Hidrogeología

HIDROGEOLOGÍA Óscar Pintos

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TEMA 1: Las aguas subterráneas en el ciclo hidrológico. Recursos y reservas de agua. Importancia de las aguas subterráneas en España

INTRODUCCIÓN Las siguientes figuras muestran la distribución del agua en la hidrosfera. Cabe destacar la gran cantidad de agua almacenada en los océanos (el 97,24% del total), si bien, lógicamente, es agua salada. El agua existente en los continentes (el 2,14% restante) casi toda es sólida (y conviene que lo siga siendo: nótese que si se fundiesen los hielos glaciares y los casquetes, la altura a la que subiría el mar sería de 50 m). Por lo tanto la mayor parte del agua líquida dulce disponible está contenida en los acuíferos (0,61% del total). Si comparamos esta cifra con la relativa a los ríos (0,0001%) se comprenderá el importante valor estratégico que para la humanidad tiene el preservar los recursos hídricos subterráneos, tanto en cantidad como en calidad.

Además, el período de renovación en los acuíferos, es muy lento; el tiempo de residencia medio en los acuíferos, a escala mundial es de 280 años, pero hay acuíferos con 500.000 años y más de tiempo de residencia. Esto marca un diferente carácter y señala dos formas distintas de concebir la gestión de las aguas superficiales y subterráneas. Por ejemplo si se diera el caso de una contaminación, las aguas superficiales podrían fácilmente corregirse con tal de localizar y eliminar las fuentes contaminantes, pero no es tan fácil en el caso de contaminación de acuíferos, que una vez eliminado. El largo tiempo de residencia en las aguas subterráneas significa que la tasa de recarga procedente de las lluvias es muy pequeña. Al ser la recarga anual escasa en comparación con el gran volumen de agua que almacena normalmente un acuífero, si no hubiese lluvia por algunos años, los acuíferos profundos prácticamente no lo acusarían. Ellos ignoran las sequías. Por lo tanto los acuíferos son recursos confiables, efectivamente inmunes a las fluctuaciones anuales de las precipitaciones e incluso a largos períodos de sequía.

LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS EN EL CONTEXTO DEL CICLO HIDROLÓGICO. MEDICIÓN Y ORDEN DE MAGNITUD DE LOS COMPONENTES


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Los componentes que forman el ciclo del agua son: precipitación (P), evapotranspiración (ETR), escorrentía directa (ED) y escorrentía subterránea (EB) o básica; están relacionados según la expresión: P= ETR+ED+EB. Esta expresión suele denominarse "déficit de escorrentía" puesto que representa el volumen de agua que no llega a pasar por la estación de aforo de un río debido precisamente a su eliminación por la evapotranspiración.

Se aplica en una cuenca hidrográfica lo suficientemente grande para que tales integrantes muestren unas características o comportamiento que es la media o el reflejo de lo que de modo natural o espontáneo está ocurriendo en la región. Además se debería disponer de una larga serie ininterrumpida de registros de tales factores durante un largo tiempo (cuanto más mejor, aunque 30 años se considera como un mínimo suficientemente representativo, a efectos estadísticos). Se supone que el balance de entradas y salidas dentro de la cuenca analizada está equilibrado por lo que no hay variación (ni aumento ni vaciado) en el almacenamiento. Precipitación (P) Caída gravitacional del agua líquida ó en forma sólida (nieve y granizo), contenida en la atmósfera. También comprende la condensación y el rocío (escarcha, si se efectúa por debajo de cero grados). La precipitación media en la España peninsular es de 684 mm/año si bien con grandes variaciones de unas cuencas a otras. España cuenta con unas 5 000 estaciones meteorológicas a partir de cuyos registros se obtiene por la media aritmética, o por métodos de reparto geográfico (polígonos de Thiessen y método de las isoyetas), la precipitación ocurrida en una cuenca. Por ejemplo en Madrid la precipitación media anual en el Retiro es de 430 mm ó L/m2; un mm de precipitación indica la altura que alcanza un litro de agua derramado sobre una superficie de un m2; equivale a una precipitación de 10 m3 por ha. Las estaciones más antiguas de España son San Fernando (Cádiz) y el Retiro (Madrid) que cuentan con registros desde 1805 y 1841, respectivamente. Escorrentía directa (ED) Representa el agua que, movilizada por la gravedad, se resuelve en pequeños hilos y canales de agua que finalmente convergen en los canales principales (caños o brazos de agua, coloquialmente llamados ríos) y así llegan hasta el mar, o a algún lago interior. Escorrentía básica (EB) Representa la contribución de los acuíferos al volumen de agua que desplazan los ríos. Por ello recibe también el nombre de escorrentía subterránea. En algunos casos supone más del 50% del total de agua aportado por un río a su paso por un determinado punto de la cuenca. Tal contribución se materializa mediante los manantiales o por la conexión directa de los acuíferos con los cauces. Por lo tanto ambas escorrentías


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(ED+ED) forman parte del agua que llevan los "ríos" y que se miden en las estaciones de aforos. El volumen de agua que lleva un "río" a su paso por una estación de aforos al cabo de un determinado período de tiempo (normalmente un año hidrológico: 1.º de octubre a 30 de septiembre del siguiente año) recibe el nombre de aportación y suele medirse en Mm3 (hm3). Mediante la curva de gastos de las estaciones de aforos (suministrados por el Centro de Estudios Hidrográficos del Ministerio de Fomento) se determina el caudal diario de la corriente fluvial; con los datos diarios de caudal se dibuja una curva que representa la distribución del caudal a lo largo del año hidrológico, denominada hidrograma. Evapotranspiración Estudio conjunto de la evaporación (desde el suelo, sin relación con la vegetación) y la transpiración (absorción por parte de las plantas). Supone un 75 % de la precipitación.

