Capítulo 6: El agua subterránea y el ciclo hidrologico

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El agua subterránea y el ciclo hidrológico

Traducido por: José Mario Guevara Retana (El Salvador), Julio Ernesto Payes Hernández (El Salvador), José Roberto Duarte Saldaña (El Salvador), Marcia Lizeth Barrera de Calderón (El Salvador)

Editado por: Mauricio Eduardo Flores (USA)

6.1 Flujo de aguas subterráneas regionales en estado estacionario

Con los métodos disponibles de construcción y simulación de redes de flujo en estado estable, se tienen las condiciones para examinar el flujo natural de agua subterránea en las cuencas hidrogeológicas.

Áreas de recarga, áreas de descarga y divisorias de aguas subterráneas

Consideremos la Sección transversal vertical bidimensional de la Figura 6.1. La sección se toma en una dirección perpendicular a una distribución larga de un conjunto de crestas y valles paralelos en una región húmeda. Los materiales geológicos son homogéneos e isotrópicos, y el sistema está limitado en la base por un límite impermeable. El nivel freático coincide con la superficie del suelo en los valles y forma una réplica que asemeja la topografía de las colinas. El valor de la carga hidráulica en cualquiera de las líneas equipotenciales discontinuas es igual a la elevación del nivel freático en su punto de intersección con la línea equipotencial. Las líneas de flujo y las líneas equipotenciales se dibujaron según las reglas habituales para la construcción gráfica de la red de flujo en medios homogéneos e isotrópicos.

Figura 6.1 Red de flujo de aguas subterráneas en una sección transversal vertical bidimensional a través de un sistema homogéneo e isotrópico, limitado en el fondo por una capa impermeable.

A partir de la red de flujo, es claro que el flujo de aguas subterráneas proviene desde las tierras altas hacia los valles. La red de flujo debe llenar todo el subsuelo de agua, y una consecuencia de este hecho es la existencia de un flujo ascendente de aguas subterráneas bajo los valles. La simetría del sistema crea límites verticales debajo de los valles y crestas (las líneas de puntos AB y CD) a través de las cuales no hay flujo. Estos límites impermeables imaginarios se conocen como divisorias de aguas subterráneas. En los sistemas más simétricos, como el que se muestra en la Figura 6.1, coinciden exactamente con las divisorias de agua superficial, y su orientación es precisamente vertical. En ambientes topográficos e hidrogeológicos más complejos, estas propiedades podrían no estar presentes.

Las líneas de flujo de la Figura 6.1 suministran aguas subterráneas de las áreas de recarga hacia las áreas de descarga. En un área de recarga hay una componente vertical descendente a la dirección del flujo de aguas subterráneas, cerca de la superficie. Un área de recarga se puede definir como la porción de la cuenca de drenaje en la cual el flujo saturado neto de aguas subterráneas es dirigido lejos del nivel freático. En un área de descarga hay una componente vertical ascendente a la dirección del flujo de aguas subterráneas, cerca de la superficie. Un área de descarga puede definirse como la porción de la cuenca de drenaje en la cual el flujo saturado neto de aguas subterráneas se dirige hacia el nivel freático. En una zona de recarga, el nivel freático suele estar a cierta profundidad; en una zona de descarga, suele estar en o muy cerca de la superficie. Para la celda sombreada en la Figura 6.1, la región ED es el área de recarga y la región AE es el área de descarga. La línea que separa las áreas de recarga de las áreas de descarga se llama la línea divisoria. Para la celda sombreada, su intersección con el plano de la sección está en el punto E.

La utilización de redes de flujo en estado estable para la interpretación del flujo regional merece cierta discusión. El enfoque sólo es técnicamente válido en el caso poco realista en el que el nivel freático mantiene la misma posición durante todo el año. En la mayoría de los casos reales, las fluctuaciones en el nivel freático introducen efectos transitorios en los sistemas de flujo. Sin embargo, si las fluctuaciones del nivel freático son pequeñas en comparación con el espesor vertical total del sistema y si la configuración relativa del nivel freático permanece igual a lo largo del ciclo de fluctuaciones (es decir, los puntos altos permanecen más altos y los puntos bajos permanecen más bajos), tenemos argumentos para reemplazar el sistema fluctuante por un sistema estable con el nivel freático fijado en su posición media. Se debe pensar en el sistema estable como un caso de equilibrio dinámico en el que el flujo de agua entregado al nivel freático a través de la zona insaturada desde la superficie es justo el flujo necesario para mantener el nivel freático en su posición de equilibrio en cada punto a lo largo de su longitud en todo momento. Estas condiciones se satisfacen aproximadamente en muchas cuencas hidrogeológicas y, en este sentido, el estudio de las redes de flujo estable puede ser bastante instructivo. Cuando estas condiciones no se cumplan, debemos recurrir a los análisis más complejos presentados en la Sección 6.3 para el flujo de aguas subterráneas regionales en estado transiente.

Hubbert (1940) fue el primero en presentar una red de flujo del tipo que se muestra en la Figura 6.1 en el contexto del flujo regional. Posiblemente, ideó la red de flujo mediante la construcción gráfica. Tóth (1962, 1963) fue el primero en realizar matemáticamente este trabajo. Reconoció que el nuevo sistema en la célula sombreada ABCDA de la Figura 6.1 podría determinarse a partir de la solución a un problema de valor límite. La ecuación de flujo es la ecuación de Laplace [Ec. (2.70)] y las condiciones de contorno indican la condición del nivel freático en AD y las condiciones impermeables en AB, BC y CD. Utilizó la técnica de separación de variables, similar a la descrita en el Apéndice III para un caso más simple, hasta llegar a una expresión analítica para la carga hidráulica en el campo de flujo. Las soluciones analíticas, cuando se trazan y delinean, proporcionan la red equipotencial y las líneas de flujo se pueden agregar fácilmente. El Apéndice VII resume las soluciones de Tóth. El enfoque analítico tiene tres limitaciones serias:

  1. Se limita a sistemas homogéneos, isotrópicos, o sistemas de capas muy simples.
  2. Se limita a las regiones de flujo que pueden ser aproximadas con precisión a un rectángulo, es decir, a las pendientes del nivel freático, AD, que son muy pequeñas.
  3. Se limita a las conFiguraciones del nivel freático que pueden ser representadas por funciones algebraicas simples. Tóth consideró casos con una capa freática inclinada de pendiente constante, y casos en los que una curva sinusoidal se superpuso en la pendiente.

Como han señalado Freeze y Witherspoon (1966, 1967, 1968), estas tres limitaciones pueden eliminarse si se utiliza la simulación numérica, como se describe en la Sección 5.3, para generar las redes de flujo. En las siguientes subsecciones examinaremos varias redes de flujo tomadas de los resultados numéricos de Freeze y Witherspoon (1967) para examinar el efecto de la topografía y la geología sobre la naturaleza de los patrones de flujo regional en estado estable.

