Capítulo 4: Geología del Agua Subterránea

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Geología del agua subterránea

Traducido por:
Secciones 4.1 – 4.4: Ronald Zapata (Bolivia)
Seccion 4.5: Luis Camilo Suescún (Colombia)
Seccionnes 4.6 – 4.7: Antonio Barroso (Bolivia-Canada)

4.1 Litología, Estratigrafía, y Estructura

La naturaleza y distribución de acuíferos y acuitardos en un sistema geológico están controlados por la litología, estratigrafía, y la estructura de los depósitos y formaciones geológicas. La litologíaes el componente físico, incluyendo la composición mineral, tamaño y distribución de grano de los sedimentos o las rocas que componen los sistemas geológicos. La estratigrafía describe las relaciones geométricas y la edad entre los lentes, lechos, y formaciones de los sistemas geológicos de origen sedimentario. Las características estructurales, tales como fisuras, fracturas, pliegues y fallas representan las propiedades geométricas de los sistemas geológicos producidos por la deformación después de la deposición o cristalización. En depósitos no consolidados, la litología y estratigrafía constituyen los controles más importantes. En la mayoría de las regiones el conocimiento de la litología, estratigrafía, y estructura conduce directamente a la comprensión de la distribución de acuíferos y acuitardos.

Situaciones en las que la estratigrafía y estructura controlan la formación de acuíferos y acuitardos se muestran en la Figura 4.1. En la región de las grandes llanuras y al oeste de Canadá, se presentan areniscas del cretácico o paleozoico deformadas a lo largo de las Montañas Rocosas o a lo largo de intrusiones ígneas como las Colinas Negras. Las areniscas permeables conforman acuíferos regionales artesianos [Figura 4.1 (a)] recargados en las zonas donde afloran y por fugas a través de capas confinantes arcillosas. En las cuencas intermontana al oeste de los Estados Unidos, los acuíferos permeables de arena y grava presentes en abanicos aluviales forman intercalaciones con las capas de arcilla y limo que fueron depositados en sistemas lacustres [Figura 4.1 (b)]. El agua recarga los acuíferos a lo largo de las montañas. Las condiciones confinadas se desarrollan a medida que los acuíferos se dirigen hacia las llanuras de la cuenca. En la región del Sahara en África, los lechos permeables suavemente deformados constituyen acuíferos regionales que reciben agua a lo largo de frentes lejanas de montaña y por fugas verticales. El afloramiento de agua en la superficie es controlada por fallas o pliegues o donde el suelo del desierto se erosiona cerca de la parte superior de los acuíferos [Figura 4.1 (c)].

Figure 4.1 Influencia de la estratigrafía y estructura en la formación de un acuífero regional. (a) Acuíferos de arenisca con buzamiento suave en dirección de la llanura con zonas de afloramiento en el frente montañoso; (b) interdigitación de los acuíferos de arena y grava que se extienden desde zonas altas en una región intermontana; (c) acuífero formado por fallas y plegamientos en una región desértica. Cuerpos de agua superficial que reflejan las características estructurales (después de Hamblin, 1976).

Las discordancias son características estratigráficas de particular importancia en hidrogeología. Una discordancia es una superficie que representa un intervalo de tiempo durante el cual la deposición fue insignificante o inexistente, o comúnmente durante el cual la superficie de las rocas existentes fue degradada, erosionada, o fracturada. Generalmente las rocas subyacentes son deformadas o inclinadas antes de la deposición de nuevo material sobre la discordancia. Los acuíferos son comúnmente asociados con discordancias, ya sea en la zona meteorizada o fracturada inmediatamente debajo de la superficie del paisaje enterrado o en la zona permeable en sedimentos de grano grueso que reposan en la parte superior cuando los sistemas entran en una nueva época de acumulación. En muchas de las partes tectónicamente estables del interior de América del Norte, donde las rocas sedimentarias casi horizontales se desarrollan debajo de los desmontes, la ocurrencia de discordancias es la clave para la distribución de acuíferos y acuitardos y la calidad de agua en ellos.

En terrenos que han sido deformados por el plegamiento y las fallas, los acuíferos pueden ser difíciles de discernir debido a la complejidad geológica. En estas situaciones el ingrediente principal en investigaciones de agua subterránea es a menudo un análisis estructural a gran escala del entorno geológico.

4.2 Depósitos fluviales

Los depósitos no endurecidos compuestos por partículas de grava, arena, limo, o arcilla que no están unidos o endurecidos por aglutinamiento mineral, por presión, o por alteración térmica de los granos. Los depósitos fluviales son los materiales establecidos por procesos físicos en canales fluviales o en planicies de inundación. Los materiales son conocidos también como depósitos aluviales. En esta sección se hace énfasis en materiales fluviales depositados en ambientes no glaciares. Los depósitos formados por ríos de agua de deshielo son tratados en la Sección 4.4.

Los materiales fluviales ocurren en casi todas las regiones. En muchas zonas los acuíferos de origen fluvial son fuentes importantes de abastecimiento de agua. La Figura 4.2 demuestra la morfología y variación en depósitos formados por ríos trenzados y por ríos meandriformes. Debido a la cambiante posición de los canales de los ríos y a las cambiantes velocidades de deposición, los depósitos de los ríos tienen texturas con características variables que causan mucha heterogeneidad en la distribución de las propiedades hidráulicas. Los ríos trenzados generalmente ocurren en lugares donde el sedimento disponible para transporte esta conformado por arena gruesa o grava y donde las velocidades son altas debido a las regiones topográficas de pendiente pronunciada. La cambiante posición de los canales y barras y la velocidad variable pueden generar depósitos extensos de estratos de arena y grava con zonas menores de sedimentos de limo o arcilla rellenando canales abandonados. Los ríos meandriformes y sus entornos asociados de planicies de inundación tienen también depósitos de grano grueso y fino. Las abundancias relativas y las relaciones estratigráficas de los sedimentos, sin embargo, son generalmente muy diferentes a las de los depósitos de ríos trenzados. Canales con depósitos sedimentarios limosos y arcillosos son más abundantes que en los depósitos de ríos trenzados. Estratos entremezclados de arena, comúnmente de grano fino o mediano con contenidos variables de limo y arcilla, son depositados en las riberas o planicies de inundación. La arena gruesa y grava comúnmente forman barras puntuales a lo largo del canal. Los depósitos de grava se desarrollan debido al depósito residual del canal. La relativa abundancia de los diversos sedimentos depositados en ríos meandriformes y sus planicies de inundación son fuertemente influenciadas por la naturaleza de los sedimentos suministrados al río desde la cuenca. Debido a la variabilidad de las fuentes de sedimentos y flujo, la delimitación de las zonas acuíferas en estos depósitos usando datos de pozos es una tarea difícil que a menudo implica mucha especulación.