ANÁLISIS Y DESCOMPOSICIÓN DE UN HIDROGRAMA El hidrograma reproduce con fidelidad buena parte de lo acontecido al ciclo del agua a lo largo de un año hidrológico. El hidrograma comienza normalmente con muy bajos caudales (característicos del final del estío en un clima mediterráneo); posteriormente, las lluvias otoñales o primaverales dan un tramo de curva en continuo crecimiento con un cierto decalaje temporal con respecto a la pluviometría. Tras alcanzar una cresta, el hidrograma muestra una curva de agotamiento, si existe un largo periodo de tiempo sin precipitaciones (como ciertamente ocurre en el clima mediterráneo de verano seco). La pendiente de la curva (o recta) de agotamiento es característica de cada cuenca hidrográfica y está condicionada por la geometría y características de los acuíferos existentes en la cuenca hidrográfica. La separación del hidrograma en ED y EB puede efectuarse con más o menos precisión. Lo importante es que los acuíferos contribuyen, en muchos casos muy significativamente, al caudal de agua que llevan los ríos. Año hidrológico Comprende desde el 1º de Octubre hasta el 30 de Septiembre del próximo año. Año meteorológico Comprende desde el 1º de Septiembre hasta el 31 de Agosto del próximo año. Año agrícola Coincide con el año hidrológico. Cuenca hidrográfica Territorio cuyas aguas de escorrentía convergen todas en un río, lago o mar. Curva de gastos de un río Gráfico experimental elaborado a partir de mediciones de caudal directas realizadas en una estación de aforos; dan la relación entre el espesor de la lámina de agua y el caudal, a partir de la cual se obtienen los caudales diarios, y por extensión, mensuales y anuales.


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BALANCE DE AGUA EN UNA CUENCA Y EN UN ACUÍFERO El balance de agua se refiere al volumen de agua que entra en un acuífero procedente de diversas vías (infiltración a partir de la precipitación, recarga a partir de ríos o de otros acuíferos, retornos de regadío, etc.), al cual hay que descontar las salidas vía evapotranspiración, bombeos, descarga a ríos u otros acuíferos, salidas al mar, etc. Se basa en el principio de conservación de la masa o Ley de Lavoisier: “la materia ni se crea ni se destruye, simplemente se transforma"; así, podremos decir: Entradas-Salidas = ∆ en el almacenamiento. Para poder aplicar esta ecuación se requiere definir un lugar y determinar un periodo de tiempo concreto. En el balance referido al ciclo del agua en una cuenca hidrográfica, actúa la precipitación como entrada y las escorrentías (directa y básica) y la evapotranspiración real, como salidas. Para periodos largos de tiempo y acuíferos suficientemente extensos y no perturbados por la acción antrópica, el balance final suele ser cero (entradas = salidas) y el acuífero, esencialmente, mantiene idéntico volumen de agua. Sin embargo en la mayor parte de las cuencas hidrográficas para realizar correctamente el balance, hay que tener en cuenta las extracciones (bombeos), derivaciones y trasvases de agua. En general hay que decir que la cuantificación de cada unos de los elementos que interviene en el balance adolece de imprecisiones y de dificultades de observación y toma directa de datos, y por lo tanto, se debe dar como válida una aproximación hasta con márgenes de error del 15-20%.

TEMA 2: Conceptos básicos. Tipos de acuíferos. Nivel freático y piezométrico. Movimiento del agua en el terreno. Ley de Darcy

AGUA EN EL SUELO Tipos de aguas en el suelo Existen cinco tipos de agua presentes en el perfil de un hipotético suelo: Agua estructural o de cristalización: Formando parte de la estructura cristalina de los minerales presentes en el medio. Ej.: arcillas y los yesos. Agua adsorbida o higroscópica: Constituye una delgada película alrededor de las partículas sólidas, con un espesor de unas pocas decenas de moléculas. Está retenida por fuerzas de Van der Waals, que alcanza valores de 1012 Pa, pero que disminuye muy rápidamente con la distancia a la superficie del mineral. Agua retenida osmóticamente en las dobles capas o agua adhesiva externa: A una distancia comprendida entre 0,1 y 0,5 µm de la superficie de las partículas se encuentra una capa de moléculas retenida por la atracción ejercida por los iones


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presentes en las dobles capas eléctricas difusas y por la atracción, ya débil por la distancia, de las fuerzas de Van der Waals. A veces el conjunto con el agua adsorbida se denomina agua de adhesión o agua adherida (agua retenida osmóticamente + agua absorbida). Agua capilar: Retenida en los poros y canalículos por fuerzas capilares. Buena parte de esta agua, puede ser utilizada por las plantas. Sobre todas las clases de agua anteriores, actúan además, fuerzas de la altura (gravedad) y la presión, que producen la retención del agua en el suelo. En el caso del agua estructural se trata de uniones químicas y en el resto se denominan genéricamente fuerzas mátricas. Agua libre, gravífica, funicular o subterránea s.s.: Ocupa los macroporos y fluye libremente obedeciendo a la ley de la gravedad y de Darcy. Zonas del subsuelo en relación con el agua Zona no saturada (ZNS): Porción de acuífero comprendida entre la superficie del terreno y el nivel freático o la zona saturada. En ella los poros y huecos están en su mayoría ocupados por el aire atmosférico. Consta, normalmente de suelo ó subzona de evapotranspiración ó solum (zona donde se encuentran las raíces de la mayor parte de las plantas y por lo tanto está sometida a la evapotranspiración), y subzona intermedia (puede llegar a faltar completamente o ser muy importante en espesor; es una subzona de transición). Franja capilar: Algunos autores incluyen la franja capilar en la zona saturada puesto que está prácticamente saturada sólo que con presión inferior a la de la atmósfera. No obstante la escuela europea y parte de la americana, muestran la franja capilar como perteneciente a la zona no saturada. Dado que por convenio la presión atmosférica (que en realidad, a nivel del mar, valdría una atmósfera) es cero, las presiones inferiores a ella son por definición negativas. Por lo tanto la franja capilar puede considerarse como perteneciente a la zona saturada pero con presión negativa. El agua dentro de un capilar no forma una columna continua que produzca una presión hidrostática sobre el fondo, si no lo que el agua está retenida o adherida a los cristales y minerales de los canalículos; el espesor o altura que alcanza la franja capilar puede ser de pocos mm o llegar a medir 2-3 m dependiendo de las características texturales del medio y respondiendo a la ley de Jurín: 2 ⋅ τ ⋅ cos α hc = , siendo hc la altura del capilar, τ la tensión superficial, α el ángulo r⋅γ del menisco, r el radio del capilar y, γ el peso específico del agua. Se deduce que cuánto menor es el radio del capilar, mayor es la altura hc que alcanza la franja capilar. Nivel freático o superficie freática: Es la separación entre la ZNS y la ZS. En un pozo excavado en un acuífero aluvial su ubicación en profundidad, viene señalada por el lugar que ocupa el agua dentro del pozo. Esta superficie tanto en el pozo como en el interior del terreno se encuentra sometida a la presión atmosférica. El nivel freático debe referirse a una fecha temporal puesto que oscila verticalmente debido a la recarga y descarga del acuífero. Zona saturada (ZS): Finalmente la parte inferior del perfil del terreno lo ocupa una zona donde el agua rellena todos los poros; en ella la presión hidrostática aumenta con la profundidad. Expresiones sobre el contenido de humedad en un suelo o Contenido volumétrico de agua (θ) o humedad: Cociente entre el contenido total de agua presente en una muestra de terreno y el volumen total de la muestra.


