1.1 DEFINICIONES

El agua subterránea es uno de los componentes dela hidrosfera. El flujo subterráneo y sus procesoshidroquímicos asociados pertenecen al ciclo hidroló-gico, que depende de a) la estructura ecológico-geo-lógica y b) la composición petrológica de la litosfera.Ésto último influye en los procesos geoquímicos y enla composición hidroquímica del agua subterránea.Ambos factores explican la velocidad relativamentelenta del flujo subterráneo, su normalmente largotiempo de residencia y el amplio rango de la escalade tiempos que cubre el agua subterránea, en com-paración con el del agua superficial en el ciclo hidro-lógico (Sección II).

La mayoría de las aguas subterráneas son de origenmeteórico, esto es, atmosférico (Sección II). El aguade lluvia se infiltra directamente en el terreno o indi-rectamente a partir del flujo de entrada de aguasuperficial (almacenado en las márgenes de los ríos).Una muy pequeña parte del agua subterránea (aguajoven) se origina a partir del magma procedente delinterior de la Tierra.

1.2 PRESENCIA DE AGUA SUBTERRÁNEAEN LAS ROCAS

También existe agua subterránea en los intersticiosde las rocas, los que presentan varias formas, tama-ños y orígenes. A la capacidad de las rocas paratransmitir el agua a través de sus intersticios se la

denomina permeabilidad. Ésta depende de las pro-piedades físicas de la roca y de su historia genética(factores y procesos geológicos). Los intersticios de laroca, en cuanto a caminos por los que pasa el flujosubterráneo y la circulación (acuífero), se clasificanen:

Poros, son los intersticios intergranulares que hayentre los granos de los sedimentos clásticos con-solidados y no consolidados, o en las tobas vol-cánicas sueltas (Fig.1.1a),

Fisuras, son fracturas o grietas en las rocas(Fig.1.1b), y

Cavidades, presentes en las rocas carbonatadas(Fig.1.1c) y en los tubos de lava de las rocas vol-cánicas.

La distribución espacial de un acuífero controla laforma y el tipo de hidrodinámica del flujo, el tiempode transito y el tiempo de residencia del agua subte-rránea. En las zonas fisuradas se forman caminos deflujo duales, que pueden contribuir substancialmen-te a la recarga de agua subterránea o interconectaracuíferos mediante acuitardos que gotean. La com-posición petrológica (litológica) del acuífero y lainterfaz agua-roca controla las reacciones hidroquí-micas de los componentes disueltos en el agua sub-terránea. El importante sistema carbonato- CO2 delagua subterránea es uno de los casos que se han deconsiderar cuando se realiza la datación del 14C delCID del agua subterránea (Apt.5.2.2.3; Sección I;Clark y Fritz 1997).

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1 HIDROGEOLOGÍA Y PROPIEDADES DE LOS ACUÍFEROS

Isótopos Ambientales en el Ciclo HidrológicoIGME. Temas: Guías y manuales. ISBN: 84-7840-465-1

Fig.1.1 Tipos de intersticios de roca y su relación con la textura y la porosidad. (A) Depósitos sedimentarios con una ele-vada porosidad, (B) rocas porosas por fisuración, y (C) rocas porosas debido a fracturas disueltas.

1.3 PARÁMETROS GEOHIDRÁULICOS

1.3.1 POROSIDAD

Se supone un elemento sólido con un volumen totalVtot y una masa total Mtot, un volumen de la fasesólida Vsol con una masa Msol, una fase líquida repre-sentada por agua y sales disueltas con un volumenVliq y una masa Mliq, y finalmente el volumen de lafase gas Vgas (aire y vapor de agua) con una masadespreciable (Fig.1.2).

El volumen relativo de poros de la roca es la porosi-dad total, mtot, que se define como

donde Vpor es el volumen de poros, llenos de gas(Vgas) y llenos de líquido (Vliq):

Sólo parte del agua de los poros (Vliq) es libre y móvil(Vmov); el resto (Vret) se halla ligada por las fuerzascapilares y las higroscópicas y presentan un tiempode retención elevado. De esta manera, el agua libre(o gravitatoria o gravífica) y el agua ligada (por capi-laridad y por higroscopia) poseen tiempos de reten-ción diferentes, que se pueden estimar a partir deanálisis isotópicos.