Figure 4.2 Características superficiales y naturaleza de depósitos formados en (a) los entornos de ríos trenzados y (b) entornos de planicies de inundación de ríos meandriformes (después de Allen, 1970).

Un gran número de pruebas de conductividad hidráulica, tanto en campo como en laboratorio, se han realizado en depósitos fluviales. Los resultados de las pruebas de permeámetros en muestras representativas indican variaciones dentro de las zonas permeables de más de 2 o 3 órdenes de magnitud. Estas variaciones reflejan la diferencia en la distribución del tamaño de grano en las capas individuales dentro del grueso depositado.

Cuando se consideran las propiedades medias de grandes volúmenes, la característica estratificada de los depósitos fluviales atribuye una fuerte anisotropía al sistema. En una escala más local con muestras representativas probadas en laboratorio, la anisotropía y permeabilidad están presentes, pero no son considerables. Johnson and Morris (1962) reportan conductividades hidráulicas verticales y horizontales de 61 muestras de laboratorio de sedimentos fluviales y lacustres del Valle de San Joaquín en California. Cuarenta y seis de las muestras tenían mayor conductividad hidráulica horizontal que vertical, 11 de las muestras eran isotrópicas y solo 4 tenían mayor conductividad vertical. Los valores de las conductividades horizontales fueron entre 2 a 10 veces mayores que las conductividades verticales.

4.3 Depósitos Eólicos

Los materiales que son transportados y depositados por el viento son conocidos como depósitos eólicos. Los depósitos eólicos están conformados por arena o limo. Las dunas de arena se forman a lo largo de las costas y en las zonas no costeras donde la lluvia es escasa y la arena superficial está disponible para el transporte y la deposición. La arena eólica no endurecida se caracteriza por la falta de fracciones de limo y arcilla, y por una textura uniforme con partículas en el rango de granos redondeados finos o medianos. Estas arenas son moderadamente permeables (10-4-10-6m/s) y forman acuíferos en áreas donde se producen espesores saturados considerables. Las porosidades están entre 30 y 45%. En comparación con los depósitos aluviales, las arenas eólicas son bastante homogéneas y casi tan isotrópicas como cualquier depósito que se produzca en la naturaleza. La acción de clasificación del viento tiende a producir depósitos que son uniformes a escala local y en algunos casos bastante uniformes en grandes áreas.

Los depósitos eólicos no endurecidos más extensos en América del Norte son depósitos de limo, que se conocen como loess. El Loess se encuentra en la superficie o en el subsuelo superficial en áreas extensas en regiones del medio oeste y las Grandes Llanuras de América del Norte. El Loess se depositó durante el Pleistoceno y el tiempo posterior al Pleistoceno como resultado de la actividad del viento que causó nubes de limo que fueron arrastradas por todo el paisaje. Debido a pequeñas cantidades de arcilla y carbonato de calcio consolidado están casi siempre presentes, el loess tiene una cohesión leve a moderada. La porosidad del loess se encuentra normalmente entre el rango de 40-50%. La conductividad hidráulica varía aproximadamente de 10-5m/s para loess grueso y limpio a 10-7m/s o menos para loess fino o ligeramente arcilloso que no tenga permeabilidad secundaria.

Las fracturas, los canales radiculares y las madrigueras de animales comúnmente causan una permeabilidad secundaria en la dirección vertical de tal forma que pueda exceder en gran medida la permeabilidad primaria. Como resultado de repetidos episodios de movimiento atmosférico de limos, los suelos enterrados bajo loess son comunes. Zonas con permeabilidad secundaria a menudo se asocian con este tipo de suelos. En algunas áreas de loess, se produce suficiente permeabilidad en profundidad para proporcionar suministros de agua para uso doméstico o agrícola. Los principales acuíferos, sin embargo, no ocurren en loess y en algunas situaciones, las mantas de loess actúan como acuitardos que cubren los principales acuíferos. Para obtener más información sobre la ocurrencia y las propiedades hidráulicas de loess, se remite al lector a Gibbs y Holland (1960) y McGary y Lambert (1962).

4.4 Depósitos Glaciales

Los depósitos formados por o en asociación con los glaciares continentales en la parte norte de los Estados Unidos, Canadá y en Europa son de particular importancia hidrogeológica. Los depósitos incluyen till glaciar, sedimentos glaciofluviales y sedimentos glaciolacustres. En los lagos de agua de deshielo que existieron durante el Pleistoceno, los depósitos de limo glaciolacustres y arcilla se depositaron mar adentro. Estos depósitos forman algunos de los acuitardos someros más extensos de América del Norte. Los depósitos de arena y grava cerca de la costa y en las playas forman acuíferos en algunas áreas. En comparación con los acuíferos de origen glaciofluvial, estos acuíferos de origen glaciolacustre son generalmente de menor importancia.