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Contenido en humedad (W): Cociente entre la masa del agua y la masa de una muestra de suelo. o Grado de saturación: Cociente entre el volumen del líquido y el de la fracción porosa del medio considerado. o Grado de humedad (H%): Peso de la muestra húmeda menos el peso seco, todo ello dividido por el peso de la muestra seca. Fuerzas y potencial mátrico (hm) Dado que las arcillas presentan en su superficie cargas eléctricas negativas, pueden adherir cationes. Estos cationes se encuentran absorbidos (es decir, retenidos eléctricamente en la superficie) en las láminas de las arcillas e inmersos en la solución proximal. Al conjunto de la superficie cargada de las arcillas junto con su zona de influencia dentro de la disolución del suelo (con sus cationes de cambio) se denomina doble capa eléctrica difusa y son en gran parte responsables de las fuerzas de adhesión que mantienen el agua fuertemente retenida en los suelos. Al conjunto de fuerzas que retienen el agua en el suelo e impide que se movilice (drene) por la fuerza de la gravedad, se denomina fuerzas mátricas. Los mecanismos de retención son tres: • Adhesión directa o absorción de las moléculas de agua a la superficie de los minerales por fuerzas de Van der Waals. • Retención capilar del agua que obedece a la ley de Jurín. Responde tanto a fuerzas de cohesión como de adhesión. (La adhesión se debe a la atracción de una sustancia por otra distinta y la cohesión es un término que se reserva para designar la mutua atracción de partículas de la misma sustancia). • Unión osmótica del agua en las dobles capas difusas creadas por los coloides con carga eléctrica en la disolución intersticial de su entorno inmediato. Los coloides y arcillas se caracterizan por tener una gran cantidad de superficie por unidad de masa (superficie específica). La acción de las fuerzas mátricas determinan un campo escalar en el ámbito del medio poroso en que actúan: es el potencial mátrico (hm) definido como el trabajo necesario para trasladar de forma isoterma y reversible la unidad de masa de agua desde un conjunto de agua libre a la matriz del suelo. Este potencial siempre adquiere valores negativos, es decir inferiores a la presión atmosférica. El potencial mátrico expresado en valores absolutos se denomina succión. Genéricamente podríamos referirnos a un potencial de succión como el causado por las fuerzas de retención del agua dentro de la ZNS. Puede valer hasta –105 m. Curva característica de un suelo o curvas de retención. Curva pF El contenido de humedad en la ZNS es función del potencial mátrico. Para extraer el agua de una muestra que está en la ZNS hay que provocarle una presión igual o superior a la presión de retención. Si se aplica una centrifugación, al principio no hay flujo de agua hasta que la presión alcance lo que se llama el valor de entrada del aire que es diferente en cada tipo de suelo. A partir de ese momento, el suelo va liberando agua según los valores de presión a los que es sometida la muestra, vaciándose en primer lugar los macroporos y luego los microporos (se necesita aplicar una mayor presión). La representación gráfica entre el θ (contenido volumétrico de agua) y el potencial mátrico (o su expresión por unidad de peso hm), se denomina curva característica de un suelo o curva de retención. La curva de retención es característica de cada medio poroso y se obtiene experimentalmente, calculando, a partir de una muestra saturada, los valores de humedad que se corresponden con las presiones crecientes ejercidas. En la figura, vemos que, al comenzar a extraer el agua a partir de la saturación (θ= 0,3) hm cae rápidamente al principio desde cero hasta alrededor de -0,1 m en la curva de drying. Al alcanzar ese valor se observa que una cantidad significativa de o


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agua puede ser extraída sin un cambio sustancial de hm. En este tramo la unión del agua tiene lugar casi exclusivamente por fuerzas de retención de tipo capilar. La forma de la curva característica muestra que el histéresis medio contiene un gran número de poros con un diámetro de poro equivalente. Al ir aplicando fuerzas más intensas para la extracción del agua, se van vaciando los capilares más estrechos, e idealmente se extraería el agua retenida en los capilares más finos por fuerzas osmóticas y de adsorción. El potencial mátrico varía entre cero en la ZS hasta valores de –105 m en la ZNS. Dado lo elevado de los valores, se ha recurrido a su transformación en logaritmos. Se introduce el concepto de pF como el logaritmo decimal del valor del potencial mátrico, hm cambiado de signo y expresado en centímetros: pF = -log10 (-hm). Así, pF altos significa potenciales de succión fuertemente negativos que retienen muy eficientemente el agua del suelo y pF próximos a cero indican fuerzas mátricas de retención leves. Igualmente, podríamos representar una gráfica que relacione el θ (contenido de agua en volumen) y el potencial mátrico expresado como pF. A esas gráficas se denominan curva característica de un suelo o curva de retención, o de pF. Cada tipo de suelo o de material tiene su curva característica. La retención capilar de agua tiene lugar solamente a valores de pF inferiores a 3 (hm= -1000 cm). Las fuerzas de retención por encima de valores de 3 de pF son causadas casi exclusivamente por la adhesión del agua en la superficie de las partículas sólidas y por la retención osmótica en las dobles capas difusas. La absorción de agua por las raíces de las plantas se dificulta en la medida en que el potencial mátrico se hace más negativo (pF altos). La mayor parte de las plantas son incapaces de tomar agua del medio edáfico cuando la carga mátrica disminuye por debajo de h= -160 m o lo que es lo mismo llega a alcanzar o superar un valor de pF de 4,2. La curva de retención del agua obtenida mediante la extracción progresiva del agua intersticial desde el estado de saturación (curva de desorción, secado, ó drying) es diferente de la que se obtiene por adición progresiva de agua al medio seco (curva de absorción, humedecimiento ó wetting). Al hecho de que las curvas de secado y mojado sean diferentes se denomina histéresis. De ello se deduce que el contenido en humedad de un suelo no solo depende del potencial mátrico si no también del episodio: no es lo mismo secar un suelo que humedecerlo. Si contemplamos un episodio de secado partiríamos de un suelo totalmente saturado que irá ganando tensión con una humedad fija hasta que al desaturar se pasa drásticamente por un vaciado de agua en la ZNS con poca variación de la tensión (tramo horizontal de la curva); al valor de la succión donde se inflexiona drásticamente la curva se le denomina valor de entrada del aire porque físicamente representa la entrada de aire en el medio que se está drenando o secando y que previamente estaba saturado. Por el contrario en un proceso de humedecimiento se parte de condiciones de alta succión en un medio fuertemente no saturado en donde primero es preciso disminuir fuertemente la succión sin apenas variación de la humedad y pasar posteriormente al tramo horizontal del lazo de humedecimiento donde va