Efecto de la topografía en los sistemas de flujo regional

La Figura 6.2 muestra las redes de flujo para dos secciones transversales verticales que son idénticas en profundidad y extensión lateral. En ambos casos hay un valle principal perpendicular a la página en el lado izquierdo del sistema y una meseta de tierras altas a la derecha. En la Figura 6.2 (a), la configuración de la mesa de agua de las tierras altas, que se supone que sigue de cerca la topografía, tiene una inclinación suave uniforme tal como se podría encontrar en una llanura lacustre. Por otro lado, la Figura 6.2 (b) tiene una configuración de cuencas húmedas montañosas como la que se puede encontrar en el terreno glacial.

Figura 6.2 Efecto de la topografía sobre los patrones de flujo regional de agua subterránea (Freeze y Witherspoon, 1967).

El nivel freático uniforme produce un sistema de flujo único. La línea divisoria se encuentra en la pared del valle principal; toda la meseta de tierra alta es una zona de recarga. La topografía montañosa produce numerosos subsistemas dentro del sistema de flujo principal. El agua que entra en el sistema de flujo en un área de recarga dada puede ser descargada en la parte topográficamente baja que está más cercana o puede ser transmitida al área de descarga regional en el fondo del valle principal. Tóth (1963) ha mostrado que a medida que la profundidad de la extensión lateral de todo el sistema se hace más pequeña y a medida que la amplitud de los montículos se hace más grande, es más probable que los sistemas locales alcancen el límite basal creando una serie de pequeñas células independientes tales como los que se muestran en la Figura 6.1. Tóth (1963) sugiere que en la mayoría de las redes de flujo y en la mayoría de las áreas de campo se puede diferenciar entre sistemas locales de flujo de agua subterránea, sistemas intermedios de flujo de agua subterránea y sistemas regionales de flujo de agua subterránea, como se ilustra esquemáticamente en la Figura 6.3. Donde el relieve local es despreciable, sólo se desarrollan sistemas regionales. Donde hay relieve local pronunciado, sólo los sistemas locales se desarrollan. Estos términos no son específicos, pero proporcionan un marco cualitativo útil para la discusión.

Figura 6.3 Sistemas local, intermedio y regional de flujo de agua subterránea (Tóth, 1963).

Las Figuras 6.2 y 6.3 muestran claramente que incluso en cuencas subyacentes con materiales geológicos isotrópicos homogéneos, la topografía puede crear sistemas complejos de flujo de agua subterránea. La única ley inmutable es que las tierras altas son áreas de recarga y las tierras bajas son áreas de descarga. Para las conFiguraciones topográficas más comunes, las líneas divisorias se encuentran más cerca de los fondos de los valles que de las líneas de crestas. En un mapa de áreas, las áreas de descarga comúnmente constituyen sólo 5 – 30 % de la superficie de una cuenca.

Efecto de la geología en sistemas de flujo regionales

La Figura 6.4 muestra un ejemplo de redes de flujo simuladas numéricamente para sistemas heterogéneos. La comparación de las Figuras 6.4 (a) y 6.2 (a) muestra el efecto de la introducción de una capa profunda con una permeabilidad 10 veces mayor que la de la capa suprayacente. La formación inferior es un acuífero con flujo esencialmente horizontal que se está recargando desde arriba. Obsérvese el efecto de la ley de la tangente en el límite geológico.

Si aumenta el contraste de conductividad hidráulica [Figura 6.4 (b)], los gradientes verticales en el acuitardo superpuesto se incrementan y los gradientes horizontales en el acuífero disminuyen. Se incrementa la cantidad de flujo, que se puede calcular a partir de la red de flujo utilizando los métodos de la Sección 5.1. Un resultado del flujo aumentado es un área de descarga más grande, que se hace obligatoria por la necesidad de que los grandes flujos en el acuífero escapen a la superficie cuando se origina la influencia del límite confinante a la izquierda.

En terreno montañoso [Figura 6.4 (c)] la presencia de un acuífero basal crea una ruta para el flujo que pasa bajo los sistemas locales superpuestos. La existencia de un conducto de alta permeabilidad, por lo tanto, promueve la posibilidad de sistemas regionales incluso en zonas de pronunciado relieve local.

Existe una importancia particular en relación a la posición dentro de la cuenca, de cuerpos lenticulares sumergidos de alta conductividad. La presencia de un acuífero basal parcial ubicado en medio del flujo superior de la cuenca [Figura 6.4 (d)] da como resultado un área de descarga que ocurre en el centro de la pendiente uniforme de las tierras altas sobre el lente estratigráfico. Tal área de descarga no puede ocurrir bajo control puramente topográfico. Si el acuífero basal parcial se produce en la mitad del flujo inferior del sistema, el área central de descarga no existirá; de hecho, la recarga en esa área se concentrará.

En el complejo sistema topográfico y geológico mostrado en la Figura 6.4 (e), las dos líneas de flujo ilustran cómo la diferencia de unos pocos metros en el punto de recarga puede hacer la diferencia para el agua que infiltra, entre un sistema local menor o un sistema regional mayor. Tales situaciones tienen implicaciones importantes en la ubicación de proyectos de disposición de desechos que pueden introducir contaminantes en el régimen de flujo subsuperficial.

La estratigrafía subsuperficial y las variaciones subsuperficiales resultantes de la conductividad hidráulica pueden existir en una variedad infinita. De estos pocos ejemplos debe quedar claro que la heterogeneidad geológica puede tener un efecto profundo en el flujo de aguas subterráneas regionales. Puede afectar la interrelación entre sistemas locales y regionales, puede afectar el patrón superficial de las áreas de recarga y descarga, y puede afectar las cantidades de flujo que se descargan a través de los sistemas. Los efectos drásticos que se muestran en la Figura 6.4 son el resultado de contrastes de conductividad de 2 órdenes de magnitud o menos. En sistemas acuífero-acuitardo con mayores contrastes, los patrones de flujo se vuelven casi rectilíneos, con flujo horizontal en los acuíferos y flujo vertical a través de los acuitardos.

Figura 6.4 Efecto de la geología en los patrones de flujo regional del agua subterránea (Freeze y Witherspoon, 1967).

Pozos artesianos surgentes

Los pozos surgentes (junto con manantiales y géiseres) simbolizan la presencia y el misterio del agua subterránea, y como tal han suscitado siempre un interés público considerable.

La clásica explicación de los pozos surgentes, presentada por primera vez por Chamberlain (1885) y popularizada por Meinzer (1923) en relación con la arenisca de Dakota, propuso un control geológico de tal manifestación. Si, como se muestra en la Figura 6.5 (a), un acuífero aflora en una tierra alta y se recarga allí, puede desarrollarse una red equipotencial por lo que la carga hidráulica en la pendiente del acuífero desde la zona de recarga que es más alta que la elevación superficial. Un pozo que perfore el acuífero en tal localización, y está abierto en la superficie, será surgente.

Figura 6.5 Pozos artesianos surgentes: a) geológicamente controlado; b) topográficamente controlado.

Sin embargo, no es necesario este ambiente geológico para obtener pozos surgentes, tampoco es un control particularmente común. El control primario sobre los pozos surgentes es la topografía. Como se muestra en la Figura 6.5 (b), un pozo en una zona de descarga que tiene una entrada a cierta profundidad por debajo del nivel freático, tocará una zona de carga hidráulica con un valor de carga que se encuentre por encima de la superficie del suelo, incluso en terreno homogéneo e isotrópico. Si hubiera un acuífero horizontal en profundidad bajo el valle en la Figura 6.5 (b), no necesita aflorar para dar lugar a pozos surgentes. Un pozo que toque el acuífero en la Figura 6.4 (b) debajo del valle, a la izquierda del diagrama, sería surgente.