El till glaciar es el material más abundante que se depositó en la superficie terrestre durante el Pleistoceno. En la región del Escudo Precámbrico, el till es generalmente arenoso, con cantidades variables de limo y poca arcilla. El till arenoso forma acuíferos locales en algunas áreas. En las regiones de roca sedimentaria en América del Norte, la erosión glacial produjo till que generalmente tiene una considerable cantidad de limo y arcilla y por lo tanto presenta una baja permeabilidad por lo que las capas de este tipo de till son acuitardos.

La Figura 4.3 es un diagrama esquemático de la ocurrencia de acuíferos y acuitardos en las regiones del Medio Oeste y las Grandes Llanuras de América del Norte. La mayoría de los acuíferos en estas regiones están conformados por arena glaciofluvial y grava confinada por depósitos de till de limo glaciolacustre o arcilla. Los acuíferos se presentan como extensas llanuras o como depósitos de canales superficiales o valles enterrados. Los depósitos de arena y grava en los valles enterrados forman acuíferos que generalmente tienen decenas de kilómetros de largo y varios kilómetros de ancho. En muchos casos, no hay indicadores superficiales de la presencia de acuíferos de valles enterrados. La capa de till suprayacente suele tener algunas decenas de metros de grosor o menos, ocasionalmente puede tener un grosor de cientos de metros.

Figure 4.3 Diagrama esquemático de acuíferos en regiones del Medio Oeste y provincias fisiográficas de las Grandes Llanuras.

Muchos de los ríos de agua de deshielo que forman acuíferos de materiales depositados fueron trenzados de la forma que se muestra en la Figura 4.2 (a); otros fluyeron en canales profundos o valles erosionados en terreno glaciar o en roca sedimentaria. Los ejemplos de acuíferos que se originaron en valles y como depósitos de llanuras se muestran en la Figura 4.3.

Además de los tipos clásicos de depósitos de agua de deshielo establecidos por ríos de este origen que fluyen más allá del margen de los glaciares, muchas áreas glaciares tienen depósitos de arena y grava que se formaron sobre masas de hielo estancado durante los episodios de retroceso glaciar. Estos depósitos se conocen como sedimentos fluvio-glaciáricos colapsados o de hielo estancado o depósitos en contacto con hielo. Un ejemplo de este tipo de depósitos se ilustra en la Figura 4.4. Los acuíferos de arena y grava de este origen se encuentran en la superficie o fueron enterrados por depósitos de till durante los períodos de reavance de hielo.

Figure 4.4 Formación de un sedimentos fluvio-glaciáricos colapsadosen un entorno de estancamiento continental de los glaciares (después de Parizek, 1969).

El till glacial denso de grano fino y los depósitos de limo glaciolacustres y arcilla son los acuitardos más comunes en la mayor parte del norte de los Estados Unidos y en la parte sur de Canadá. Estos depósitos tienen conductividades hidráulicas intergranulares que son muy bajas, con valores típicamente en el rango 10-10-10-12m/s. Con un gradiente hidráulico de 0.5, que está cerca del límite superior de gradientes observados en estos acuitardos, y una conductividad hidráulica de 10-11m/s, se necesitarían casi 10 000 años para que el agua fluya a través de capa de material no fracturado de 10 m de espesor. Los extensos depósitos limo arcillosos o glaciolacustres pueden causar el aislamiento de los acuíferos enterrados de las zonas de flujo de aguas subterráneas cercanas a la superficie.

En la región de las Grandes Llanuras, en partes del Medio Oeste Estadounidense y en el sur de Ontario, se ha observado que en algunos lugares los depósitos de till limo arcilloso y arcillas glaciolacustres tienen redes de fracturas finas. Estas características a veces se denominan fisuras o articulaciones. Las fracturas son predominantemente verticales o casi verticales. La distancia entre las fracturas varía de varios centímetros a muchos metros. Los rellenos de calcita o yeso son comunes. La matriz del suelo adyacente a las fracturas se distingue comúnmente por un cambio de color causado por diferentes grados de oxidación o reducción. En algunas áreas, se observan raicillas delgadas a lo largo de las fracturas a profundidades de 5-10 m bajo la superficie del suelo. En algunos casos, las fracturas pasan a través de capas sucesivas de till y arcilla. En otros casos, están restringidos a capas individuales.

En muchas áreas, las fracturas imparten una mayor capacidad de flujo de agua subterránea. La conductividad hidráulica del till y arcilla fracturada determinada por ensayos de campo es comúnmente de 1 a 3 órdenes de magnitud mayor que los valores de conductividad hidráulica intergranular determinados por pruebas de laboratorio en muestras no fracturadas. Como resultado del aumento de las tensiones laterales causadas por la sobrecarga, la conductividad hidráulica del till y la arcilla fracturada decrece con la profundidad, pero debido a la inmovilidad de muchos de estos materiales, las fracturas pueden proporcionar una permeabilidad secundaria significativa a profundidades de cientos de metros.

En áreas de till glacial y arcilla glaciolacustre, las zonas altamente fracturadas son comunes a varios metros de la superficie del suelo. Las fracturas poco profundas son causadas principalmente por cambios de tensión resultantes de ciclos de humedecimiento y secado y congelación y descongelación. Las aberturas causadas por las raíces también causan permeabilidad secundaria. El origen de las redes de fracturas a mayores profundidades es más problemático. Mecanismos como la liberación de tensión relacionados con la descarga glacial y el rebote cortical, y los cambios de volumen debidos a procesos geoquímicos como el intercambio de cationes, han sido sugeridos por varios investigadores. Para un análisis más detallado de la naturaleza y la importancia hidrogeológica de las fracturas en till y arcilla glaciolacustre, se remite al lector a Rowe (1972), Williams y Farvolden (1969), Grisak y Cherry (1975) y Grisak et al. (1976).