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aumentando el contenido de humedad sin apenas variación significativa de la succión hasta que el agua ocupa todos los poros y esto se manifiesta por un burbujeo que señala el desplazamiento final del aire por el agua que ahora empieza a ocupar todos los poros de la ZNS. A este valor de la succión se denomina valor de entrada del agua o de burbujeo. El punto a partir del cual se produce el valor de entrada del agua en un suelo en estado de humedecimiento marca el comienzo de la franja capilar del suelo. La gráfica también muestra que cuánto más seco está el suelo más negativo es el valor de la succión (o que los pF son muy altos). Capacidad de campo (CC) Es el contenido en agua de un suelo una vez drenada el agua gravífica. Corresponde a un pF de 2 a 2,5, lo cual equivale a un potencial mátrico de hm = -3,0 m y -1,0 m, respectivamente. Punto de marchitez permanente (PMP) Es el grado de humedad de un suelo que rodea la zona radicular de vegetación, tal que la fuerza de succión de las raíces es menor que la de retención del agua por el terreno y en consecuencia las plantas no pueden extraerla. La mayor parte de las plantas son incapaces de tomar agua del medio edáfico cuando la carga mátrica disminuye por debajo h = - 160 m ó lo que es lo mismo cuando llega a alcanzar un valor de pF de 4,2. Agua útil para las plantas (AUP) Es la resta entre la capacidad de campo (CC) y el punto de marchitez permanente (PMP): AUP = CC – PMP. Su valor expresado como contenido de humedad se podrá obtener en la curva de pF restando la humedad correspondiente a un pF de 2,5 la correspondiente a un pF de 4, 2 aunque debe usarse con precaución ya que depende de multitud de factores. Saturación residual o irreductible (SRW ó SR nap) Se produce cuando el agua o el NAPL (non aqueous phase liquid) queda retenida en el suelo debido a fuerzas capilares produciendo cuerpos o masas discontinuas de líquido. Por lo tanto representa una fracción o masa discontinua de agua (ó aceite, ó hidrocarburo...) retenida en los poros o fracturas del suelo por fuerzas capilares. Significa un grado de saturación (normalmente muy bajo), tal que el agua (o el contaminante) se comporta como discontinuo y queda inmovilizada/o en el terreno.

TEORÍA DEL FLUJO EN LOS MEDIOS POROSOS Tipos de materiales Desde el punto de vista del comportamiento hidrogeológico, se pueden distinguir varios materiales: Acuífero: formación geológica capaz de contener y transmitir agua en cantidades significativas. Por ejemplo las terrazas fluviales, las calizas del páramo de la Alcarria, etc. Acuitardo: formación geológica capaz de contener agua y transmitirla lentamente. Por ejemplo los limos arenosos, y en parte, el acuífero terciario detrítico de Madrid. Acuicludo: formación geológica capaz de contener agua pero no transmitirla. Por ejemplo las formaciones arcillosas; de hecho se consideran como “impermeables”. Acuífugo: formación geológica que no contiene ni transmite agua. Por ejemplo las rocas ígneas no fracturadas ni meteorizadas. Tipos de acuíferos atendiendo a su textura


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Acuíferos porosos: como por ejemplo las llanuras aluviales y cuencas terciarias. (Algunos autores prefieren denominarlos acuíferos detríticos). Acuíferos kársticos: como las calizas del Páramo, el Campo de Montiel (Ruidera), etc. Acuíferos fisurados: cualquier formación geológica afectada por una intensa fracturación. Tipos de acuíferos según su estructura Acuífero libre o freático (water table): El agua satura los poros y fracturas de la formación y es liberada por drenaje (espontáneo o forzado por el hombre), y, por lo tanto, se produce una simple desaturación. Los acuíferos libres se encuentran en contacto directo con la superficie del terreno y la superficie freática se encuentra sometida a la presión. atmosférica. Buenos ejemplos son las terrazas y llanuras aluviales.

Acuífero confinado o cautivo: Se encuentran rodeados en el subsuelo tanto por arriba como por abajo por materiales impermeables. El peso de los materiales superiores supone una carga o presión sobre el agua (tensión intersticial) y sobre el esqueleto físico del acuífero (tensión intergranular). Cuando se bombea, el agua que ceden estos acuíferos proviene tanto de la decompresión del terreno (α), como del propio agua (β).


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Acuífero semiconfinado: Es un sistema físico integrado por un acuífero superior bien alimentado, un paquete semipermeable o acuitardo y un acuífero inferior en condiciones de semiconfinamiento. La diferencia de nivel piezométrico entre los acuíferos acarrea una transferencia vertical de agua (ascendente o descendente, dependiendo de la posición de los niveles piezométricos de ambos acuíferos).

Parámetros hidráulicos ◊ Porosidad Total (m ó mt): Es el cociente entre el volumen de poros que presenta el acuífero referidos al volumen total del mismo, expresado en porcentaje (%). ◊ Porosidad eficaz (me): Es el cociente entre el volumen de poros o huecos conectados que presenta el acuífero por donde puede circular efectivamente el agua subterránea referidos al volumen total del mismo. Esta porosidad es primaria si es sinsedimentaria o secundaria si la formación geológica la ha obtenido posteriormente por meteorización, disolución y/o fracturación. La porosidad es un parámetro adimensional. ◊ Permeabilidad o conductividad hidráulica (k): Es el caudal de agua que circula por una sección de acuífero con altura la unidad y anchura la unidad, bajo un gradiente hidráulico unitario. Representa la facilidad que tiene una roca para que el agua circule a su través. Depende tanto del medio físico como del fluido que lo γ atraviesa: k = k 0 = . γ es el peso específico del agua, µ la viscosidad cinemática µ del agua, y k0 es la permeabilidad intrínseca, que engloba las características de la roca: k 0 = C ⋅ d 2 ; C, es el factor de forma (coeficiente que depende de la roca: estratificación, empaquetamiento, forma de los clastos, textura, porosidad, y estructura sedimentaria), y es adimensional; d2 es el diámetro medio de la curva granulométrica correspondiente a un paso del 50%. La permeabilidad puede hallarse experimentalmente (curvas granulométricas, ensayos de admisión en sondeos, permeámetros...) o deducirse a partir de otros parámetros, de perfiles hidrogeológicos y ciertas fórmulas analíticas aplicadas a redes de flujo que más adelante se estudiarán. La permeabilidad tiene dimensiones de velocidad (pero no es un parámetro que indique realmente la velocidad de circulación del agua