Cualquier sistema hidrogeológico que conduzca a valores de carga hidráulica en un acuífero que excedan la elevación del terreno, producirá pozos surgentes. La importancia del control topográfico se refleja en el gran número de pozos surgentes que ocurren en valles de relieve bastante marcado. La ubicación específica de áreas de pozos surgentes dentro de cuencas y valles topográficamente bajos es controlada por la estratigrafía bajo la superficie.

La configuración de la arenisca de Dakota de la Figura 6.5 (a) también ha sido utilizada como un modelo del proceso regional de recarga de agua subterránea. Los acuíferos que afloran en las tierras altas no son tan frecuentes. Los regímenes de recarga tales como los mostrados en las Figuras 6.4 (c), 6.4 (d), y 6.7 (b) son mucho más comunes.

Mapeo del sistema de flujo

Meyboom (1966a) y Tóth (1966) han demostrado mediante su trabajo en las praderas canadienses, que es posible mapear áreas de recarga y áreas de descarga con base en la observación de campo. Existen cinco tipos básicos de indicadores: (1) topografía, (2) patrones piezométricos, (3) tendencias hidroquímicas, (4) isótopos ambientales, y (5) características del suelo y de la superficie terrestre.

El indicador más simple es la topografía. Las áreas de descarga son topográficamente bajas y las áreas de recarga son topográficamente altas. El indicador más directo es la medición piezométrica. Si fuera posible instalar nidos de piezómetros en cada punto en cuestión, el mapeo sería automático. Los nidos mostrarían un componente de flujo ascendente en las áreas de descarga y un componente de flujo descendente en las áreas de recarga. Tal enfoque es claramente antieconómico y, en cualquier caso, la información comparable a menudo puede obtenerse de los datos disponibles del nivel del agua en los pozos existentes. Un pozo no es un verdadero piezómetro porque normalmente está abierto a lo largo de su longitud en vez de estarlo en un punto, pero en muchos entornos geológicos, especialmente aquellos donde se está aprovechando un único acuífero, los datos estáticos del nivel de agua de los pozos pueden usarse como un indicador de las condiciones potenciométricas. Si hay muchos pozos de distintas profundidades en una sola región topográfica, un diagrama de la profundidad del pozo en función de la profundidad al nivel estático del agua puede ser instructivo. La Figura 6.6 define los campos de tal región topográfica donde se esperaría que la dispersión de puntos caiga en áreas de recarga y áreas de descarga.

Figura 6.6 Diagrama generalizado de la profundidad del pozo en función de la profundidad al nivel estático del agua.

La interpretación geoquímica requiere un gran número de análisis químicos realizados en muestras de agua tomadas de un conjunto representativo de pozos y piezómetros en un área. El agua subterránea que se mueve a través de un sistema de flujo experimenta una evolución geoquímica que será examinada en el Capítulo 7. Es suficiente indicar aquí la observación general de que la salinidad (medida por los sólidos totales disueltos) aumenta generalmente a lo largo de la trayectoria del flujo. El agua de las zonas de recarga es, con frecuencia, relativamente dulce; el agua de las áreas de descarga es a menudo relativamente salina.

La información sobre los sistemas de flujo de agua subterránea también se obtiene a partir de análisis de muestras de pozo o piezómetro para los isótopos ambientales 2H, 3H, 18O y 14C. La naturaleza de estos isótopos se describe en la Sección 3.8. El tritio (3H) se utiliza para identificar el agua que ha entrado en la zona saturada después de 1953, cuando se inició la prueba de armas en la atmósfera (Figura 3.11). La distribución del 3H en el sistema de flujo de agua subterránea se puede utilizar para delinear la zona subterránea que está ocupada por agua posterior a 1953. En la medida en que la zona de agua con tritio se extienda dentro del sistema de flujo desde el área de recarga, este enfoque proporciona una base para estimar los valores regionales de la velocidad lineal media del flujo de agua subterránea cerca del área de recarga. Concentraciones altas de 3H en las aguas subterráneas a veces pueden estar relacionadas con picos en el registro a largo plazo de la concentración de 3H en la lluvia y la nieve.

La distribución del 14C puede utilizarse para distinguir las zonas en las que se encuentra el agua antigua (Sección 3.8). Este enfoque es comúnmente usado en estudios de flujo regional en grandes acuíferos. El 14C se utiliza en circunstancias favorables para identificar zonas de agua en el rango de edad de varios miles de años hasta unas pocas decenas de miles de años. Casos de estudio de 14C en el flujo regional en acuíferos se han descrito por Pearson y White (1967) y Fritz et al. (1974). Los métodos hidroquímicos de interpretación de los datos del 14C se detallan en la Sección 7.6.

Particularmente en los climas áridos y semiáridos, a menudo es posible mapear las áreas de descarga mediante la observación directa en campo, de los manantiales y las filtraciones y otros fenómenos de descarga, denominados colectivamente como afloramientos de agua subterránea por Meyboom (1966a). Si el agua subterránea es altamente salina, los “afloramientos” pueden tomar la forma de suelos salinos, playas, salinas o precipitados de sal. En muchos casos, la vegetación puede proporcionar una pista significativa. En las áreas de descarga, la variedad vegetativa a menudo incluye plantas tolerantes a la sal, plantas que toleran ambientes húmedos, como el sauce, el álamo, el mesquite, la hierba salada y ciertos tipos de arbustos. La mayoría de esas plantas son freatofitas. Pueden vivir con sus raíces debajo del nivel freático y extraen sus necesidades de humedad directamente de la zona saturada. Las freatofitas han sido estudiadas en el suroeste de Estados Unidos por Meinzer (1927) y Robinson (1958, 1964) y en las praderas canadienses por Meyboom (1964, 1967). En climas húmedos, las salinas y los afloramientos vegetativos de agua subterránea son menos evidentes, y la cartografía de campo debe basarse en manantiales y evidencia piezométrica.

Como ejemplo de un sistema real, considérese el sistema de flujo cerca de Assiniboia, Saskatchewan (Freeze, 1969a). La Figura 6.7 (a) muestra la topografía de la región y la evidencia en campo de descarga de agua subterránea, junto con un gráfico de contornos de los valores de la carga hidráulica en el miembro arenoso de la formación Eastend, basado en los registros disponibles de pozos. La posición estratigráfica del arenal Eastend se muestra a lo largo de la sección A-A’ de la Figura 6.7 (b). Meyboom (1966a) se refiere a este ambiente hidrogeológico, que es bastante común en la región de las Grandes Planicies de Norteamérica, como el perfil de la pradera.

Figura 6.7 Flujo de agua subterránea regional cerca de Assiniboia, Saskatchewan (Freeze, 1969a). (Reproducido con permiso del Ministro de Abastecimiento y Servicios, Canadá).