El volumen de poros disponible para el movimientode agua gravífica (Vef) en relación con el volumentotal se denomina porosidad efectiva o porosidadcinemática o porosidad drenable):

Al volumen de poros que contiene agua ligada porefecto de las fuerzas capilares (Vret) en relación conel volumen total (Vtot) se denomina retención espe-cífica porosidad capilar o porosidad de reten-ción

La porosidad total es la suma de las porosidadesefectiva y de retención. Generalmente, al aumentarel tamaño de los granos de los sedimentos clásticos,la porosidad total mtot disminuye, la porosidadefectiva nef de alguna manera aumenta y la porosi-dad de retención mret decrece (Fig.1.3). La porosidadefectiva es un parámetro fundamental en los cálcu-los geohidráulicos (modelación del transporte de

masas); mientras que la porosidad total relaciona eltransporte de masa y el flujo de trazadores.

La zona saturada consta de fase sólida y fase líquida.En la zona no saturada los poros de la roca seencuentran parcialmente llenos de agua y de aire(medio con tres fases).

La humedad volumétrica o contenido volumétricode agua es el cociente entre el volumen de agua y elvolumen total de roca:

La máxima humedad volumétrica que puede quedarretenida en contra de la gravedad se la denominacapacidad de campo.

1.3.2 ALMACENAMIENTO, COEFICIENTE DEALMACENAMIENTO

Hay dos tipos de acuíferos: el acuífero freático, quetiene el techo a la presión atmosférica, y el acuíferoconfinado, que tiene en su techo una capa confi-nante. Si disminuye la presión hidrostática de unacuífero confinado, por ejemplo por la extracción deagua subterránea, aumenta el peso a soportar por elacuífero y la presión que resulta expulsa cierta canti-

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

Fig.1.2 Saturación de los poros con agua. Vtot = volumenbruto de la roca, Vsol = volumen del material sólido(matriz), Vpor = volumen de los poros, Vliq = volumen llenode agua, Vgas = volumen lleno de gas, Vmob = volumen deporos libres mediante el flujo gravífico del agua móvil,Vret = volumen de poros lleno de agua que se encuentraligada por las fuerzas capilares e higroscópicas.

dad de agua al acuífero. Al mismo tiempo, el des-censo de la presión produce una pequeña expansióny consiguiente liberación de agua. La capacidad deproducir agua de un acuífero cautivo se exponemediante el coeficiente de almacenamiento.

El coeficiente de almacenamiento S se definecomo el volumen de agua que un acuífero libera oincorpora al almacenamiento por unidad de superfi-cie de acuífero y por unidad de cambio de potencial.Es igual al volumen de agua que sale del acuíferocuando el nivel piezométrico disminuye 1 metro. Esadimensional y se expresa como:

donde g es la aceleración de la gravedad, d es elespesor del acuífero, mef es la porosidad eficaz; ßliq yßroca son respectivamente los coeficientes de com-presibilidad del agua y de la roca.

En la mayoría de los acuíferos confinados, los valoresde S abarcan valores que van desde 5⋅10-5 hasta5⋅10-3. Esto implica que para obtener un gran volu-men de agua se han de producir importantes cam-bios de presión sobre enormes áreas. El valor de S sedetermina a partir de los ensayos de bombeo de lospozos. En los acuíferos no confinados el coeficientede almacenamiento S iguala la porosidad efectivamef cuando se libera casi todo el agua al descenderel nivel freático no confinado (“libre”) como conse-cuencia del drenaje gravitacional. En los acuíferos noconfinados formados por sedimentos aluviales en losllanos aluviales S va desde 0,15 hasta 0,25, muchomayor que los de los acuíferos confinados (Fig.1.3).

1.3.3 PERMEABILIDAD Y CONDUCTIVIDADHIDRÁULICA

La permeabilidad es la capacidad de la roca o delterreno para transmitir agua u otros fluidos. Éstadetermina la relación entre la velocidad y el gradien-te hidráulico, que da origen al flujo de agua a travésde la roca o del medio sólido.

1.3.4 REDES DE FLUJO

El flujo subterráneo en sistemas acuíferos extensosse puede representar mediante redes de flujo. En elespacio tridimensional, las líneas de flujo son per-pendiculares a las superficies equipotenciales; en elcaso 2-D las líneas de flujo son perpendiculares a laslíneas equipotenciales y forman una red de flujo derectángulos curvilíneos (Fig.1.4). A las líneas equipo-tenciales se las denomina isopiezas o hidroisohipsas.