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subterránea). La permeabilidad en un acuífero puede variar notablemente según la dirección que tome el agua. La permeabilidad vertical, que es necesario tener en cuenta si el flujo es vertical (ascendente o descendente), suele ser, en los acuíferos detríticos, dos o tres ordenes de magnitud inferior a la horizontal. Esto conviene tenerlo muy presente. A este cambio del valor de la permeabilidad según la dirección que lleve el agua se denomina anisotropía. ◊ Transmisividad: La transmisividad, es el caudal de agua subterránea que circula por una sección de acuífero de altura el espesor saturado y anchura la unidad cuando el gradiente hidráulico es la unidad: T = k ⋅ b , siendo k la permeabilidad y b el espesor saturado. Es un parámetro que indica la posibilidad que ofrece un acuífero de cara a su explotación. La transmisividad, se suele hallar mediante ensayos de bombeo. También se puede deducir si conocemos b y k. Otra posibilidad a la que se recurre frecuentemente es deducirla aplicando la fórmula experimental de Galofré (experto hidrogeólogo de la Generalitat de Catalunya) que comprobó que T m 2 / día = 100 ⋅ q[l / s / m ] , siendo q el caudal específico (caudal que se extrae por bombeo de un sondeo por cada metro que se deprima el nivel del agua en el interior del sondeo. Acuíferos pobres o poco productivos podrían considerarse a aquéllos que tienen trasmisividades por debajo de 10 m2/día. Trasmisividades de 100 o más indicarán acuíferos muy productivos. No obstante estas apreciaciones son muy relativas y no tienen más validez que la de mera comparación.

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◊ Coeficiente de almacenamiento (S): Volumen de agua que es capaz de liberar un prisma de acuífero de base unitaria y altura la del espesor saturado (b), cuando el potencial hidráulico varía la unidad. Es un parámetro adimensional. En un acuífero confinado, S = γ ⋅ b ⋅ (m e + b) . En un acuífero libre S = m e ya que el agua ocupa los huecos, sin más. En cambio, en un acuífero confinado el agua y el acuífero están comprimidos y el agua que libera el acuífero confinado cuando se la extrae por ejemplo mediante un bombeo, proviene exclusivamente de la decompresión (componente elástico); no del almacenamiento. De hecho el acuífero al acabar el bombeo, sigue completamente saturado, solo que ligeramente decomprimido. A esa agua que expulsa gracias a la decompresión permaneciendo saturado el acuífero, se le denomina coeficiente de almacenamiento elástico. Lo único que pasa es que tanto el agua como el terreno son poco compresibles. El agua normalmente es menos compresible que el terreno.


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◊ Descompresión del agua (β β): Si disminuye la presión en ∆p, el volumen inicial de agua en el acuífero (Vw), se incrementará en ∆Vw, este valor es equivalente al agua liberada por decompresión del agua. La relación entre el esfuerzo que da origen a la decompresión y la variación relativa de volumen que genera, es el módulo de elasticidad volumétrico del agua (B), su inverso (β=Β-1), es el módulo de ∆p 1 compresibilidad del agua: B = → ∆Vw = ∆p ⋅ Vw = β ⋅ γ ⋅ m e ⋅ b ∆Vw B Vw ◊ Descompresión del acuífero (α α): Si disminuye la presión en ∆p, el volumen inicial del acuífero variará un valor ∆VA. Este valor es equivalente al agua que cederá por descompresión el esqueleto físico del acuífero. La relación entre el esfuerzo que da origen a la descompresión y la variación relativa de volumen que produce, es el módulo de elasticidad del acuífero (E). El inverso, α=E-1, es el módulo de ∆p compresibilidad vertical del acuífero: B = → ∆Vw = α ⋅ γ ⋅ b . El ∆VA VA coeficiente elástico de almacenamiento resultante es la suma de ambos: S = ∆Vw + ∆VA = γ ⋅ b ⋅ (β ⋅ m e + α) . T k ◊ Difusividad hidráulica (D): Para la zona saturada, viene dada por: D = = * , S S siendo k la permeabilidad y S* el coeficiente de almacenamiento específico. Es un parámetro que indica la sensibilidad o comportamiento de un acuífero ante una acción exterior. Por ejemplo, el acuífero terciario detríotico de Madrid es poco difusivo ya que la T es muy pequeña con el agua almacenada (S); en consecuencia los embudos de bombeo son de poca base y gran profundidad.

CONCEPTO DE POTENCIAL O CARGA HIDRÁULICA (h) Y DE GRADIENTE HIDRÁULICO (i)


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Energía del agua Energía es la capacidad de un cuerpo para desarrollar un trabajo. El agua se mueve de los lugares de mayor energía hacia los de menor energía. Así para elevar un elemento diferencial de masa de agua de un punto a otro es necesario consumir una energía de altura y otra de presión: Energía de altura, posición, gravedad o potencial gravitacional: W1 = ∆m ⋅ g ⋅ z , siendo ∆m el elemento diferencial de masa, g la aceleración de la gravedad y z la altura. Energía de presión o potencial de presión: Un elemento diferencial de agua en un medio poroso está dotado de una presión. El agua tendrá una energía elástica debido a la diferencia de esa presión con la referencia (que es la de la atmósfera). La ∆m . La energía que se deriva de esa diferencia de presión es W2 = (p 0 − p) ⋅ ρ energía total, vendrá dada por W1 + W2. Potencial hidráulico y gradiente hidráulico El potencial total es igual a z + h´ multiplicado por g si está expresado por unidad de masa, por el peso especifico (γ) si está expresado en volumen, y por 1 si es en p p es la altura hidrostática (h’). El peso. h = z + , expresándolo en peso, ya que γ γ potencial hidráulico o carga hidráulica es la energía que tiene el agua en virtud de su altura, presión y movimiento, y que le permite desplazarse dentro de un acuífero hacia las posiciones de menor energía. La variación del potencial ∆ h a lo largo del acuífero, ∆h se denomina gradiente hidráulico (i): i = , siendo ∆l la distancia recorrida por el ∆l agua. Lógicamente, i es adimensional.