El enfoque de red de flujo en estado estable, para el análisis del flujo de aguas subterráneas regionales se ha aplicado ahora en muchas partes del mundo en una amplia variedad de ambientes hidrogeológicos. El enfoque se ha aplicado generalmente en cuencas de drenaje de tamaño pequeño a moderado, pero también ha sido utilizado en una escala mucho más grande por Hitchon (1969a, b). Su análisis del flujo de fluidos en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá consideró sistemas que se extienden desde las Rocallosas hasta el Escudo Canadiense. El análisis se llevó a cabo para aportar nueva luz sobre la naturaleza de la migración y acumulación de petróleo. Esto se discute más detalladamente en el Capítulo 11.

6.2 Balances hídricos en estado estable

Las redes de flujo en estado estable del flujo de aguas subterráneas regionales, ya sea que se desarrollen sobre la base de mediciones piezométricas y observaciones de campo o mediante simulación matemática o analógica, se pueden interpretar cuantitativamente para proporcionar información que es valiosa en la determinación de un balance hídrico para una cuenca.

Interpretación Cuantitativa de Sistemas de Flujo

La Figura 6.8 muestra una red de flujo cuantitativa para una sección transversal vertical bidimensional a través de una cuenca hidrográfica heterogénea. Esta configuración particular del nivel freático y el conjunto de condiciones geológicas da lugar a dos sistemas de flujo separados: un sistema local de flujo, que es superficial, pero de gran extensión lateral (subsistema B), y un sistema regional más grande (subsistema A). El sistema local se superpone al sistema regional de una manera que difícilmente podría haberse anticipado por medios distintos a los de una red de flujo cuidadosamente construida. Con los métodos de la Sección 5.1, podemos calcular fácilmente la descarga a través de cada sistema de flujo. Para s = 6000 m, el relieve total es de 100 m, y como hay 50 incrementos de potencial, Δh = 2 m. Suponiendo conductividades hidráulicas de 10-4 y 10-5 m/s, la descarga a través de cada tubo de flujo es de 2,0 × 10-4 m3/s (por metro de espesor del sistema de flujo perpendicular al diagrama). Contando los canales de flujo en los dos subsistemas conduce a los valores: QA = 2,8 × 10-3 m3/s, QB = 2,0 × 10-4 m3/s. Las cantidades calculadas de esta forma representan la descarga regional a través de una cuenca rural en condiciones naturales. Como veremos en la Sección 8.10, el desarrollo de los recursos hídricos subterráneos por medio de pozos conduce a nuevos sistemas regionales que podrían permitir rendimientos totales de la cuenca mucho mayores que los caudales vírgenes.

Figura 6.8 Red de flujo cuantitativo y perfil de recarga-descarga en una sección bidimensional a través de una cuenca heterogénea de agua subterránea (Freeze y Witherspoon, 1968).

También es posible calcular la velocidad de recarga o descarga en el nivel freático en cualquier punto a lo largo de su longitud. Si se conocen las conductividades hidráulicas en cada punto y se lee el gradiente hidráulico de la red de flujo, la ley de Darcy puede aplicarse directamente. Si las tasas de recarga y descarga se representan por encima de la red de flujo como se muestra en la Figura 6.8, la línea sutil que une los puntos se conoce como perfil de recarga-descarga. Esto identifica concentraciones de recarga y descarga que serían difíciles de predecir sin el uso de una red de flujo cuantitativa. El área achurada por encima de la línea horizontal cero en el perfil de recarga-descarga representa la recarga total del agua subterránea; El área achurada debajo de la línea representa la descarga total de agua subterránea. Para un flujo constante los dos deben ser iguales entre sí.

El equivalente tridimensional de un perfil de recarga-descarga es un mapa de contornos de una cuenca de drenaje que muestra la distribución superficial de las tasas de recarga y descarga. La preparación de esos mapas en el campo requeriría mediciones de la conductividad hidráulica saturada de las formaciones geológicas cerca de la superficie, y mediciones o estimaciones del gradiente hidráulico en el nivel freático.

Hay un aspecto de los argumentos presentados en esta sección que conduce a un círculo vicioso. Hemos observado que las conFiguraciones existentes del nivel freático, que controlan la naturaleza de los patrones de flujo de agua subterránea, influirán en las tasas de recarga de agua subterránea. Pero también es cierto que los patrones y las cantidades de recarga controlarán hasta cierto punto la configuración del nivel freático. Hasta ahora hemos asumido una posición fija del nivel freático y desarrollado los patrones de recarga y descarga. En realidad, tanto las conFiguraciones del nivel freático como los patrones de recarga son controlados en gran medida por los patrones espaciales y temporales de precipitación y evapotranspiración en la superficie del suelo. En los análisis de las Secciones 6.3 a 6.5, examinaremos las interacciones de las zonas saturadas-no saturada que controlan la respuesta del nivel freático bajo diversas condiciones climáticas.

Recarga y descarga de agua subterránea como componentes de un balance hídrico

El régimen de recarga-descarga tiene importantes interrelaciones con los otros componentes del ciclo hidrológico. Por ejemplo, en la Figura 6.8 todo el flujo regional desde el subsistema A descarga en el valle principal a la izquierda del diagrama. Para cualquier conjunto dado de parámetros topográficos e hidrogeológicos podemos calcular la tasa promedio de descarga en el área de descarga en, por ejemplo, cm/día. En las zonas húmedas, esta proporción de agua subterránea ascendente sería suficiente para mantener los niveles freáticos altos mientras se satisfacen las necesidades de evapotranspiración, y todavía proporcionan un componente de flujo base a una corriente que fluye perpendicular a la sección transversal. Si dicha corriente tuviera un afluente que fluyese a través de la cuenca A de derecha a izquierda, paralela a la sección transversal de la Figura 6.8, se esperaría que la corriente fuera influente (perdiendo agua al sistema subsuperficial) a medida que atraviesa la zona de recarga y efluente (obteniendo agua del sistema subsuperficial) al cruzar el área de descarga.

La cuantificación de estos conceptos requiere la introducción de una ecuación de balance hidrológico, o balance hídrico, que describe el régimen hidrológico en una cuenca hidrográfica. Si nos limitamos a las cuencas hidrográficas en las que coinciden las divisiones de aguas superficiales y de aguas subterráneas y para las cuales no hay entradas o salidas externas de agua subterránea, la ecuación del balance de agua para un período anual tomaría la forma

P = Q + E + \Delta S_S + \Delta S_G (6.1)

Donde P es la precipitación, Q la escorrentía, E la evapotranspiración, ΔSS cambio en el almacenamiento del reservorio de aguas superficiales, y ΔSG el cambio en el almacenamiento del reservorio de aguas subterráneas (saturado e insaturado) durante el período anual.

Si promediamos sobre muchos años de registro, se puede suponer que ΔSS = ΔSG = 0, y la Ec. (6.1) se convierte en

P = Q + E (6.2)

Donde P es la precipitación media anual, Q la escorrentía media anual, y E la evapotranspiración media anual. Los valores de Q y E se reportan generalmente en centímetros sobre la cuenca de drenaje de modo que sus unidades en la Ec. (6.2) son consistentes con las de P. Por ejemplo, en la Figura 6.9 (a), si la precipitación anual promedio, P, sobre la cuenca de drenaje es de 70 cm/año y la evapotranspiración media anual, E, es de 45 cm/año, la escorrentía anual promedio, Q, medida en el cauce de salida de la cuenca, pero expresado como el número equivalente de centímetros de agua sobre la cuenca de drenaje, sería de 25 cm/año.