La forma de las hidroisocronas (misma edad) de unacuífero es normalmente similar a la de las líneas pie-zométricas. No obstante, existen desviaciones siste-máticas que pueden reflejar anomalías espaciales delsistema del flujo subterráneo o perturbacionesgeohidráulicas debido a la extracción del agua sub-terránea. Las líneas equipotenciales se desvían de lashidroisocronas en aquellas regiones donde las líneasequipotenciales son muy densas, es decir, el gra-diente hidráulico es muy elevado y por consiguientela velocidad del agua será más grande que en cual-quier otro lugar (Fig.1.5). Esto también ocurre en elcaso de que el flujo subterráneo actual sea diferentedel flujo subterráneo pasado. Por ejemplo, si la edaddel agua subterránea aumenta de forma rápidacuando se acerca al área de descarga, esto puedeindicar que la tasa de recarga de agua subterráneaaumentó en el pasado.

Las redes de flujo sólo son válidas cuando el flujosubterráneo se halla en el estado estacionario(Fig.1.5). Cualquier cambio en la situación geohi-dráulica modificará la red de flujo. Este hecho se hade tener en cuenta, siempre y cuando los datos iso-tópicos de la recarga de agua subterránea del pasa-do hayan de relacionarse con la red de flujo actual,la cual también queda modificada por extraccionesde agua subterránea (Apt.3.2.2).

Para construir una red de flujo generalmente se uti-lizan secciones verticales del sistema flujo subterrá-neo o proyecciones verticales sobre un plano hori-zontal (por ejemplo, para ilustrar el flujo subterráneohorizontal a escala regional en un mapa). En unmedio rocoso homogéneo e isótropo, el nivel freáti-co controla la forma de la red de flujo que, en lasregiones húmedas con recarga directa de agua sub-terránea procedente de la precipitación generalmen-te se adapta a la morfología.

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

Fig.1.3 Relación entre el tamaño de grano medio y laspropiedades de almacenamiento de agua (porosidad total,porosidad drenable y retención específica) de los aluvialesde las grandes cuencas (según Davis y DeWiest 1966).

Fig.1.4 Líneas equipotenciales (líneas con punteadolargo), líneas de flujo (l líneas con flechas– v) e hidroiso-cronas (líneas con punteado grueso t1 a t6) en el contornoy dentro de un acuífero con diferentes conductividadeshidráulicas (según Seiler y Rodriguez 1980). Las líneasequipotenciales y las líneas de flujo son perpendicularesentre sí.

Tóth (1963) utilizó las redes de flujo para represen-tar el flujo subterráneo a escala regional. Muchos sis-temas de agua subterránea local poco profunda des-cansan sobre otros intermedios y más profundos aescala regional. Las líneas equipotenciales de unacuífero isótropo demuestran que el potencial hidro-lógico bajo depresiones superficiales decrece en sen-tido ascendente. Por lo tanto, tales depresiones des-cargan agua subterránea. En los piezómetros pro-fundos, la presión hidráulica en el fondo del pozo esmayor que la de la parte superior (flujo subterráneoascendente), lo que no ha de estar necesariamenterelacionado con la estratificación geológica de unsistema de acuíferos y acuitardos.

La conductividad hidráulica de los acuíferos es variosordenes de magnitud mayor que la de los estratosconfinados (acuitardos). De manera que para undeterminado caudal la pérdida de carga a lo largo deuna línea de flujo por unidad de distancia es menoren un acuífero que en un acuitardo. Por lo tanto elflujo lateral en los estratos confinados desde elpunto de vista geohidráulico es despreciable, mien-tras que la composición isotópica se ve afecta por lacontribución de larga duración del lento rezume quese produce en la recarga subterránea del acuíferoconfinado (Geyh et al. 1984). En los acuíferos laslíneas de flujo se estrechan y son paralelas a los con-tornos del acuífero. Por este motivo, la red de flujode un sistema acuífero anisótropo puede ser muycompleja. Como la red de flujo de agua subterráneaviene controlada por la carga y la descarga, su forma

será diferente si se trata de regiones áridas o húme-das (Fig.1.6).