4.5 Rocas sedimentarias

Arenisca

Alrededor del 25% de la roca sedimentaria del mundo es arenisca. En muchos países sus estratos forman acuíferos regionales que tienen grandes cantidades de agua potable. Los cuerpos de arenisca de gran importancia hidrológica deben su origen a diversos entornos deposicionales, incluidos llanuras aluviales, litorales marinos, deltaicos, eólicos y de ambientes de corriente de turbidez. El conocimiento de la distribución de la permeabilidad en las areniscas se puede adquirir mejor dentro de un marco interpretativo que se basa en la comprensión de los ambientes deposicionales en los que se formaron los cuerpos de arena. En este contexto, el conocimiento en sedimentología es necesario. La monografía de Blatt et al. (1972) proporciona una discusión exhaustiva sobre el origen y formación de la arenisca.

Las arenas no consolidadas tienen porosidades en el rango de 30-50%. Las areniscas, sin embargo, comúnmente tienen porosidades más bajas debido a la compactación y debido al material de cementación entre los granos. En casos extremos, las porosidades son menores al 1% y las conductividades hidráulicas se aproximan a las de la limolita y la pizarra no fracturadas (es decir, < 10-10m/s). Los materiales de cementación más comunes son el cuarzo, la calcita y los minerales de arcilla. Estos minerales se forman como resultado de la precipitación o la alteración mineral durante la circulación del agua subterránea a través de la arena. La compactación es importante a gran profundidad, donde las temperaturas y las presiones son altas. Los estudios de Chilingar (1963), Maxwell (1964) y Atwater (1966) muestran que la porosidad de la arenisca disminuye sistemáticamente con la profundidad. En los depósitos de petróleo de Louisiana, Atwater descubrió que la disminución promedia es aproximadamente 1.3% por cada 300 m de incremento en la profundidad de perforación. Chilingar (1963) demostró que cuando la arena y la arenisca se agrupan de acuerdo con las categorías de tamaño de grano, existen tendencias bien definidas de aumento de la permeabilidad con el aumento de la porosidad (Figura 4.5). Un aumento en el porcentaje de porosidad corresponde a un gran aumento en la permeabilidad.

Figure 4.5 Relación entre la porosidad y la permeabilidad para la arenisca en varias categorías de tamaño de grano (después de Chilingar, 1963).

Las pruebas de permeámetro en muestras de testigos de estratos de areniscas indican que la conductividad puede variar localmente en un factor de hasta 10-100 en zonas que, según la inspección visual, parecen ser relativamente homogéneas. La figura 4.6 es una ilustración esquemática de un perfil de conductividad hidráulica vertical a través de una arenisca gruesa relativamente homogénea. Las variaciones de conductividad reflejan cambios menores en las condiciones de deposición que existían a medida que se depositaba la arena.

Figure 4.6 Diagrama esquemático de la conductividad hidráulica versus la relación de profundidad para un acuífero de arenisca grueso y relativamente homogéneo.

Davis (1969) sugiere que la presencia de estratificación a pequeña escala en la arenisca hace posible que la permeabilidad se considere uniformemente anisotrópica en muestras muy grandes. Él indica que el efecto directo de la estratificación de la permeabilidad es que la permeabilidad vertical efectiva de grandes masas de arenisca puede ser baja incluso en zonas donde la permeabilidad horizontal es bastante alta. Davis afirma que el conocimiento sobre la anisotropía a pequeña escala en la arenisca es bastante incompleto, pero está mejor fundado que nuestra comprensión de la anisotropía para grandes volúmenes. Con base a las mediciones de conductividad hidráulica de una gran cantidad de muestras de núcleos, Piersol et al. (1940) observó una relación media de la conductividad horizontal a vertical de 1.5. Solo el 12% de las muestras tenían proporciones superiores a 3.0.

A medida que las arenas se vuelven más cementadas y compactadas (es decir, más litificadas), la contribución de las fracturas a la permeabilidad en masa del material aumenta. La tendencia de los grandes valores de permeabilidad a producirse en la dirección horizontal se reemplaza por una preferencia por una mayor permeabilidad a la fractura en la dirección vertical. La naturaleza de la anistropía en el medio fracturado puede reflejar una historia geológica compleja que involucra muchos ciclos de estrés.

Roca carbonatada

Las rocas carbonatadas, en forma de caliza y dolomita, consisten principalmente en los minerales calcita y dolomita, con cantidades muy pequeñas de arcilla. Algunos autores se refieren a la roca dolomítica como dolomita. En este texto, la dolomita se usa para denotar tanto el mineral como la roca. Casi toda la dolomita tiene un origen secundario, formada por la alteración geoquímica de la calcita. Esta transformación mineralógica provoca un aumento de la porosidad y la permeabilidad debido a que la red cristalina de la dolomita ocupa aproximadamente un 13% menos de espacio que la de la calcita. Las rocas de carbonato geológicamente jóvenes comúnmente tienen porosidades que van del 20% para los bloques de caliza y más del 50% para la pobremente consolidada (Davis, 1969). Al aumentar la profundidad, la matriz de minerales de carbonato blando normalmente se comprime y se recristaliza en una masa rocosa más densa y menos densa. La permeabilidad primaria de la caliza y dolomita antigua no fracturada suele ser inferior a 10-7m/s a temperatura cerca de la superficie. Las rocas carbonatadas con una permeabilidad primaria de esta magnitud pueden ser importantes en la producción de petróleo, pero no son fuentes significativas de suministro de agua subterránea.

Muchos estratos de carbonato tienen una permeabilidad secundaria apreciable como resultado de fracturas o aberturas a lo largo de los planos de estratificación. Las aberturas secundarias en la roca de carbonato causadas por cambios en las condiciones de tensión pueden incrementarse como resultado de la disolución de calcita o dolomita por el agua subterránea circulante. Para que el agua cause la ampliación de la red de permeabilidad, debe estar bajo saturación con respecto a estos minerales. El origen de las aberturas de solución en rocas carbonatadas se describe en el Capítulo 11.