Consideremos una idealización de la cuenca mostrada en la Figura 6.9 (a), donde la mayor parte de la cuenca comprende una zona de recarga, y la zona de descarga está limitada a un área muy pequeña adyacente al cauce principal. La red de flujo de agua subterránea que se muestra en la Figura 6.8 podría estar a lo largo de la sección X-X’. Ahora podemos escribir dos ecuaciones de balance hídrico, una para el área de recarga y otra para el área de descarga.

Figura 6.9 Balance hídrico en estado estable en una pequeña cuenca hidrográfica.

En el área de recarga [Figura 6.9 (b)],

P = Q_S + R + E_R (6.3)

Donde QS es el componente agua superficial de la escorrentía anual media, R la recarga anual promedio de agua subterránea, y ER la evapotranspiración media anual de la zona de recarga.

En el área de descarga [Figura 6.9 (b)],

Q = Q_S + D - E_D (6.4)

Donde D es la descarga media anual de agua subterránea (e igual a R) y ED la evapotranspiración media anual del área de descarga. Para un área de descarga que constituye un porcentaje muy pequeño del área de la cuenca, P no necesita aparecer en la Ec. (6.4).

Si definimos

Q_G = D - E_D (6.5)

La Ec. (6.4) se convierte en

Q = Q_S + Q_G (6.6)

Donde QG es el componente agua subterránea de la escorrentía anual media (o flujo base anual promedio). La Ecuación (6.5) refleja la declaración anterior de que la descarga de agua subterránea en un valle va a satisfacer tanto las demandas de evapotranspiración como el componente subsuperficial del caudal. La Ecuación (6.6) sugiere que podría ser posible separar los hidrogramas de flujo en sus componentes de aguas superficiales y aguas subterráneas; consideraciones adicionales de este punto se abordarán hasta la Sección 6.6.

La aplicación de las ecuaciones de balance hídrico en estado estable sólo proporciona una aproximación burda del régimen hidrológico en una cuenca hidrográfica. En primer lugar, se trata de un enfoque de parámetros agrupados (en lugar de un enfoque de parámetros distribuidos), que no tiene en cuenta las variaciones de P, E, R y D. Con base en un promedio anual, en una pequeña cuenca, las variaciones locales en P y E pueden no ser grandes, pero estamos conscientes, a partir de la Figura 6.8, de que las variaciones locales en R y D pueden ser significativas. En segundo lugar, el enfoque de promedio anual oculta la importancia de los efectos dependientes del tiempo. En muchos casos, el régimen de aguas subterráneas se aproxima mucho a un régimen de estado estable, pero P, E, y Q dependen fuertemente del tiempo.

La discusión anterior sobre los balances hídricos en estado estable es instructiva ya que aclara muchas de las interacciones entre el flujo de agua subterránea y los otros componentes del ciclo hidrológico. La aplicación de las ecuaciones (6.2), (6.3), y (6.4) en la práctica, sin embargo, presenta muchos problemas. Se necesitan varios años de registros de precipitación, P, y del caudal de escorrentía, Q, en varios sitios. En principio, los componentes del agua subterránea, R y D, pueden determinarse por análisis de redes de flujo, pero en la práctica, la incertidumbre que rodea los valores de conductividad hidráulica en cuencas heterogéneas de aguas subterráneas conduce a un amplio rango de valores R y D que son factibles. Los parámetros de evapotranspiración, ER y ED, deben ser estimados sobre la base de métodos de exactitud cuestionable.

De todos estos cuestionamientos, son las estimaciones de evapotranspiración las que plantean el mayor problema. Los métodos de cálculo más utilizados emplean el concepto de evapotranspiración potencial (PE), que se define como la cantidad de agua que se eliminaría de la superficie terrestre por procesos de evaporación y transpiración si hubiera suficiente agua disponible en el suelo para satisfacer la demanda. En un área de descarga donde el agua subterránea ascendente proporciona un suministro continuo de humedad, la evapotranspiración real (AE) puede aproximarse a la evapotranspiración potencial. En un área de recarga, la evapotranspiración real es siempre considerablemente menor que la potencial. La evapotranspiración potencial depende de la capacidad evaporativa de la atmósfera. Es un cálculo teórico basado en datos meteorológicos. AE es la proporción de PE que es realmente evapotranspirada bajo el suministro existente de humedad del suelo. Depende de las propiedades de almacenamiento de humedad insaturada del suelo. También se ve afectada por factores vegetativos como el tipo de planta y la etapa de crecimiento. Los métodos más comunes para calcular la evapotranspiración potencial son los de Blaney y Criddle (1950), Thornthwaite (1948), Penman (1948) y Van Bavel (1966). Los dos primeros dos se basan en correlaciones empíricas entre la evapotranspiración y los factores climáticos. Los dos últimos son enfoques de balance energético que tienen mejores fundamentos físicos, pero requieren más datos meteorológicos. Pelton et al. (1960) y Gray et al. (1970) discuten los méritos relativos de las distintas técnicas. La conversión de las tasas de PE a las tasas de AE en un área de recarga suele llevarse a cabo con un enfoque de balance de humedad del suelo. La técnica de Holmes y Robertson (1959) ha sido ampliamente aplicada en el ambiente de las praderas.

Para el caso específico de evapotranspiración freatofítica de un área de descarga con un nivel freático somero, se pueden usar mediciones directas de las fluctuaciones del nivel del agua, como se describe en la Sección 6.8, para calcular la evapotranspiración real.

Para ejemplos de estudios de balance hídrico sobre pequeñas cuencas hidrográficas, en los que se presta especial atención al componente de aguas subterráneas, el lector puede dirigirse a los informes de Schicht y Walton (1961), Rasmussen y Andreasen (1959) y Freeze (1967).

6.3 Flujo Transitorio Regional de Agua Subterránea

Los efectos transitorios en los sistemas de flujo de agua subterránea son el resultado de cambios dependientes del tiempo en las entradas y salidas en la superficie del suelo. Las tasas de precipitación, las tasas de evapotranspiración, y los eventos de deshielo son fuertemente dependientes del tiempo. Su influencia transitoria es más fuerte cerca de la superficie en la zona insaturada, de modo que cualquier análisis del comportamiento transitorio del flujo natural de agua subterránea debe incluir tanto zonas saturadas como insaturadas.

Al igual que ocurre con el flujo regional en estado estable, las principales características del flujo regional transitorio se ilustran más fácilmente con la ayuda de simulaciones numéricas realizadas en hipotéticas cuencas de aguas subterráneas Freeze (1971a), basándose en el más reciente trabajo de Rubin (1968), Hornberger et al. (1969) y Verna y Brutsaert (1970), describió un modelo matemático para el flujo saturado-insaturado, tridimensional, y transitorio en una cuenca de agua subterránea. Su ecuación de flujo combina las ecuaciones de flujo insaturado (Ec. 2.80) y la ecuación de flujo saturado (Ec. 2.74) en una forma integrada que permite el tratamiento del régimen sub-superficial completo. Las soluciones numéricas se obtuvieron con la técnica de diferencias finitas conocida como sobre relajación sucesiva. El modelo permite cualquier forma de región generalizada y cualquier configuración de condiciones de frontera variando en el tiempo. Aquí se puede observar la respuesta transitoria en una sección transversal bidimensional en un evento de infiltración como el deshielo.