Fig.1.5 Sección vertical de una red de flujo en un área conrelieve. Las líneas más gruesas: líneas de flujo; las líneaspunteadas: líneas equipotenciales (según Tóth 1963).

Fig.1.6 Red de flujo de agua subterránea en regiones ári-das y húmedas. Las líneas de flujo de la recarga de aguasubterránea en las regiones húmedas siguen la morfología(línea punteada). En las regiones áridas el nivel freático esplano; R = descarga hacia los ríos en las regiones húme-das; B = descarga hacia las cubetas u oasis en las regionesáridas (según Seiler y Rodriguez 1980).

La representación de la red de flujo en forma demapas hidrogeológicos refleja el flujo subterráneo aescala regional. Esto puede ayudar a resolver losproblemas prácticos de la exploración y la explota-ción del agua subterránea. Esta representación escreíble solo en el caso de que se disponga de valoresde los potenciales hidráulicos de un gran número depiezómetros del acuífero en cuestión. La modelaciónmatemática puede facilitar la construcción de unared de flujo.

1.4 HIDROGEOLOGÍA

1.4.1 PROPIEDADES HIDROGEOLÓGICAS DELAS ROCAS

Las rocas se pueden clasificar según sus propiedadeshidrogeológicas, geohidráulicas (almacenamiento deagua, permeabilidad hidráulica) y edafológicas.

La ecuación de Darcy (Sec.3.11) solo es válida paraun régimen de agua subterránea laminar, que se da

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

en los acuíferos aproximadamente homogéneos eisótropos, por ejemplo, en los sedimentos clásticos(granulares) y en las rocas sedimentarias (arena,grava o arenisca). La distribución espacial de las fisu-ras en las rocas fisuradas es normalmente discreta,aunque a menudo una orientación espacial prefe-rente puede provocar una permeabilidad anisótropa.Por este motivo la matriz rocosa solo puede ser con-siderada homogénea e isótropa a gran escala. Eneste caso los términos porosidad y permeabilidadhidráulica no se aplican de manera sencilla en losestudios geohidráulicos de los sistemas rocosos fisu-rados.

La permeabilidad de los sistemas fisurados refleja lahistoria geológica de las rocas, especialmente lasexposiciones a tensiones tectónicas. Los procesos demeteorización y otros procesos geológicos puedenocasionar cambios durante el pasado geológico. Lossistemas más jóvenes de fisuras de los últimos fenó-menos tectónicos son a menudo más permeablesque las más antiguas, las cuales pueden estar relle-nas por minerales secundarios. Los análisis realizadoscon el uranio (desde el Apt.5.2.2.10 a la 5.2.2.12)pueden ayudar a distinguir entre fisuras antiguas yjóvenes.

El flujo subterráneo en las rocas karstificadas y enlos tubos de lava no suele ser laminar; la distribu-ción de las cavidades rocosas es aleatoria. Por consi-guiente la ley de Darcy conduce a resultados erráti-cos. Debido a las interconexiones hidráulicas de lascavidades kársticas, los resultados de las experienciasde trazadores son a veces ambiguos y siempre repre-sentan el tiempo de tránsito mínimo en el momentode la experiencia. Los estudios isotópicos ambienta-les proporcionan tiempos de residencia medios delflujo base del agua subterránea mayores (Apt.5.2.2).

1.4.1.1. ROCAS ÍGNEAS

Las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) son perme-ables en las zonas donde las fisuras están abiertas.Normalmente el ancho de las fisuras y por lo tanto lapermeabilidad decrecen con la profundidad.

Las rocas plutónicas duras (por ejemplo, el grani-to), que son ricas en cuarzo, son propensas a sufrirfisuración. Mediante meteorización mecánica éstascrean aluviones arenosos que son permeables en lasuperficie; mientras que las rocas pobres en cuarzoestán sujetas a la meteorización química, generandoasí minerales arcillosos, que son menos permeables ya menudo obturan las fisuras de la roca subyacente.

Las rocas volcánicas habitualmente contienen frac-turas que se originan a partir del enfriamiento de lalava. Durante el flujo de lava se crean zonas fractu-

radas permeables que se extienden horizontalmente,tanto en la superficie como en el fondo. Estas seconvierten generalmente en acuíferos importantes yse localizan en los extensos sistemas de flujo de lavade las mesetas basálticas.