Las observaciones en canteras y otras excavaciones en rocas de carbonato planas indican que las aberturas de solución a lo largo de las juntas verticales generalmente están ampliamente espaciadas. Las aberturas a lo largo de los planos de estratificación son más importantes desde el punto de vista del rendimiento hídrico de los pozos (Walker, 1956; Johnston, 1962). En rocas carbonatadas casi horizontales con fracturas verticales regulares y planos de estratos horizontales, generalmente presentan una probabilidad mucho mayor de que los pozos encuentren aberturas horizontales que las fracturas verticales. Esto se ilustra en la Figura 4.7. En rocas de carbonato fracturadas, pozos exitosos y no exitosos pueden existir muy cerca, dependiendo de la frecuencia de conexión de fracturas por el pozo. Estacionalmente, los niveles de agua en los pozos poco profundos pueden variar mucho debido a que la porosidad de la fractura generalmente es un poco por ciento o menos.

Figure 4.7 Ilustración esquemática de la ocurrencia de aguas subterráneas en rocas carbonatadas en las que se produce permeabilidad secundaria a lo largo de fracturas agrandadas y aperturas en planos de estratificación (después de Walker, 1956, Davis and De Wiest, 1966).

En algunas rocas carbonatadas con un conjunto de fracturas verticales proporcionan zonas de alta permeabilidad. La Figura 4.8 ilustra una situación donde las intersecciones y los lineamientos de fractura se reflejan en la morfología de la superficie de la tierra. Las zonas en las que se concentran las fracturas son las zonas de flujo de agua subterránea más rápido. La disolución puede aumentar la permeabilidad de dichas zonas. Estudios intensivos de lineamientos en roca de carbonato por Parizek y compañeros de trabajo han demostrado que la probabilidad de obtener pozos exitosos aumenta mucho si los sitios de perforación se ubican a lo largo de los lineamientos o en sus intersecciones (Lattman and Parizek, 1964; Parizek and Drew, 1966). Sin embargo, en algunas áreas, los espesores excesivos de sobrecarga impiden el reconocimiento de los lineamientos del lecho de roca, y la búsqueda de sitios de perforación favorables de esta manera no es factible.

Figure 4.8 Ocurrenciade zonas de permeabilidad en rocas de carbonato fracturadas. Los rendimientos más altos de los pozos se producen en las zonas de intersección de las fracturas (según Lattman y Parizek, 1964).

En áreas de rocas carbonatadas plegadas, las zonas de concentración de fracturas y ampliación de la solución se asocian comúnmente con la cresta de los anticlinales y, en menor medida, con los canales sinclinales (Figura 4.9). En situaciones donde puede producirse una recarga directa rápida, la ampliación de la fractura por disolución tiene una gran influencia. En la situación ilustrada en la Figura 4.9, el agua que se infiltra en la roca de carbonato fracturada debajo del aluvión causará una ampliación de la solución si el aluvión está desprovisto de minerales de carbonato. Si el aluvión tiene un contenido significativo de minerales carbonatados, el agua subterránea normalmente lo saturará con calcita y la dolomita ingresará antes en las zonas de fractura de la roca carbonatada. En la roca de carbonato fracturada en la que la canalización de la solución ha estado activa en el pasado geológico, pueden formarse cavernas o túneles grandes, lo que hace que la permeabilidad local sea casi infinita en comparación con otras partes de la misma formación.

Figure 4.9 Ocurrencia de una zona de alta permeabilidad en fracturas ampliadas por disolución a lo largo de la cresta expuesta de un anticlinal en roca carbonatada (según Davis y De Wiest, 1966).

Carbón

Los lechos de carbón son frecuentes en las secuencias de rocas sedimentarias formadas en la llanura de inundación o en ambientes deltaicos. En una gran parte del interior de América del Norte, particularmente en partes de Dakota del Norte, Montana, Wyoming, Saskatchewan y Alberta, los lechos de carbón de lignito suave forman importantes acuíferos. Los estratos de carbón, que son de edad terciaria o cretácea, generalmente tienen menos de 10-20 m de espesor y muchos tienen solo un metro o dos de espesor. Estos acuíferos son una fuente común de suministro de agua para granjas y pequeñas ciudades en esta región. bulk

A pesar de su importancia, se sabe poco sobre las propiedades hidrogeológicas de los acuíferos de carbón. Investigaciones de la conductividad hidráulica de los estratos poco profundos de carbón de lignito por Van Voast and Hedges (1975) y Moran et al. (1976) indican valores generalmente en el rango 10-6– 10-4m/s, con valores decrecientes a profundidades mayores a 50-100 m. Por debajo de unos 100 m, los estratos de carbón rara vez son capaces de suministrar agua a una tasa adecuada para el suministro de agua. En general, la conductividad hidráulica de las vetas de carbón puede atribuirse a las juntas y a las aberturas a lo largo de los planos de estratificación. La porosidad de fractura generalmente es una pequeña fracción de 1%.

El rol hidrogeológico del carbón en la región de las Grandes Llanuras se ha convertido recientemente en un foco de interés como resultado del rápido aumento de la extracción a cielo abierto en esta región. Los acuíferos de carbón cercanos a la superficie se están drenando a medida que avanza la extracción en algunas áreas. Vetas de carbón más profundas pueden servir como suministros de agua alternativos. La mayoría de las capas de carbón están superpuestas y subyacentes a los depósitos de limo o arcilla que actúan como acuitardos regionales. Con menos frecuencia, las vetas de carbón se encuentran por encima o por debajo de la arenisca del origen de la llanura de inundación. Donde el carbón y la arenisca se presentan al mismo tiempo y a menudo actúan como un único sistema acuífero.

Lutita

Los lechos de lutitas constituyen los acuitardos más gruesos y extensos en la mayoría de las cuencas sedimentarias. La lutita se origina como arcilla depositada en los fondos oceánicos, en las áreas de deltas de agua dulce o en los ambientes de avalanchas de amplias llanuras de inundación. Los procesos diagenéticos relacionados con la compactación y la actividad tectónica convierten la arcilla en lutitas. La arcilla, a partir de la cual se forma la lutita, puede tener porosidades tan altas como 70-80% antes de su depositación. Sin embargo, después de la compactación, la lutita generalmente tiene una porosidad primaria de menos del 20% y, en algunos casos, de menos del 5%. En las zonas de afloramiento, la lutita es comúnmente quebradiza, fracturada y, a menudo, bastante permeable. En profundidad, sin embargo, es generalmente más blanda, las fracturas son mucho menos frecuentes y la permeabilidad generalmente es muy baja. Algunas capas de lutitas son bastante plásticas y las fracturas son insignificantes.