La región de flujo se muestra en la Figura 6.10 (a) (exageración vertical 2:1). Los límites comprenden una corriente AB con una carga hidráulica constante, un basamento impermeable AFED, y la superficie del suelo BCD. La región contiene un suelo homogéneo e isotrópico cuyas curvas características insaturadas se muestran en la Figura 2.13.

Como se ha visto en las Secciones 2.6 y 5.4, las condiciones de flujo saturado-insaturado pueden presentarse de tres maneras: como una carga de presión, como un contenido de humedad y como una carga hidráulica total. Desde la primera podemos localizar la posición del nivel freático, y desde la última podemos hacer cálculos cuantitativos de flujo. La Figura 6.10 (a), (b) y (c) muestra estos tres esquemas en el tiempo t = 0 para las condiciones iniciales del flujo en estado estable resultante de la imposición de una carga hidráulica constante a lo largo de CD. Las condiciones iniciales presentan un nivel de agua profundo, casi plano y condiciones de humedad superficial muy secas. En todo momento t = 0, un flujo superficial equivalente a 0,09 K0 (donde K0 es la conductividad hidráulica saturada del suelo) es permitido que entre en el sistema de flujo en el límite superior. Como se muestra en la Figura 6.10 (d), esta tasa de entrada crea un aumento del nivel de agua que comienza después de 100 h y se aproxima a la superficie después de 400 h. La Figura 6.10 (c) y (f) muestra los contenidos de humedad y de carga hidráulica total en t = 410 h.

Figura 6.10 Respuesta transitoria de un sistema de flujo saturado-insaturado a infiltración de deshielo (según Freeze, 1971a).

La Figura 6.11 muestra el efecto de la introducción de una configuración geológica heterogénea sobre el sistema de flujo. La zona sin degradar tiene las mismas propiedades del suelo que para el caso homogéneo de la Figura 6.10, pero se ha insertado una capa de arcilla de baja permeabilidad cerca de la superficie y un acuífero subyacente de alta permeabilidad en profundidad. Las relaciones de permeabilidad y porosidad se observan en la Figura 6.11 (a). La Figura 6.11 (b) ilustra la respuesta transitoria del nivel del agua en las mismas condiciones de entrada superficie que las de la Figura 6.10. La Figura 6.11 (c) muestra el patrón de la carga hidráulica total en t = 460 h. Este conjunto de diagramas sirve para aclarar los mecanismos saturados-insaturados que operan en la formación de un acuífero colgado.

Figura 6.11 Formación de un acuífero colgado (según Freeze, 1971a).

Si el campo de la carga hidráulica en una cuenca  puede ser determinado en diversos momentos por mediciones de campo o simulaciones matemáticas, es posible hacer un cálculo directo de la cantidad de agua que se descarga del sistema en función del tiempo. Si la zona de descarga está limitada por un valle, la tasa transitoria de descarga del agua subterránea proporciona una medida del hidrograma del flujo base para el arroyo. El incremento del flujo base es el resultado de un aumento de los gradientes hidráulicos en la zona saturada cerca de la corriente y, como muestran los modelos teóricos, esto es en sí una consecuencia de los gradientes ascendentes creados por un aumento del nivel del agua. El intervalo de tiempo entre un evento de infiltración superficial y un aumento en el flujo de base, está por lo tanto directamente relacionado con el tiempo requerido para que un evento de infiltración induzca un aumento generalizado del nivel freático. La Figura 6.12 es una ilustración esquemática del tipo de hidrograma de flujo base que resulta de un evento hidrológico de magnitud suficiente para ejercer una influencia generalizada en el nivel freático de la cuenca. Las tasas de flujo base deben estar entre Dmáximo, el máximo flujo base posible, que puede ocurrir bajo condiciones de una cuenca completamente saturada, y Dmínimo, el flujo de base mínimo probable, que puede ocurrir bajo condiciones de la configuración del nivel freático registrado más bajo.

Figura 6.12 Diagrama esquemático del hidrograma del flujo base (según Freeze, 1971a).

También se pueden realizar cálculos cuantitativos en el extremo de entrada del sistema para examinar la interrelación entre la infiltración y la recarga de agua subterránea. Los conceptos son más claros, sin embargo, cuando se trabaja con el sistema unidimensional, el cual se desarrolla en la siguiente sección.

6.4 Infiltración y Recarga de las Aguas Subterráneas

En la Sección 6.1, se definieron los términos área de carga y área de descarga; en la Sección 6.2, primero se calculó las tasas de recarga y descarga. Dejemos formalizados estos conceptos con las siguientes definiciones para los procesos de recarga y descarga.

La recarga de agua subterránea puede definirse como la entrada de agua a la zona saturada que se refleja en el nivel freático, junto con el flujo asociado desde del nivel freático dentro de la zona saturada.

La descarga de agua subterránea puede definirse como la salida del agua de la zona saturada reflejada en el nivel freático, junto con el flujo asociado hacia al nivel freático dentro de la zona saturada.

Debe quedar claro de la sección anterior, que estos dos procesos saturados están íntimamente relacionados a un conjunto de procesos paralelos en la zona insaturada. Se puede definir el proceso de infiltración como la entrada de agua en el suelo disponible desde la superficie, junto con el flujo asociado desde la superficie del terreno dentro de la zona insaturada.

De una manera similar, se define la ex filtración como la remoción de agua del suelo a través de la superficie, junto con el flujo asociado hacia la superficie del suelo dentro de la zona insaturada. Este término fue establecido por Philip (1957f), pero aún no se utiliza ampliamente. El proceso se refiere a menudo como la evaporación, pero esto conduce a la confusión en cuanto a si los procesos meteorológicos en la atmosfera son incluidos.

La teoría de la infiltración

El proceso de infiltración ha sido ampliamente estudiado por hidrólogos y físicos del suelo. En hidrología, Horton (1993) demostró que la precipitación, cuando alcanza la superficie del suelo, infiltra los suelos superficiales a una velocidad que disminuye con el tiempo. Señaló que para cualquier suelo dado existe una curva limite que define las tasas máximas posibles de infiltración en función del tiempo. Para las lluvias intensas, la infiltración real seguirá esta curva limite, que él llamó la curva de la capacidad de infiltración del suelo. La capacidad disminuye con el tiempo después del inicio de la precipitación y alcanza finalmente una tasa aproximadamente constante. La disminución es causada principalmente por el relleno de los poros del suelo con el agua. Los ensayos controlados realizados en diversos tipos de suelo por muchos hidrólogos, a lo largo de los años, han demostrado que la disminución es más rápida y la tasa final constante es menor para los suelos arcillosos con poros finos que para los suelos arenosos de textura abierta. Si en cualquier momento durante un evento de lluvia la tasa de lluvia excede la capacidad de infiltración, el exceso de agua se estanca sobre la superficie del suelo. Es esta agua estancada la que está disponible para el flujo de ladera en forma de arroyos superficiales.