1.4.1.2 ROCAS METAMÓRFICAS

Las rocas metamórficas son normalmente permea-bles en la zona donde las fisuras están abiertas. Éstasse forman por meteorización a una cierta profundi-dad. Los gneis ácidos que contienen cuarzo (porejemplo, el granito) están sujetos a meteorización,dando lugar a aluviones arenosos. Las calizas (carbo-natos) metamórficas cristalinas son propensas asufrir karstificación, de manera que suelen conteneragua subterránea kárstica.

1.4.1.3 ROCAS SEDIMENTARIAS CONSOLIDADAS

Según sus propiedades hidrogeológicas, existe unagran variedad de rocas sedimentarias, y forman losacuíferos más importantes. Pueden presentar variostipos de intersticios y poseen un rango muy grandede permeabilidad. La permeabilidad puede ser ani-sótropa, de modo que la modelación del flujo subte-rráneo regional y el movimiento de los contaminan-tes y trazadores es muy complicado. Cuando se estáevaluando el flujo subterráneo y el movimiento delos contaminantes y trazadores en dichos medios sedebe considerar la doble porosidad (Apt.5.1.2.2.3). Ésta implica componentes rápidos y com-ponentes más lentos.

El flujo subterráneo en las rocas sedimentariasdepende de la composición de la roca, la litología ylas facies de la secuencia sedimentaria completa,esto es, del tamaño de grano y de la composiciónhorizontal (lateral) y vertical. Generalmente la per-meabilidad del sedimento en la dirección horizontal(lateral) es órdenes de magnitud mayor que la de ladirección vertical. En las rocas sedimentarias consoli-dadas el flujo subterráneo también depende del pro-ceso de fisuración. Esto se debe a las perturbacionestectónicas y a las alteraciones exogenas secundarias(meteorización, karstificación, etc.). En resumen:

Las rocas sedimentarias, que son ricas en carbona-tos y sulfatos, se dividen en varios grupos. Los pro-cesos geoquímicos pueden influir la composiciónisotópica del agua subterránea (por ejemplo, el 14C).Las areniscas constituyen generalmente importantesacuíferos, mientras que las arcosas y grauwacas no.

Las rocas arcillosas, las margas y las pizarrasgeneralmente presentan una permeabilidad hidráuli-ca muy baja. Esta es la razón por la que general-

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

mente dan lugar a los acuícludos que se formanentre acuíferos y que determinan la distribución delsistema de flujo.

Las rocas carbonatadas (calizas y dolomías), quegeneralmente están karstificadas, forman excelentesacuíferos. El dióxido de carbono del agua disuelve laroca, amplia las fisuras y crea cavidades kársticas consecciones generalmente grandes. Como la capaci-dad de filtrar la recarga es baja, el agua subterráneaa menudo está contaminada y fluye muy rápida-mente.

Las rocas sedimentarias muy solubles (evapori-tas), que incluyen el yeso, la anhidrita, el clorurosódico (halita), y otras sales. Si entran en contactocon el agua subterránea rápidamente se formanenormes cavidades kársticas. Esto provoca la subsi-dencia del terreno y crea serios problemas, como lairrupción de agua en las minas de sal. Los análisisisotópicos estables permiten identificar tanto el ori-gen del agua subterránea como las salmueras, yorientan medidas contra tales fenómenos catastrófi-cos.

Sedimentos orgánicos de tipo biolítico (carbón,lignito, turba, arcillas con carbón). Forman acuíferosinsignificantes, pero son importantes debido a suinfluencia en la composición química e isotópica delagua subterránea, proporcionando componentescarbónicos orgánicos. Pueden perturbar la aplicacióndel 14C para datar las aguas subterráneas(Apt.5.2.2.3).