Los valores de la conductividad hidráulica de las muestras intactas de lutitas probadas en el laboratorio (Peterson, 1954; Young et al., 1964; Davis, 1969; Moran et al., 1976) raramente son mayores de 10-9m/s y comúnmente están en el intervalo de 10-12-10-10m/s. Es evidente por la relación de Darcy que incluso bajo gradientes hidráulicos fuertes, las aguas subterráneas en las lutitas no fracturadas no pueden moverse a velocidades superiores a pocos centímetros por siglo. Estas tasas son poco significativas en una escala de tiempo humana, pero en una escala de tiempo geológica el flujo de agua subterránea a través de la lutita intacta puede ser un componente significativo en la estimación de agua de los acuíferos regionales limitados por ésta. Dentro de unos pocos cientos de metros de superficie del suelo, las fracturas en las lutitas pueden impartir un componente significativo de porosidad secundaria y permeabilidad. Incluso en situaciones donde los planos de fractura existen en espacios relativamente amplios, la baja porosidad secundaria que crean (menor a 10-4– 10-5) puede producir una permeabilidad secundaria de magnitudes que exceden la permeabilidad primaria.

4.6 Rocas ígneas y metamórficas

Las muestras sólidas de rocas metamórficas e ígneas plutónicas no fracturadas tienen porosidades que rara vez superan el 2%. Los vacíos intercristalinos, que componen la porosidad, son diminutos y muchos de ellos no están interconectados. Las permeabilidades primarias de estas rocas son extremadamente pequeñas debido al tamaño pequeño de poros y al bajo grado de interconectividad de los poros. Las mediciones en muestras intactas de rocas metamórficas (metasedimentos) del distrito de Minería de Marquette en Michigan indican valores de permeabilidad primarias en el rango de 0,00019 millidarcy (10-11 – 10-13 m/s) expresados como la conductividad hidráulica a temperatura ambiente para cuarcita, micaesquisto, esquisto, pizarra y grauvaca (Stuart et al., 1954). Las mediciones de permeabilidad en granito en pozos de sondeo sin fracturas, generalmente arrojan valores del orden de 10-3 millidarcy (10-11 m/s). Estos valores (o estas magnitudes) de permeabilidad indican que estas rocas son básicamente impermeables en el contexto de la mayoría de los problemas de aguas subterráneas.

En terrenos compuestos por rocas ígneas plutónicas y rocas metamórficas cristalinas, generalmente se producen fracturas de permeabilidad apreciable dentro de decenas de metros y en algunos casos dentro de centenas de metros desde la superficie del suelo. Las fracturas son causadas por cambios en las condiciones de tensión que han ocurrido durante varios episodios en la historia geológica de las rocas. Las aperturas de las fracturas son generalmente inferiores a 1 mm de ancho. Dado que la descarga de agua subterránea es proporcional a la apertura de la fractura elevada a una potencia de aproximadamente 3 [Ec. (2.86)], la diferencia de permeabilidad entre las masas rocosas con anchos de fractura de décimas de milímetro y aquellas con anchos de fractura del orden de milímetros o mayores es enorme.

Tolman (1937) y Davis (1969) hacen hincapié en el hecho de que en algunos casos la disolución de rocas silíceas puede causar aumentos significativos en el ancho de las fracturas. Davis presenta un ejemplo hipotético donde la recarga de agua que pasa a través de la parte superior de una cuarcita de 10 m, elimina suficiente sílice para producir un ensanchamiento de las fracturas del orden de 0,38 mm en 105 años. Este ensanchamiento podría ser muy significativo en términos de flujo. Davis indica que varios factores reducen o neutralizan la apertura rápida por disolución en grietas de rocas cristalinas. Normalmente, a medida que el agua subterránea pasa a través de material no consolidado antes de entrar en la roca fracturada, adquiere considerable sílice disuelta. Por lo tanto, es relativamente poco agresiva para los minerales silicatados que se encuentran a lo largo de las fracturas. A diferencia de la mayoría de las rocas carbonatadas, las rocas ricas en sílice poseen residuos insolubles, en forma de óxidos de hierro y de aluminio, los cuales tienden a obstruir las pequeñas fracturas después que ha comenzado la meteorización.

Figure 4.10 Disminución en el rendimiento de los pozos (gpm/ft de pozo por debajo del nivel freático) con la profundidad en rocas cristalinas de la zona de Statesville, Carolina del Norte. Los números cerca de los puntos indican el número de pozos utilizados para obtener los valores medios que definen la curva (después de Legrand, 1954, Davis y De Wiest, 1966).

Una de las principales características de la permeabilidad de las rocas cristalinas es su tendencia general a disminuir con la profundidad. LeGrand (1954), realizó un estudio en una zona de rocas cristalinas (granito, gabro, gneis y esquisto) en Carolina del Norte. Sus resultados (Figura 4.10) demuestran de manera cuantitativa la tendencia que observan los perforadores de pozos de una manera cualitativa en muchas regiones de roca cristalina. Las relaciones cuantitativas entre profundidad y rendimiento de pozos, también han sido establecidas por Summers (1972) para un área de rocas precámbricas en Wisconsin. Las rocas cristalinas fracturadas son menos permeables a mayor profundidad debido a que las variaciones de estrés que producen fracturas son mayores y ocurren más frecuentemente cerca de la superficie del suelo, a lo largo del tiempo geológico. Las fracturas tienden a cerrarse a mayor profundidad debido a tensiones verticales y laterales impuestas por cargas de material no consolidado y tensiones horizontales “bloqueadas” de origen tectónico. Las rocas mantienen gran parte de su fragilidad a profundidades de varios kilómetros. Por lo tanto la permeabilidad de fracturas puede existir a gran profundidad. La evidencia sobresaliente de esto se puede apreciar en túneles y minas con profundidades de 1 kilómetro o más donde el agua fluye activamente hacia el socavón y bocaminas. En el caso de roca cristalina, las minas secas son una excepción y no una regla.