El concepto hidrológico de capacidad de infiltración es un concepto empírico basado en observaciones en la superficie del suelo. Un enfoque más sustentado físicamente se puede encontrar en la literatura de física del suelo, donde la filtración se estudia como un proceso de flujo sub superficial insaturado. La mayoría de los análisis han considerado un sistema de flujo vertical unidimensional con un límite de entrada en la parte superior. Bondman y Colman (1943) proporcionaron los primeros análisis experimentales, y Philip (1957a, 1957b, 1957c, 1957d, 1957e, 1958 a, 1958b), en la séptima parte de sus clásicos artículos, utilizó soluciones analíticas al problema unidimensional de valor de frontera para exponer los principios físicos básicos sobre los cuales descansan los análisis posteriores. Casi todos los tratamientos teóricos más recientes han empleado un enfoque numérico para resolver el sistema unidimensional. Este enfoque es el único capaz de representar adecuadamente las complejidades de los sistemas reales. Freeze (1969b) proporciona una revisión de la literatura de infiltración numérica en forma tabular.

Desde el punto de vista hidrológico, las contribuciones más importantes son las de Rubin et al. (1963, 1964).  Su trabajo mostró que las curvas de Horton de infiltración versus tiempo pueden predecirse teóricamente, dada la intensidad de la lluvia, las condiciones iniciales de humedad del suelo y el conjunto de curvas características insaturadas del suelo. Si las tasas de precipitación, las tasas de infiltración y las conductividades hidráulicas se expresan en unidades de [L/T], Rubin y sus colaboradores mostraron que la tasa de infiltración constante final en las curvas de Horton es numéricamente equivalente a la conductividad hidráulica saturada del suelo. También identificaron las condiciones necesarias para el estancamiento como dos: (1) la intensidad de la lluvia debe ser mayor que la conductividad hidráulica saturada y (2) la duración de la lluvia debe ser mayor que el tiempo requerido para que el suelo se sature en la superficie.

Estos conceptos se vuelven más claros si se observa un ejemplo real. Si se considera un sistema vertical unidimensional (por ejemplo, debajo del punto A en la Figura 6.10) con su límite superior en el suelo y su límite inferior justo debajo del nivel freático. La ecuación de flujo en este sistema saturado – insaturado será la forma unidimensional de la Ec. (2.80):

\frac{\partial}{\partial z}\left[ K(\psi)\left(\frac{\partial \psi}{\partial z} + 1\right) \right] = C(\psi)\frac{\partial \psi}{\partial t} (6.7)

Donde \psi (=h-z) es la carga de presión, y K(ψ) y C(ψ) son las relaciones funcionales insaturadas para la conductividad hidráulica K y el contenido específico de humedad C. En la zona saturada por debajo del nivel freático (o más exactamente, por debajo del punto donde ψ = ψa, ψa siendo la carga de presión de la entrada de aire), K(ψ) = K0 y C(ψ) = 0, donde K0 es la conductividad hidráulica saturada del suelo.

Específicamente, si se tiene una tasa de precipitación R en el límite superior. Entonces, de la ley de Darcy, se tiene:

R = K(\psi)\frac{\partial h}{\partial z} = K(\psi) \left( \frac{\partial \psi}{\partial z} + 1\right) (6.8)

o

\frac{\partial \psi}{\partial z} = \frac{R}{K(\psi)} -1 (6.9)

Si la tasa de recarga de agua subterránea para el sistema de flujo regional es Q, entonces por analogía con la Ec. (6.9), la condición saturada en el sistema base es

\frac{\partial \psi}{\partial z} = \frac{Q}{K_0} -1 (6.10)

El problema del valor de frontera definido por las ecuaciones (6.7), (6.9), y (6.10) fue resuelto por Freeze (1969b) con un método numérico de diferencias finitas que se resume brevemente en el Apéndice VIII. La Figura 6.13 muestra los resultados de una simulación representativa de un evento de filtración hipotético. Los tres perfiles muestran la respuesta dependiente del tiempo, del contenido de humedad, de la carga de presión, y de la carga hidráulica en los primeros 100 cm de un suelo con propiedades idénticas a las mostradas en la Figura 2.13. El comportamiento transitorio se produce en respuesta a una intensidad constante de lluvia que alimenta la superficie del suelo a una tasa R = 0,13 cm/min. Esta tasa es 5 veces la conductividad hidráulica saturada del suelo, K0 = 0,026 cm/min. Las condiciones iniciales son mostradas por las curvas t = 0, y las curvas posteriores se etiquetan con el tiempo en minutos.

Figura 6.13 Simulación numérica de un evento hipotético de infiltración (según Freeze, 1974).

El diagrama a la izquierda muestra como el contenido de humedad aumenta en profundidad a lo largo del perfil con el tiempo. La superficie se satura después de 12 min, y los poros del suelo en todo el perfil casi se llenan con agua después de 48 min.

El diagrama central muestra los cambios en las cargas de presión. La curva de carga de presión para t = 12 min no alcanza el punto ψ = 0, por lo que a los primeros centímetros de saturación superficial, indicados por el perfil de contenido de humedad, deben estar en “tensión – saturación”. En la marca de 24-min, la carga de presión en la superficie del suelo ha alcanzado + 10 cm, indicándose que una capa de agua de 10 cm de profundidad está estancada en la superficie en este momento. (En esta simulación, la profundidad máxima permisible del estancamiento había estado preestablecido en 10 cm.) También hay un nivel de agua invertido 5 cm debajo de la superficie del suelo que se propaga hacia abajo del perfil con el tiempo. El nivel de agua verdadero, que inicialmente es de 95 cm de profundidad, permanece estacionaria durante los primeros 36 min pero luego comienza a subir en respuesta a la humedad infiltrante desde arriba.

Los perfiles de carga hidráulica cerca de la superficie en el diagrama de la derecha proporcionan los valores de gradiente hidráulico que pueden ser evaluados con la Ley de Darcy para calcular la tasa de infiltración en diversos momentos. El nivel base de los valores que aparecen en la escala horizontal en la parte superior se eligió arbitrariamente como 125 cm por debajo de la superficie del suelo.

La Figura 6.14 muestra la tasa de infiltración dependiente del tiempo en la superficie del suelo para el caso de lluvia constante que se muestra en la Figura 6.13. Como predijo Rubin y Steinhardt (1963), la tasa de infiltración es igual a la tasa de lluvia hasta que el suelo se satura en la superficie (y se ha llenado el estanque de 10 cm de profundidad); entonces disminuye asintóticamente hacia un valor igual a K0. Durante el periodo inicial, a medida que los poros del suelo se llenan de agua, el contenido de humedad, la carga de presión y las cargas hidráulicas aumentan con el tiempo y el gradiente hidráulico hacia abajo disminuye. Esta disminución se equilibra con un aumento de los valores de conductividad hidráulica bajo la influencia de las cargas de presión ascendentes. La disminución en la tasa de infiltración ocurre en el punto en el que la combinación de gradientes y conductividades en el suelo ya no puede aceptar toda el agua suministrada por la lluvia. La lluvia no absorbida por el suelo como infiltración ni almacenada en el estancamiento de 10 cm de profundidad está disponible para el flujo superficial.

Figura 6.14 Tasas de infiltración en función del tiempo y escorrentía superficial para los casos mostrados en la Figura 6.13 (según Freeze, 1974).