1.4.1.4 SEDIMENTOS NO CONSOLIDADOS

Los sedimentos no consolidados están formados porvarios tipos de grava, arena y arcilla; algunas vecesestán constituidos por una mezcla de materialesorgánicos. Estos sedimentos se presentan como alu-viones en los valles fluviales, sedimentos lacustres enlas cuencas lacustres, o sedimentos de plataforma alo largo de la costa. También se encuentran en formade sedimentos deltaicos, sedimentos de los abanicosaluviales de las depresiones intramontanas, y sedi-mentos glaciofluviales arrastrados de las morrenas.Normalmente los sedimentos no consolidados for-man excelentes y muy eficientes acuíferos. Su poro-sidad y su permeabilidad son generalmente eleva-das, a menos que se mezcle con material arcilloso, ydepende de la distribución del tamaño de grano(Fig.1.3) en lugar del tamaño absoluto de los granos.El factor decisivo es la presencia de las partículas dearcilla extremadamente finas. Al aumentar la porosi-dad efectiva, aumenta la permeabilidad. Si la presiónhidráulica decrece debido a intensas extracciones deagua subterránea, los depósitos de gran espesorpueden llegar a experimentar subsidencia.

En las regiones húmedas los finos eólicos y las dunasde arena bien clasificada forman importantes acuífe-ros con excelentes propiedades de filtración.

1.4.2 ESTRUCTURAS HIDROGEOLÓGICAS YREGÍMENES DE FLUJO SUBTERRÁNEO

La estructura hidrogeológica describe la configu-ración de los acuíferos y acuícludos dentro delambiente geológico. Determina la circulación deagua subterránea desde la zona de recarga, a lolargo de los caminos de percolación y circulación(reservorio de agua subterránea), hasta la zonade descarga. Las divisorias de agua, condiciona-das por la orografía o la geología de la región, sepa-ran las zonas de recarga de agua subterránea de lossistemas hidrogeológicos colindantes. Así unaestructura hidrogeológica tiene límites fijos que seestablecen a partir de la geomorfología y la estruc-tura geológica.

El caudal de flujo en el sistema hidrogeológicodepende del gradiente hidráulico o de la pendientede la superficie piezométrica. Ésta última normal-mente cambia debido a la recarga subterránea, quevaria estacionalmente (ya que la precipitación con-trola la fluctuación del nivel de agua subterránea) odebido a las influencias antrópicas (por ejemplo, lascausadas por el bombeo de agua del acuífero;Apt.3.2.2).

Bajo condiciones favorables las estructuras hidrogeo-lógicas contienen un recurso de agua subterráneaque se puede explotar. El valor económico dependedel caudal (caudal de descarga del agua subterrá-nea utilizada) y del volumen de almacenamiento(reserva de agua o almacenamiento).

A las complejas condiciones que gobiernan el cam-bio espacio-temporal de los factores cuantitativos ycualitativos del flujo subterráneo se las denominarégimen subterráneo. Para estudiar dicho régimensubterráneo se pueden realizar análisis de isótoposambientales, para que complementen los estudioshidrológicos clásicos. Entre ellos destacan: la data-ción con radionucleidos (Apt.5.2.2) que en combina-ción con los análisis de los isótopos estables(Apt.5.2.1) pueden determinar el periodo y las con-diciones climáticas durante la recarga subterránea(datación de agua subterránea y paleohidrolo-gía; Sec.3.2.1). En concreto, los estudios isotópicosayudan a identificar el origen del agua subterránea,a determinar los problemas ecológicos relacionadoscon el ciclo hidrológico, y proporcionan informaciónnecesaria para la gestión y la protección sustentabledel agua subterránea. Para interpretar los datos iso-tópicos se requiere un modelo simplificado que des-criba el comportamiento hidrodinámico a partir de la

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

estructura hidrogeológica y del flujo subterráneo(Apt.3.1.2; Sección VI). En esta tarea se necesitatener un conocimiento básico de las principalesestructuras hidrogeológicas.

1.4.3 REGIONES CRISTALINAS

Las estructuras hidrogeológicas de las regiones cris-talinas (rocas plutónicas y metamórficas) se caracte-rizan por presentar una circulación de agua subte-rránea poco profunda en la zona de meteorización yfisuración, que alcanza una profundidad de unosmetros. Se supone que estos flujos subterráneospoco profundos son reservorios perfectamente mez-clados. En el área de descarga se crean un grannúmero de pequeños manantiales y lugares húme-dos a lo largo de fallas y líneas tectónicas. Su distri-bución espacial refleja la estructura geológica y lamorfología siempre que las zonas tectónicas y lasfallas actúen como sistemas de drenaje de agua sub-terránea. Cualquier circulación de agua subterráneaprofunda que se encuentre separada del sistema deflujo superficial local presenta tiempos de residencialargos (por ejemplo, el agua subterránea termal).