En el caso del granito, LeGrand (1949) atribuyó la existencia de fracturas casi horizontales paralelas a la superficie del suelo a la eliminación de la carga de material no consolidado causada por la erosión. En un área en Georgia estudiada por LeGrand, estas fracturas laminares son una fuente importante de abastecimiento de agua a escasa profundad. Tanto la frecuencia como el ancho de apertura de este tipo de fracturas, disminuyen rápidamente con la profundidad. Probablemente no contribuyan significativamente a la permeabilidad a profundidades mayores a 100 m (Davis y De Wiest, 1966).

Debido a que muchas fracturas deben su origen a tensiones cercanas a la superficie relacionadas directamente o indirectamente con las condiciones topográficas, no es extraño que en muchas zonas de roca cristalina la frecuencia y los rendimientos de pozos estén relacionados con la topografía. Los resultados del estudio de LeGrand (1954) pueden nuevamente utilizarse como una ilustración cuantitativa de las relaciones derendimiento de pozos, esta vez con respecto a la topografía. La Figura 4.11 indica que los rendimientos de pozos, en las rocas cristalinas en el área de estudio de Carolina del Norte, son más altos en los valles y quebradas anchas y más bajos en o cerca de las crestas de las colinas. Los rendimientos de pozos se encuentran entre estos extremos en las tierras altas y planas y debajo de las pendientes. En muchos lugares, los valles y quebradas se generan a lo largo de zonas de fallas. El factor principal en la relación entre pozo y rendimiento es la tendencia de las zonas de falla a tener una mayor permeabilidad.

Figure 4.11 Distribución de la frecuencia acumulada de los rendimientos de pozos con respecto a la posición topográfica, zona de Statesville, Carolina del Norte (después de Legrand, 1954; Davis y De Wiest, 1966).

Las rocas volcánicas se forman como resultado de la solidificación del magma en o cerca de la superficie. En el sentido hidrogeológico, estas rocas generalmente se diferencian de la mayoría de las otras rocas cristalinas, ya que tienen rasgos primarios que generan mayor permeabilidad que la masa de roca sólida de diferente origen. Davis (1969), en una excelente descripción de la permeabilidad y porosidad de las rocas volcánicas, señala que estas características están relacionadas con la historia de las rocas.

Cuando el magma sale a la superficie y fluye como lava, las rocas que se forman al enfriarse son generalmente muy permeables. En la superficie, el enfriamiento rápido y el escape de los gases causan uniones de enfriamiento y espacios porosos en forma de burbuja. Mientras la lava está en movimiento, se forma una corteza en la superficie al producirse el enfriamiento. El flujo de la lava debajo de esta costra genera fracturas lo produce coladas con aspecto de una masa de bloques de roca que comúnmente avanza en sentido al flujo de lava. El resultado final es una masa sólida que en muchos lugares tiene zonas porosas de grano grueso por encima y por debajo de rocas más densas (Davis, 1969). Las gravas depositadas por arroyos sobre paisajes de lava son cubiertas por nuevos flujos posteriormente. Las masas de roca en bloques y las gravas entrelazadas asociadas producen una permeabilidad aparente que es muy alta en la mayoría de los basaltos jóvenes. Otras causas de alta permeabilidad en basaltos jóvenes son los poros de gas, conductos de lava y moldes de árboles. La alteración por enterramiento profundo o por el ingreso de fluidos de cementación durante el tiempo geológico hace que la permeabilidad disminuya.

A gran escala la permeabilidad del basalto es muy anisótropa. La parte central del flujo de lava es generalmente impermeable. Los suelos enterrados que presentan alta permeabilidad se generan en la parte superior de los flujos de lava enfriados. Los depósitos de arroyos y/o ríos se producen entre los flujos. Las zonas de bloques porosos son paralelas a la tendencia de flujo generalmente. Por lo tanto, la dirección de alta permeabilidad es paralela a los flujos generalmente. Davis indica que dentro del flujo la permeabilidad es normalmente mayor en la dirección original más pronunciada de los flujos. Esto se ilustra esquemáticamente en la Figura 4.12, que indica la orientación y la magnitud relativa de la permeabilidad total de las rocas basálticas jóvenes. Sin embargo, en algunas situaciones, la orientación de los ejes principales podría no ser elíptica.

Figure 4.12 Probable orientación y magnitud relativa de la permeabilidad aparente de rocas basálticas jóvenes (después de Davis, 1969).

Una de las mayores acumulaciones de roca basáltica en el mundo se encuentra en la parte noroeste de Estados Unidos, en la región conocida como meseta del Río Columbia. Durante el Mioceno y el Plioceno, enormes volúmenes de magma se derramaron a través de fisuras y se extendieron en láminas anchas sobre áreas extensas cubriendo varios millones de kilómetros cuadrados. En consecuencia, la mayor parte del magma tenía un bajo contenido de gas. El basalto en esta región es generalmente muy denso, con algunas zonas limitadas de basalto vesicular. En muchos casos se encuentran extensas intercalaciones de depósitos fluviales entre los flujos de basalto. El espesor promedio total de la secuencia de basalto sobre la meseta del Río Columbia es de unos 550 m.

Los estudios en perforaciones en la parte inferior de la secuencia de basalto en un sitio en la parte sureste del estado de Washington produjeron los datos de conductividad hidráulica, transmisividad y porosidad (Atlantic-Richfield Hanford Company, 1976) resumidos en la Tabla 4.1.