MOVIMIENTO DEL AGUA EN EL ACUÍFERO. VELOCIDAD DEL AGUA Hallar la velocidad del agua en un medio poroso es difícil porque es un movimiento aleatorio. Darcy dedujo experimentalmente una ecuación que sustituye un medio poroso caótico por un medio homogéneo:


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∆h = A⋅k ⋅i ∆l Dividiendo toda la expresión por la sección: VDarcy = k ⋅ i Q = A⋅k⋅

Vreal = Conductancia =

VDarcy me

k '⋅ancho ⋅ longitud , refiriéndose k’ y b’ a la capa de terrígenos b' que tapizan el lecho del cauce

En todo momento hemos supuesto una k constante pero en la naturaleza casi nunca la permeabilidad es constante. Un medio se dice homogéneo si tiene las mismas propiedades de permeabilidad en cualquier punto del espacio. Se dice heterogéneo si varían esas propiedades con su localización en el espacio. Se dice que es isótropo si tiene la misma permeabilidad en cualquier dirección del espacio, y anisótropo si varía la permeabilidad en función de la dirección del espacio.

DEFINICIONES IMPORTANTES Reserva: Volumen total de agua almacenado en el acuífero en un determinado momento. Recurso: Volumen de agua que se renueva en el acuífero en un determinado plazo de tiempo. Alternativamente puede expresarse como: los volúmenes de agua que entran (y posteriormente salen) anualmente de un acuífero, sin que se produzca variación en el volumen total almacenado en el mismo. Superficie freática: Lugar geométrico de los puntos del acuífero donde el agua se encuentra sometida a presión atmosférica y se corresponde con el límite superior de la zona saturada en un acuífero libre. Por lo tanto en un acuífero libre separa la ZS de la ZNS. Al referirse a un perfil o a un dato puntual de un pozo o sondeo, recibe el nombre de nivel freático. Potencial (h) o potencial hidráulico, o carga hidráulica: Energía que tiene el agua en un punto del acuífero. Se mide en altura sobre un nivel de referencia. Superficie piezométrica: es el lugar geométrico (una superficie plana o más frecuentemente, alabeada o curvada) que contiene todas los h del acuífero. Correspondería al lugar geométrico definido o configurado por el nivel que alcanzaría el agua si perforásemos el acuífero en infinitos puntos. Puede estar por encima de la superficie topográfica del terreno, en cuyo caso los pozos que explotan el acuífero serán artesiano-surgentes. La superficie piezométrica se expresa mediante el trazado de las isopiezas. Isopieza o equipotencial: Lugar geométrico de los puntos del acuífero que tienen el mismo valor del potencial hidráulico (h). Al intersectar la superficie piezométrica con planos horizontales equidistantes en la vertical (de modo similar a las curvas de nivel de un mapa topográfico), las líneas curvas resultantes se denominan isopiezas. Línea de corriente: Trayectoria seguida por el flujo del agua subterránea de un acuífero. Las líneas de corriente transcurren perpendiculares a las isopiezas. Tubo de flujo: volumen encerrado totalmente por líneas de corriente que se adaptan a una directriz determinada, pero que puede ser irregular. El caudal es constante en cualquier sección del tubo de flujo.


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TEMA 3: Redes de flujo. Ecuación general del flujo en medios porosos. Régimen permanente y transitorio. Superficies piezométricas: obtención e interpretación.

ECUACIÓN DE LA CONTINUIDAD Es la expresión matemática del principio de conservación de la masa o de la energía. Fue enunciada por Lavosier: “La materia ni se crea ni se destruye, simplemente se transforma”. Régimen permanente y régimen variable Cuando un flujo no varía con el tiempo (h no depende del tiempo), se dice que está en régimen permanente, estacionario o en equilibrio; Cuando el flujo varía con el tiempo (h depende del tiempo), estamos ante un régimen no permanente o variable.

REDES DE FLUJO Una línea de flujo es la envolvente de los vectores velocidad en un instante determinado; trayectorias son los caminos seguidos por las partículas de agua en su recorrido. En régimen permanente las trayectorias coinciden con las líneas de flujo, en régimen variable pueden no coincidir. Una superficie equipotencial es el lugar geométrico de los puntos del espacio que tienen un mismo potencial hidráulico. Por tanto, el flujo se producirá perpendicularmente a las superficies equipotenciales, buscando el máximo gradiente, igual que una pelota rueda por una ladera perpendicularmente a las curvas de nivel buscando la máxima pendiente.

Una red de flujo es una representación esquemática del flujo en un plano mediante líneas de flujo y líneas equipotenciales. Las líneas equipotenciales son la traza de las superficies equipotenciales al ser cortadas por el plano en que se dibuja la red de flujo. El flujo siempre es tridimensional, así que las redes de flujo, en un plano, pueden trazarse en un plano horizontal o en un corte vertical. El trazado de una red de flujo debe cumplir estas condiciones: 1) Ambas familias de líneas tienen que cortarse perpendicularmente. 2) Los espacios resultantes deben ser “cuadrados” (aunque sean trapecios curvilíneos o incluso triángulos, han de ser proporcionados para que se aproximen lo más posible a cuadrados). 3) Los bordes impermeables son líneas de


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corriente. 4) Los bordes permeables son los límites con masas de agua (lagos, etc); son superficies de potencial constante; son superficies equipotenciales, por lo tanto. En una red de flujo podemos definir una serie de elementos que se llaman tubos de flujo que es un volumen de acuífero encerrado totalmente por líneas de corriente que se adaptan a una directriz determinada, pero que puede ser irregular. Los tubos de flujo tienen la propiedad de que en cualquier sección perpendicular del tubo, el caudal es constante, y esto se podría demostrar por el teorema de Gauss. Aplicaciones de las redes de flujo Cálculo del caudal. p Cálculo de las subpresiones que soportan los cimientos ya que h = z + . γ Para hallar el Q total bastaría calcular el caudal en un único tubo de flujo, sumar todos los tubos y multiplicar por el espesor saturado. Aplicando Darcy a un tubo de flujo se puede calcular la k en otro punto del tubo de flujo. Cálculo del tiempo de circulación del agua en el acuífero. Cálculo de la velocidad del agua subterránea. Ejemplo: red de flujo bajo una presa

El caudal que pasa por un tubo de flujo (de 1 m de anchura), aplicando la 6 fórmula (3) resulta: q 1 = 1 ⋅ k ⋅ ∆h = 75 ⋅ = 34.5 m 3 / día . En un perfil de anchura 13 unidad el caudal es: Q = nº de tubos de flujo (5)· 34,5= 172,5 m3/día. El caudal total por debajo de la presa Qt= 100 (anchura)· 5·75·0,46 = 17250 m3/día. En un punto de cota 10,5 m, se cumplirá que p= γ (h-z) = 1000 kg/m3 [14,62-10,5]= 4120 kg/m2, ya que la isopieza que pasa por dicho punto vale 14,62 m. Si se mide el estado de presiones en diversos puntos se comprobará que la presión hidrostática disminuye en el sentido de aguas abajo. Por eso, el perfil de las presas comienza siendo grueso y se adelgaza enseguida.