1.4.3.1 ROCAS VOLCÁNICAS

En las estructuras tipo cuenca pueden encontraserecursos de agua subterránea abundantes y signifi-cativos (por ejemplo, en la cuenca de Columbia en elNO de los Estados Unidos, y en algunas zonas de lallanura del Dekkan en la India). Estas estructuras sedesarrollan en algunas ocasiones en regiones volcá-nicas con flujos de lava basáltica. Normalmente loscuerpos que surgen de las efusiones volcánicas pro-porcionan pequeños recursos de agua subterránea.En las zonas más profundas puede existir un flujosubterráneo lateral tipo pistón. Las intensas extrac-ciones de agua subterránea de los acuíferos profun-dos cautivos puede disminuir el nivel piezométrico,lo que provoca una mezcla con el agua subterráneapoco profunda. En los terrenos disectados morfoló-gicamente, en las partes superiores de los acuíferosdominan los flujos subterráneos locales poco pro-fundos.

1.4.3.2 SECUENCIAS DE PLEGAMIENTOS DE LAS ROCAS

SEDIMENTARIAS

En las secuencias de plegamientos de las rocas sedi-mentarias (por ejemplo, caliza, arenisca), el flujo sub-terráneo depende del tipo, el grosor y la extensiónde los acuíferos y acuícludos. En las estructuras tec-tónicas profundas pueden encontrarse grandes siste-mas de flujo, además de pequeños sistemas de cir-

culación (Fig.1.7), lo que resulta en anomalías en latemperatura de las aguas de los manantiales y gran-des concentraciones de sólidos disueltos.Generalmente el agua subterránea está formada porcomponentes que presentan diferentes tiempos deresidencia, complicando así la evaluación de losdatos isotópicos (Mal/oszewski y Zuber 1993, 1996,1998; Zuber 1986; Sección VI). Se debe considerarcada sistema independientemente.

1.4.3.3 ROCAS kARSTIFICADAS

La distribución espacial de los sistemas de flujo sub-terráneo de las rocas karstificadas varía de un lugara otro y viene controlada por la variación constantede la evolución geológica y morfológica. El flujo sub-terráneo se da en forma de grandes ríos y manan-tiales subterráneos. Estos proporcionan, por un lado,excelentes condiciones para la explotación de aguasubterránea y por otro lado generan cavidades conuna permeabilidad elevada que constituyen unazona con alto riesgo de contaminación desde lasuperficie. En ingeniería hidráulica, los sistemas kárs-ticos ocasionan a menudo problemas de fugas(Dreybroth 1984). Durante la evaluación de los resul-tados isotópicos se ha de tener en cuenta los proce-sos geoquímicos que afectan a la karstificación.

El flujo subterráneo responde rápidamente a la pre-cipitación. La velocidad de flujo del componente acorto plazo es elevada (dentro el rango de los cien-tos de metros por día), de manera que el tiempo deresidencia del agua subterránea del sistema kársticoes normalmente pequeño. No obstante, el flujo basepuede presentar tiempos de residencia del orden deaños o incluso décadas. En la interpretación de datosisotópicos se considera que los reservorios están per-fectamente mezclados (modelo exponencial)(Sección VI). En los sistemas de agua subterráneapoco profundos, las fluctuaciones de la recarga porla precipitación se propagan a través del sistema;mientras que en los sistemas más grandes y profun-dos éstas se igualan.

La evolución geológica y morfológica del ambienterocoso en el pasado determina el estadio y la pro-fundidad de karstificación del sistema de flujo pre-sente. La karstificación de las rocas carbonatadascomienza generalmente en la superficie y se propa-ga hacia el interior. Una red de drenaje profundapuede haberse desarrollado de forma similar a unared fluvial superficial.

En las estructuras del tipo cuenca que se dan deba-jo de flujos volcánicos importantes o a lo largo defallas de gran profundidad se pueden confinar rocascarbonatadas karstificadas.