Tabla 4.1 Rango de Propiedades Hidrológicas de los Flujos de Basalto de la zona inferior de Yakima e intercalaciones

  Conductividad hidráulica (m / s) Porosidad (%)
Basalto denso 10-11 – 10-8 0.1 – 1
Basalto vesicular 10-9 – 10-8 5
Basalto fracturado, degradado o brechado 10-9 – 10-5 10
Intercalaciones fluviales 10-8 – 10-5 20

 
Las intercalaciones fluviales y las zonas de basaltos vesiculares, fracturados, degradados o brechados son acuíferos en los que se produce un flujo regional predominantemente horizontal. Las zonas de basalto denso tienen menor conductividad hidráulica y porosidad efectiva, sin embargo, generalmente son capaces de transmitir agua de manera considerable. Algunas zonas de basalto denso y no fracturado tienen una conductividad hidráulica muy baja y probablemente actúan como acuitardos regionales.

4.7 Permafrost

En el círculo polar ártico existe un tipo de suelo congelado de un modo permanente conocido como permafrost, presente en casi todas partes. En las regiones más septentrionales de Canadá, Alaska, Groenlandia, Escandinavia y la URSS, el permafrost es continuo, sin embargo, en gran parte de la frontera habitada o de frontera de recursos, las zonas de permafrost son discontinuas. El permafrost está ausente en el hemisferio sur, excepto en los altos Andes y en la Antártida.

Al contrario de lo que intuitivamente podría esperarse, el permafrost no necesariamente se forma en todos los lugares donde la temperatura del suelo disminuye a 0 °C. A menudo se requieren temperaturas significativamente por debajo de 0 °C para iniciar el cambio del agua de poroa hielo (Anderson y Morgenstern, 1973; Banin y Anderson, 1974). La ocurrencia y la magnitud del descenso crioscópico dependen de varios factores, incluyendo la presión del fluido, el contenido de sal en el agua porosa, la distribución del tamaño del grano del suelo, la mineralogía del suelo y la estructura del suelo (van Everdingen, 1976). Las relaciones entre el contenido de agua líquida en los poros y las temperaturas del medio se ilustran en la Figura 4.13. Cuando el suelo está parcialmente congelado, el material contiene agua líquida y hielo. El término “permafrost” debe reservarse para describir el material en el que el agua persista en estado congelado o parcialmente congelado durante todo el año. La temperatura 0 ° C indica muy poco sobre el estado físico exacto del agua en los poros.

La importancia hidrogeológica del permafrost reside en las grandes diferencias de conductividad hidráulica que existen en la mayoría de los materiales geológicos entre sus estados congelado y no congelado. La Figura 4.14 (a) muestra la relación entre el contenido de agua de poro no congelada y la temperatura de varios suelos, y la Figura 4.14 (b) muestra el efecto de esta relación sobre la conductividad hidráulica. El contenido de agua no congelada disminuye y el contenido de hielo en el poro aumenta cuando la temperatura global del material baja de 0 °C a -1 °C. Las conductividades hidráulicas disminuyen varios órdenes de magnitud a medida que la temperatura disminuye unas décimas de grado por debajo de 0 °C. Por ejemplo, la arena fina que podría ser un acuífero en un estado no congelado bajo condiciones estratigráficas apropiadas, se convierte en un aquitardo de baja permeabilidad a una temperatura ligeramente inferior a 0 °C. El limo que podría ser un acuitardo agrietado bajo estado no congelado, se convierte en un acuitardo impermeable cuando está completamente congelado.

Figure 4.13 Gráfico hipotético de contenido de agua líquida frente a la temperatura del suelo bajo condiciones de suelo no congelado, parcialmente congelado, y congelado (después van Everdingen, 1976).

Figure 4.14 Efecto de la temperatura sobre las propiedades hidráulicas de varios suelos saturados. (a) Contenido de agua no congelado frente a la temperatura; (b) conductividad hidráulica frente a la temperatura (después de Burt y Williams, 1976).

La importancia de la distribución del permafrost en los acuíferos puede mostrarse mediante secciones transversales a lo largo de valles aluviales en el área de Fairbanks ubicado al noreste de Alaska (Figura 4.15). Los depósitos de grava y arena debajo del acuitardo limoso en el valle de Happy Creek forman un acuífero que produce abundante agua. El agua recarga a través de zonas no congeladas en las laderas superiores y en los depósitos fluviales en la parte superior de los arroyos. Por otro lado, debajo de Dome Creek la base del permafrost se extiende hasta la roca madre ubicada debajo de los sedimentos de arena y grava. Como consecuencia, no se puede obtener agua de estos materiales de grano grueso. Debido al confinamiento del permafrost, el agua subterránea en las zonas de roca madre debajo de la base del permafrost exhibe cargas hidráulicas que se elevan sobre la superficie del suelo, de tal manera se encuentran pozos que fluyen a profundidad.

Figure 4.15 Secciones transversales hidrogeológicas a través de dos valles en el distrito minero de Fairbanks, Alaska. a) Ocurrencia de un acuífero de arena y grava por debajo de la base del permafrost; (b) depósito de arena y grava que se congela en la zona de permafrost. Los pozos que fluyen se localizan debajo de la base del permafrost (después de Williams, 1970).

Lecturas sugeridas

BROWN, I. C., ed. 1967. Groundwater in Canada. Geol. Surv. Can., Econ. Geol. Rept. No. 24, pp. 65-171.

DAVIS, S. N. 1969. Porosity and permeability of natural materials. Flow Through Porous Media, ed. R. J. M. De Wiest. Academic Press, New York, pp. 53-89.

DAVIS, S. N. y R. J. M. DE WIEST. 1966. Hydrogealogy. John Wiley & Sons, New York, pp. 318-417.

MCGUINNESS, C. L. 1963. The role of groundwater in the National Water Situation. U.S. Geol. Surv. Water-Supply Paper 1800.