SUPERFICIES PIEZOMÉTRICAS Y MAPAS DE ISOPIEZAS Recibe el nombre de superficie piezométrica el lugar geométrico que recoge todos los niveles piezométricos de un acuífero. Si el acuífero es libre, la superficie piezométrica es el lugar geométrico de todos los puntos del nivel freático. La condición necesaria y suficiente para que un acuífero tenga una única superficie piezométrica es que el flujo sea horizontal, o lo que es lo mismo que la "h" no varíe con la profundidad.


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Para construir un mapa de isopiezas, primero debemos medir el nivel piezométrico en diversos puntos (los más posibles); hay que obtener la cota del nivel del agua, que es igual a la cota del terreno menos la profundidad del agua; esta última se mide con un hidronivel, con precisión de 1 cm; la cota del terreno con mapas o altímetros tendrá un error mínimo de 1 metro. Después, debemos situar sobre el mapa, todas las medidas y trazar las isolíneas. Dibujamos algunas líneas de flujo perpendiculares a las líneas isopiezométricas.


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TEMA 4: Hidráulica de captaciones. Principio de superposición. Ensayos de recuperación

INTRODUCCIÓN La hidráulica de captaciones estudia el movimiento de las aguas subterráneas hacia los sondeos, pozos, drenes, etc. Los diferentes métodos analíticos consisten en poner una serie de condiciones específicas a la ecuación de la continuidad. Hay seis soluciones particulares de la ecuación de la continuidad que resuelven la mayoría de los problemas. Las condiciones específicas las dan los diferentes tipos de acuíferos (libre, confinado, semiconfinado) y los dos regímenes: permanente (h = constante, luego el acuífero hace de mero transmisor de agua) y variable o transitorio (la "h" varía con el tiempo). Para poder aplicar y resolver la ecuación de la continuidad a los casos particulares de los acuíferos se asumen que: El caudal de bombeo, es constante. El medio es homogéneo e isótropo (cono de bombeo simétrico, por lo tanto). El muro del acuífero es horizontal y es línea de corriente. El acuífero tiene un espesor saturado (b), constante. El origen de las h es el muro del acuífero y el de las distancias (r), es el eje del pozo. El movimiento es horizontal, es decir, las superficies equipotenciales son cilindros verticales lo que implica un flujo radial y horizontal. La velocidad es uniforme a lo largo de todo el espesor del acuífero. El pozo es completo. En el acuífero no hay otras captaciones. El descenso en el infinito es cero. El agua tiene densidad y viscosidad constantes. El S es constante en el espacio y en el tiempo. No existe pérdida de carga por penetración del agua en el pozo y en régimen variable se admite que el radio del pozo (rp) es suficientemente pequeño para no influir en el caudal de bombeo por almacenamiento en la caja del pozo. Pozo en acuífero de extensión infinita, o en el centro de una isla circular. No existe flujo natural, es decir, los niveles iniciales del agua son horizontales. Siempre se cumple la ley de Darcy. En un acuífero confinado o semiconfinado se supone que en ningún momento los niveles descienden por debajo del techo del acuífero. El agua liberada del almacenamiento aparece simultáneamente y proporcionalmente a la disminución del nivel piezométrico.


RESUMEN FÓRMULAS Y ESTADILLOS UTILIZADOS

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Ejemplo: Método de Hantusch Realizamos un bombeo de ensayo en un acuífero semiconfinado para medir sus parámetros hidráulicos. Suponemos que el medio físico se ajusta al modelo teórico que se esquematiza en la figura: el acuífero recibe rezumes a través de un acuitardo; no se considera el agua almacenada en el acuitardo, solamente transmite el agua procedente de otro acuífero superior, que se supone que mantiene su nivel constante. Necesitamos dos sondeos abiertos en el mismo acuífero. En uno (A) bombearemos un caudal constante, en el otro (B) mediremos los descensos para tiempos sucesivos.

Supongamos que en el campo hemos medido los siguientes datos: • Caudal constante de bombeo: 3 litros /seg. • Distancia (r) entre el sondeo de bombeo (A) y el sondeo de observación (B) : 18 metros. • Medidas de descensos (en metros) para diversos tiempos (minutos) • Espesor del acuitardo = 7 metros (Este últimos dato debe obtenerse de la columna litológica establecida cuando se realizó la perforación). Representamos los datos de descensos-tiempos en un papel doble logarítmico: tiempos (en minutos) en el eje horizontal, descensos, (en metros) en el eje vertical. Calcamos esos datos sobre un papel vegetal, marcando también alguna línea vertical y horizontal:


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Superponemos el papel vegetal sobre el gráfico patrón de Walton, buscando la coincidencia de las medidas de campo sobre una de las líneas del gráfico patrón. Podemos desplazar libremente el papel vegetal sobre el gráfico patrón, pero sin rotarlo; para ello nos sirven de referencia las líneas vertical y horizontales que habíamos trazado sobre el vegetal. Para la superposición podemos elegir cualquiera de las curvas, o incluso intuir alguna curva no dibujada, por ejemplo, la 0,25 si situamos nuestros puntos de campo entre la 0,2 y la 0,3.