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

1.4.3.4 SEDIMENTOS DE PLATAFORMA

En los sedimentos de plataforma (sedimentos que sedepositan en la superficie plana del basamento quefue previamente plegado y consolidado) se puedendesarrollar estructuras del tipo cuenca que luego seconvierten en mesetas y escarpes en sus bordes. Deacuerdo con el desarrollo litológico y la estructurageológica, a menudo existen recursos de agua sub-terránea importantes y abundantes (Fig.1.7).Algunos ejemplos son la cuenca de Dakota, la grancuenca surgente de Australia, la cuenca de areniscade Nubia del norte de África, la cuenca de Siberia yla cuenca de Paris. La calidad del agua subterráneadepende de la composición litológica de las rocas yde los procesos geoquímicos. En las regiones dondeel clima es moderado y húmedo el agua subterráneaes generalmente de buena calidad y presenta unarecarga continuada. En los acuíferos confinados elagua subterránea se encuentra protegida contra lacontaminación. Los acuíferos profundos de las regio-nes áridas también contienen agua subterránea anti-gua muy mineralizadas que se recargó en el pasadogeológico bajo condiciones climáticas más húmedas.Dichos recursos de agua subterránea no renovablese agotan (sufren minería) cuando se extraen. Losmétodos hidrológicos con isótopos permiten identi-ficar tales recursos de aguas antiguas (Apt.5.2.1).Bajo las condiciones de recarga y descarga no esta-cionaria no es posible ni datar el agua subterránea niestimar la velocidad del flujo de agua subterránea(Apt.3.1.2).

1.4.3.5 LLANURAS Y ABANICOS ALUVIALES, DELTAS

FLUVIALES Y SEDIMENTOS GLACIOFLUVIALES

Las llanuras y abanicos aluviales, los deltas fluviales,y los sedimentos glaciofluviales que se depositaron

durante el Cuaternario están formados por sedi-mentos no consolidados que a menudo contienengrandes recursos de agua subterránea. En estos sedi-mentos dominan las gravas y las arenas, que se inter-calan con limos, barro y arcilla. La composición deltamaño de grano depende de la evolución del caucefluvial y de la cuenca de sedimentación. Los acuífe-ros de las regiones húmedas están cubiertos gene-ralmente de tierra lodosa procedente de las inunda-ciones, que impiden la contaminación. Extensos alu-viales del Cuaternario, a menudo con un grosor devarios cientos de metros, se localizan en aquellasáreas donde se produce subsidencia tectónica, porejemplo, en las llanuras aluviales de los ríosAmazonas, Ganges y Danubio.

Los aluviones generalmente presentan excelentescondiciones para el desarrollo del agua subterránea.Durante los periodos de lluvia, el nivel del río es ele-vado y el agua recarga indirectamente el reservoriode agua subterránea. Si el nivel del río es bajo, el ríose alimenta con agua subterránea (Fig.1.8). La res-puesta del nivel freático frente a la precipitación esrápida, y el tiempo de residencia del agua subterrá-nea es corto. A gran escala las llanuras aluviales seconsideran reservorios abiertos.

En las regiones áridas se producen inundacionesesporádicas en los cauces rellenos de sedimentos(torrentes, wadis) que a menudo están disgregados,en algunas ocasiones con permeabilidades bajasdebido a la mezcla de material fangoso. Las zonaspermeables se desarrollan en los lugares donde elflujo fluvial se mantiene lo suficiente como para cla-sificar los materiales más gruesos de los cauces flu-viales. Se extienden sólo en determinadas zonas par-tes del cauce, son difíciles de localizar y son las res-ponsables de la recarga por escorrentía, que es elproceso de recarga dominante en las regiones ári-das.

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

Fig.1.7 Corte hidrogeológico transversal de la cuenca confinada de Münster (según Michel y Struckmeier 1985), comoejemplo de una cuenca profunda. La roca precretácica y las margas "Emscher" son acuitardos. Las flechas indican el flujosubterráneo.

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hidrogeología y Propiedades de los Acuíferos

Fig.1.8 Interrelaciones geohidráulicas entre el agua subterránea de los sedimentos aluviales y el agua de los ríos. El nivelde agua estático refleja la situación geohidráulica media sin extracciones que se produce a lo largo de un año. El pozo 2bombea agua subterránea de los sedimentos aluviales y desciende el nivel estático (líneas punteadas). Durante la épocade deshielo y cuando el nivel del río es elevado (a principios del verano) se puede inducir infiltración a través de las már-genes del río. En otoño el río presenta un nivel bajo y el agua subterránea alimenta el río. El pozo 1 bombea agua subte-rránea y agua del río (líneas punteadas).