conductividad hidráulica en comparación con los depósitos fluviales. Sin
embargo, los depósitos fluviales presentan mayor variabilidad (heterogeneidad)
que los deltaicos.

20. 20


Figura 12. Comparación entre las conductividades hidráulicas de los depósitos
fluviales y deltaicos de la Formación Dakota en el estado norteamericano de
Kansas. Se puede ver que los depósitos fluviales presentan mayores valores
de la conductividad hidráulica y un mayor rango de dispersión (mayor
heterogeneidad) de dichos valores.(Fuente: página web del USGS;
www.usgs.gov)


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







DAKOTA Fm.
Deltaic,
Central Kansas
DAKOTA Fm.
Fluvial,
Central Kansas

21. 21
3.2
a) Acuíferos fisurados o fracturados, que son los que se forman en
formaciones rocosas consolidadas cuya permeabilidad es debida al
desarrollo de un sistema de fisuras o fracturas.
Acuíferos en formaciones rocosas

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

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

Debido a las especificidades que presentan cada uno de estos dos grandes
tipos de acuíferos en formaciones rocosas, pasaremos a tratar cada uno de
ellos por separado.

3.2.1 Acuíferos fisurados o fracturados

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

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

22. 22
españolas está fuertemente restringida a este tipo de acuíferos. Tal es el caso
de la Comunidad Autónoma de Galicia, donde prácticamente el 90% de su
territorio presenta acuíferos en medios fracturados (Molinero et al., 1998).

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

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


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

b) un acuífero profundo desarrollado en la roca no meteorizada,
cuya permeabilidad se debe a la presencia de sistemas de
fracturación y vías preferentes para la circulación del agua (Figura
13).

23. 23

Figura 13
a) la densidad del sistema de fracturación
. Esquema de tridimensional de una formación rocosa fisurada y
detalle de un perfil vertical típico. El regolito de alteración superficial forma un
acuífero libre, que es permeable por porosidad intergranular. A mayor
profundidad se encuentra la roca no meteorizada donde se desarrolla un
acuífero profundo permeable por fisuración.

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

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

b) la apertura de las fracturas
c) la conectividad del sistema de fracturas
d) la presencia de accidentes tectónicos permeables de mayor envergadura (zonas de fractura).

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

L
b
K
eq
µ
γ12
3
=


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

24. 24
tanto, pequeñas variaciones en el valor de dicha apertura pueden resultar
en cambios apreciables de la conductividad hidráulica de la formación
rocosa.

Las explotaciones de aguas subterráneas en los acuíferos profundos
fracturados pueden llegar a dar caudales de agua muy elevados cuando se
captan las grandes “zonas de fractura”, que actúan como zonas de flujo
preferente. Estas “ zonas de fractura” corresponden a accidentes tectónicos de
gran escala (fallas o cabalgamientos de entidad cartográfica). En muchas
ocasiones las milonitas asociadas a estas estructuras presentan valores muy
elevados de conductividad hidráulica.

Otra característica típica de los acuíferos en rocas fracturadas es que,
en ocasiones, alimentan surgencias de aguas termales. Estas anomalías
térmicas se deben a la existencia de las mencionadas zonas de fractura que
actúan como vías preferentes de flujo, permitiendo el ascenso rápido a
superficie de las aguas subterráneas localizadas a grandes profundidades. Por
lo tanto, la velocidad del agua subterránea dentro de dichas zonas de fractura
debe ser tal que no permita que la temperatura del agua se equilibre con la
temperatura del macizo rocoso en las proximidades de la superficie.

3.2.2 Acuíferos kársticos

De forma muy general, se puede definir el karst como el conjunto de
estructuras de modelado del relieve y del subsuelo que se han formado como
resultado de los procesos de disolución y precipitación de rocas mediante
aguas naturales. Los aspectos morfológicos más relevantes del modelado
kárstico forman parte del ámbito científico-técnico de la “Geomorfología”.