Conseguida la superposición, marcamos en el vegetal un Punto de ajuste, calcando un punto cualquiera del gráfico patrón: Como punto de ajuste, hemos elegido el punto de coordenadas: W(u,r/B)=1 1/u=1, pero valdría cualquier otro (un punto cualquiera del plano, no un punto de la curva). Anotamos en el vegetal esas coordenadas y el valor de la curva r/B sobre la que hemos superpuesto, en el ejemplo del dibujo, r/B = 0,4. Volvemos a superponer el papel vegetal sobre el papel logarítmico en el que habíamos dibujado inicialmente los datos de campo, en la misma posición que cuando calcamos estos puntos. Leemos las coordenadas del Punto de ajuste en el gráfico de campo. Supongamos que obtenemos: tiempo = 4,1 minutos, descenso = 2,3 metros. El Punto de ajuste tiene dobles coordenadas: en el gráfico de campo: tiempo – descenso en el gráfico patrón: 1/u , W(u,r/B) Cálculo de la Transmisividad. Utilizamos la ordenada del punto de ajuste en ambos gráficos, es decir, en el gráfico patrón, W(u,r/B)=1 , y la ordenada en el gráfico de campo: descenso= 2,3 metros. Sustituimos esta pareja de valores en la ecuación de Hantush, y despejamos T:

Cálculo del Coeficiente de Almacenamiento. Ahora utilizamos la abcisa del punto de ajuste en ambos gráficos: 1/u=1 , y tiempo = 4,1 minutos. Sustituimos esta pareja de valores en la expresión general de la variable u:


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Cálculo de la conductividad hidráulica del acuitardo. Para esto hemos de utilizar el valor de la curva sobre la que hems logrado la superposición. En el ejemplo de la figura, hemos superpuesto sobre r/B = 0,4. Como r= 18 metros (distancia enre sondeos), despejamos: B=r/0,4 ; B= 45. Finalmente, en la expresión de B (“factor de goteo”), despejamos K’:

SUPERPOSICIÓN DE EFECTOS Y TEORÍA DE IMÁGENES. BARRERAS POSITIVAS Y NEGATIVAS

LAS

Un pozo normalmente no está sólo sino que pertenece a un campo de pozos. Se producen interferencias entre ellos. Cuando existe un campo de pozos el efecto total que se produce en un punto cualquiera del acuífero es la suma de los efectos que producirían cada uno de los pozos actuando por separado. Este es el principio de la superposición de los efectos que permite resolver multitud de problemas. Los acuíferos no son infinitos sino que hay límites impermeables (o barreras negativas) y límites de nivel constante (h = cte., barrera positiva). En estos casos se puede aplicar el principio de la superposición de los efectos. Barreras negativas La característica de una barrera es que no permite el paso del agua hacia el acuífero. Esto equivale a que se tuviera al otro lado de la barrera y simétrico con respecto al pozo de bombeo, otro pozo de bombeo con igual caudal. Así, el efecto de una barrera negativa es el mismo que el que produciría otro pozo simétrico (o pozo imagen) que bombease el mismo Q durante el mismo tiempo situado (imaginariamente) a una distancia idéntica al otro lado del límite impermeable.

Si la barrera es positiva, se tiene el efecto contrario. En un determinado punto se observa que los descensos producidos por el bombeo son inferiores a los esperados teóricamente. En una barrera positiva la situación que se produce se simula suponiendo un pozo imagen de inyección simétrica y del mismo caudal. En una barrera negativa la


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situación que se produce se simula suponiendo un pozo imagen de bombeo simétrico y del mismo caudal.

TEMA 5: Relaciones acuífero-río. Manantiales. Sistemas de flujo en grandes cuencas sedimentarias

INTRODUCCIÓN. INFLUENCIA Y EFLUENCIA En el caso de que exista conexión hidráulica entre un acuífero libre y una corriente superficial en la mayor parte de las ocasiones se suelen dar condiciones de efluencia o lo contrario: influencia. Efluencia indica una corriente superficial que se alimenta del acuífero e influencia lo contrario: la corriente alimenta el acuífero. Un tercer tipo de relación sería un caso intermedio en el que la corriente superficial ni toma agua del acuífero ni se la cede. Los tres casos son posibles y puede darse el caso muy frecuentemente de que una corriente a su paso por un acuífero libre guarde los tres tipos de relación aludidos, e incluso que un mismo punto o tramo fluvial cambie su relación a lo largo del año hidrológico.

MANANTIALES Un manantial vinculado a un acuífero libre surge allí donde la superficie topográfica intersecta al nivel freático. Para un manantial vinculado a un acuífero cautivo supone la salida espontánea del agua provocada por una discontinuidad (fractura, diaclasa, falla)… Análisis de un mantantial: descarga y volumen de agua El nivel de drenaje viene definido por la cota del manantial tal que por encima de él hay un volumen de agua que teóricamente puede ser evacuado por el manantial. El Q que drena el manantial viene definido (por Darcy) por la k (cte.) y el i (que varía). Si A y k son constantes, cuanto mayor sea el i mayor será el Q drenado por el manantial. Si no hay recarga, el Q irá disminuyendo progresivamente ya que irá disminuyendo la i. Existe una ley, muy común en los fenómenos de la naturaleza, que explica este drenaje: Q = Q 0 ⋅ e α⋅t , siendo Q el caudal que tendrá en un tiempo t, Q0 el caudal en el momento (hoy), α el coeficiente de agotamiento, y t el tiempo. Cada manantial tiene su coeficiente de agotamiento característico pues en líneas generales obedece a características constantes y por tanto la pendiente de la curva de agotamiento permanece


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constante en los diferentes eventos hidrológicos. El coeficiente de agotamiento, viene π2 ⋅ T dado por la expresión α = , siendo S el coeficiente de almacenamiento, y L la S ⋅ L2 distancia a los manantiales. En un gráfico que enfrente Q (eje y logarítmico) frente a t 2 .3 (eje x normal), α = . Por tanto el volumen almacenado por encima del drenaje es (∆t )10 Q0/α.

ACUÍFEROS COSTEROS. LEY DE GHYBEN-HERBERG En los acuíferos costeros interesa conocer la situación de la interfaz que es la zona de separación entre el agua dulce y al agua salada. Lógicamente, debido a la densidad, el agua dulce se dispone por encima de la salada. De esta forma se forma una cuña salina que penetra hacia el continente por debajo del agua dulce. En la interfaz debe cumplirse que la presión del agua dulce = presión agua salada: Presión ejercida por el agua dulce pd= γd [hd –(-zd)]= γd·hd + γd3zd Presión ejercida por el agua salada ps= [0 –(-zs)] γs= zs γs Si la interfase está estabilizada pd = ps γd·hd +γd·zd = zs γs y teniendo en cuenta que zs = zd, tendremos: γd·hd= zs γs – γd·zs= zs( γs-γd). Y por lo tanto: zs= γd hd/γs- γd= 1000 hd/1025-1000 = 40 hd La interfaz se sitúa a una profundidad bajo el nivel del mar igual a 40 veces la cota del agua dulce.

Hidrogeología

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