Desde el punto de vista hidrogeológico, se conocen como acuíferos
kársticos a aquellas formaciones geológicas constituidas por rocas
sedimentarias consolidadas cuyos poros y fisuras han sido ensanchadas
por la acción disolvente del agua subterránea (Custodio y Llamas, 1983).
Las rocas susceptibles de sufrir procesos kársticos son principalemente las
calizas, las dolomías, los yesos y, en general, todas las rocas evaporíticas. Sin
embargo, el interés primordial de la hidrogeología recae en las formaciones
carbonatadas de calizas y dolomías.

Los procesos hidroquímicos responsables de la disolución y
precipitación de carbonatos en el medio subterráneo pueden llegar a ser
extremadamente complejos. Sin embargo, dichos procesos pueden resumirse
de manera simplificada por medio de la siguiente reacción:

CaCO
3(s) + H2O + CO2 = (CO3H) 2 + Ca
2+


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

25. 25
agua ácida, al infiltrarse por el terreno es capaz de disolver los minerales
carbonatados de la formación geológica, ensanchando los poros y fisuras,
llegando incluso a formar grandes conductos y cavernas, característicos de los
sistema endokársticos. A medida que este proceso progresa, la disolución
alcanzará el equilibrio termodinámico (llegando al límite de saturación). Cuando
los fluidos saturados en carbonato cálcico llegan a una zona con bajas
presiones parciales de anhídrido carbónico (por ejemplo una caverna en
contacto con la atmósfera), el equilibrio se desplaza hacia la izquierda de la
ecuación, produciéndose la exolución de anhídrido carbónico gaseoso y la
precipitación de carbonato cálcico, hasta alcanzar un nuevo equilibrio químico.

El agua subterránea puede disolver cantidades importantes de anhídrido
carbónico en el proceso de infiltración a través de un suelo edáfico rico en
materia orgánica, adquiriendo de esta forma unas condiciones ácidas que le
permitirán disolver los minerales carbonatados durante la circulación por el
acuífero rocoso. Estos procesos geoquímicos, mantenidos durante largos
periodos de tiempo, son los responsables de la formación de sistemas
endokársticos, generando un gran número de estructuras de disolución y
precipitación, cuyo estudio excede los contenidos y objetivos del presente
texto.

En general, la porosidad primaria de las rocas carbonatadas es pequeña
(salvo excepciones notables como las cretas, calizas oolíticas, etc). Sin
embargo, debido a los procesos de karstificación, la porosidad de la formación
puede aumentar de manera muy notable, llegando a desarrollar sistemas
extraordinariamente porosos y permeables. La Figura 14 muestra una
fotografía tomada en la península de Florida, en la que se puede apreciar un
ejemplo espectacular de porosidad secundaria por disolución en rocas calizas.



Figura 14. Fotografía tomada en la Península de Florida, en la que se puede
observar como los procesos kársticos de disolución pueden llegar a producir
aumentos muy notables en la porosidad de la formación carbonatada. (Fuente:
USGS; www.usgs.gov)

26. 26
Desde el punto de vista hidrogeológico, las estructuras kársticas más
relevantes son las de disolución, puesto que pueden llegar a formar una red de
canalículos y conductos conectados que incrementen de manera
espectacular la capacidad de la formación carbonatada para almacenar y
conducir el agua subterránea. La Figura 15 muestra un esquema en el que
se representan los rasgos kársticos más relevantes desde el punto de vista
hidrogeológico.



Figura 15
Una particularidad característica de los acuíferos kársticos es, como
resulta obvio, la extremadamente alta heterogeneidad de la conductividad
hidráulica. Como hemos visto, la circulación del agua subterránea se produce
preferentemente a favor de las fisuras, conductos y cavernas existentes en el subsuelo. Por lo tanto, es muy difícil predecir de antemano la mejor posición para perforar un pozo de cara a la extracción del agua subterránea. En la
. Esquema ilustrativo con los rasgos más característicos de un
acuífero kárstico. La posición del punto A marca un punto en el que
perforaríamos un pozo productivo, mientras que un pozo perforado en el punto
B sería un pozo “en seco” o “fallido”.

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

A B

27. 27
Figura 15 se han señalado dos puntos en la superficie del terreno (A y B), que
representan la localización de dos pozos hipotéticos. Es posible observar que
ambos pozos están muy próximos y, si se realizaran dichas perforaciones,
obtendríamos que el pozo del punto A sería productivo, mientras que el pozo
del punto B quedaría “en seco” o sería un pozo “fallido”, como se denominan en
el argot técnico a las perforaciones que no captan agua. En este sentido, cabe
resaltar que los acuíferos kársticos, a pesar de que se comporten como
acuíferos libres, no presentan una superficie freática continua sino que,
más bien, se trata de una serie de zonas discretas que deberán coincidir
necesariamente con la red interconectada de “canales subterráneos”. Ciertos
criterios geológicos pueden ser de gran ayuda a la hora de situar los puntos en
los que perforar pozos para la extracción de agua en acuíferos kársticos. Uno
de los criterios más conocidos (Custodio y Llamas, 1983) es el de intentar
hacer coincidir las perforaciones con las zonas de las charnelas de los
pliegues, puesto que, en principio, es en estos lugares donde se produce un
mayor grado de fracturación de la roca (en comparación con los flancos de los
pliegues). Sin embargo, este tipo de criterios generales, aunque muy útiles
como punto de partida, conviene aplicarlos con mucha cautela puesto que cada
formación geológica tiene sus características particulares que, en muchas
ocasiones, condicionan en gran medida el funcionamiento hidrogeológico.
Aquellos lectores interesados en saber más acerca de los “criterios geológicos”
para la localización de pozos en acuíferos carbonatados, pueden consultar los
libros de Custodio y Llamas (1983; página 1504) y de Davis y De Wiest (1966;
página 363).

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

28. 28


Figura 17. Fotografía tomada en la Península de Florida, en la que se puede
observar el sistema de conductos que conecta la superficie del terreno con el
acuífero en profundidad. (Fuente: USGS; www.usgs.gov)


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

29. 29


Figura 18. Fotografía de un colapso superficial (en la ciudad de Orlando,
Florida) provocado por el bombeo intensivo de aguas subterráneas en el
acuífero kárstico de la Península de Florida. Se puede apreciar claramente el
impacto producido en las estructuras existentes en superficie.
(Fuente: USGS; www.usgs.gov)


REFERENCIAS CITADAS EN EL TEXTO

Arche, A. (1992). “Deltas”. En: Sedimentología (Volumen I). CSIC. Madrid.

Colombo, F. (1992). “Abanicos aluviales”. En: Sedimentología (Volumen I).
CSIC. Madrid.

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

Das, B. (1999). “Fundamentals of Geotechnical Engineering”. Brooks-Cole.
Pacific Grove, CA.

Davis, S.N. y De Wiest, R. (1966). “Hydrogeology”. John Willey and Sons.
Nueva York.

Llamas, M.R. (1966). “Informe geológico sobre abastecimiento de agua a Tossa
de Mar”. Servicio Geológico de Obras Públicas. Barcelona.

30. 30
Molinero, J.; Soriano, G. y Samper, J. (1998). “Calidad y contaminación de las
aguas subterráneas en Galicia: Situación actual y estudio de detalle en la
cuenca del Valiñas”. En: La Contaminación de las Aguas Subterráneas:
Un Problema Pendiente. ITGE. Madrid.

Snow, D.T. (1969). “Anisotropic permeability of fractured media”. Water
Resources Research 5 (6), 1273-1289.


BIBLIOGRAFÍA RECOMENDADA PARA EL TEMA

Custodio, E. y Llamas, M.R. (1983). “Hidrología Subterránea”. Volumen II.
(Sección 15: “Exploración de Aguas Subterráneas”). Omega. Barcelona.

Davis, S.N. y De Wiest, R. (1966). “Hydrogeology”. (Capítulos 9, 10, 11 y 12).
John Willey and Sons. Nueva York.

Fetter, C.W. (1988). “Applied Hydrogeology” (Capítulo 8: “Geology and
Groundwater Ocurrence”). Collier Macmillan Canada. Toronto.

Freeze, R. A. y Cherry, J.A. (1979). “Groundwater”. (Capítulo 4: “Groundwater
Geology”). Prentice-Hall, Inc. Nueva York.

Schwartz, F.W. y Zhang, H. (2003). “Ground Water” (Capítulo 4: “Geology and
Groundwater”). John Willey and Sons, Inc. Nueva York.