Un enfoque similar puede ser utilizado para simular casos con evaporación en la superficie (R negativa) o descarga en la profundidad (Q negativa), o para analizar los patrones de distribución que ocurren entre los eventos de lluvia.

La pregunta de que si una determinada entrada y un conjunto dado de condiciones iniciales y el tipo de suelo dará lugar a un incremento de la recarga del agua subterránea es en realidad una cuestión de que si este conjunto de condiciones dará lugar a un aumento del nivel de agua. El incremento provee la fuente de reabastecimiento que permite que la tasa de recarga continúe. La posibilidad de un aumento del nivel del agua es mayor para: (1) lluvias de baja intensidad y de larga duración que para lluvias de alta intensidad de corta duración, (2) niveles de agua someras que para profundas, (3) bajas tasas de recarga de agua subterránea en lugar de altas, (4) contenidos de humedad antecedentes en lugar de secos, y (5) suelos cuyas curvas características de alta conductividad y baja capacidad específica de humedad, que alto contenido de humedad sobre un rango considerable de valores de carga de presión.

Medición en campo

En algunos ambientes hidrogeológicos, los casos de recarga-infiltración en el nivel de agua están aislados en el tiempo y el espacio. En tales casos, los tipos de eventos hidrológicos que conducen a la recarga se identifican mejor con base la medición en campo. En el pasado esto se hacía a menudo sobre la base de hidrogramas en pozos de observación de las fluctuaciones del nivel de agua. Sin embargo, como se indica en la Sección 6.8, hay una variedad de fenómenos que pueden conducir a fluctuaciones en el nivel de agua, y no todos representan la verdadera recarga de las aguas subterráneas. El curso más seguro es complementar los registros de los pozos de observación con las mediciones de la carga hidráulica tanto por encima como por debajo del nivel de agua. La Figura 6.15 muestra un conjunto de instrumentos de campo diseñada para este fin. La Figura 6.16 muestra la respuesta de la humedad del suelo y del nivel del agua registrada en un sitio instrumentado en el centro-este de Saskatchewan durante un período seco delineado por una sola lluvia intensa. El aumento del nivel de agua es el resultado de la infiltración directa desde la superficie.

Figura 6.15 Instrumentos de campo para la investigación de procesos de recarga de aguas subterráneas (según Freeze y Banner, 1970).
Figura 6.16 Incremento del nivel de agua creada por la infiltración de una lluvia fuerte en el verano; (a) fecha; (b) lluvia; (c) contenido de humedad del suelo; (d) gradiente hidráulico vertical en la zona insaturada; (e) gradiente hidráulico vertical en la zona saturada; (f) profundidad del nivel de agua; (g) presión de carga, carga total, contenido de humedad; (h) entorno hidrogeológico regional (según Freeze y Banner, 1970).

En otro sitio cercano, la misma precipitación no produjo infiltración en el nivel de agua, a pesar de que la conductividad hidráulica saturada fue mucho mayor que en el sitio mostrado en la Figura 6.16. Las curvas características del suelo arenoso en el segundo sitio dieron lugar a un nivel de agua profundo y con condiciones de humedad del suelo (próximo a la de superficie) muy secas. Según lo observado por Freeze y Banner (1970), las estimaciones de las propiedades de infiltración y recarga de un suelo, basadas únicamente en el conocimiento de la conductividad hidráulica saturada del suelo y su clasificación estructural, pueden ser a menudo engañosas. No se debe mapear una superficie de arena o grava como un área de recarga efectiva sin antes investigar la profundidad del nivel de agua y la naturaleza de las relaciones funcionales insaturadas para el suelo. Las pequeñas diferencias en las propiedades hidrológicas de campo de suelos similares pueden explicar grandes diferencias en su reacción al mismo evento hidrológico.

Los mecanismos de infiltración y recarga de las aguas subterráneas no siempre son unidimensionales. En áreas montañosas ciertas porciones de un área de recarga de aguas subterráneas pueden nunca recibir infiltración directa al nivel de agua. Por el contrario, la recarga puede concentrarse en depresiones donde se desarrollan estanques temporales durante las tormentas o los periodos de derretimiento de nieve. Lissey (1968) se ha referido a este tipo de recarga como depresión focalizada. Bajo tales condiciones, el nivel del agua sigue sufriendo un aumento en toda la cuenca. El aumento se debe a la infiltración vertical entre los puntos de recarga y los subsecuentes flujos horizontal hacia las depresiones del nivel de agua creadas entre estos puntos. Se discutirá sobre las interacciones entre las aguas subterráneas y los estanques en la Sección 6.7.

6.5 Hidrología de ladera y generación de corrientes de flujo

La relación entre la lluvia y la escorrentía es el núcleo mismo de la hidrología. En un sentido científico, hay una necesidad de entender los mecanismos de la respuesta de la cuenca. En un sentido ingenieril, hay una necesidad de mejores técnicas para la predicción de la escorrentía de la lluvia. Sabemos, por supuesto, que los ríos más grandes son alimentados por afluentes más pequeños, y es esta red de pequeños arroyos tributarios que drena desde lejos el mayor porcentaje de la superficie terrestre. Por lo tanto, nos concentraremos en las formas en que el agua se desplaza en los pequeños canales de aguas arriba en las cuencas de drenaje tributarias durante y entre los eventos de lluvia.

El camino por el cual el agua alcanza una corriente depende de factores tales como el clima, la geología, la topografía, los suelos, la vegetación y el uso de la tierra. En diversas partes del mundo, e incluso en varias partes de la misma cuenca, diferentes procesos pueden generar flujos de corrientes, o la importancia de los diferentes procesos puede ser diferente. Sin embargo, se ha reconocido que hay esencialmente tres procesos que alimentan a las corrientes. Como se ilustra en la Figura 6.17, se tratan del flujo superficial, flujo subsuperficial de tormenta (o flujo intermedio), y el flujo de agua subterránea. Una visión profunda de la naturaleza del régimen de flujo sub superficial es necesario para comprender la producción de escorrentía para cualquiera de estos tres mecanismos.

Figura 6.17 Mecanismos de aporte de la precipitación a un canal de un arroyo desde una ladera en una pequeña cuenca tributaria (según Freeze, 1974).

El papel del sistema regional de flujo de agua subterránea en la entrega del flujo base a una corriente fue tratado en la Sección 6.2 y 6.3. Aunque a veces puede contribuir a la escorrentía durante las tormentas, su función principal es mantener las corrientes durante los periodos de bajo flujo entre los eventos de lluvia y deshielo. Centraremos nuestro interés en esta sección sobre el flujo terrestre y el flujo sub superficial de tormentas.

Flujo Superficial

El concepto clásico de la generación del flujo superficial es debido a Horton (1993). La dependencia del flujo superficial sobre el régimen de infiltración en los suelos superficiales insaturados de una cuenca ha sido discutida en la sección anterior. Los conceptos se resumen en la Figura 6.14.

Tal como se presentó originalmente, la teoría de Horton implicaba que la mayoría de los eventos de precipitación exceden las capacidades de infiltración y que el flujo superficial es común y ampliamente extendido. Los trabajos posteriores reconocieron que la gran heterogeneidad en los tipos de suelo en la superficie de una cuenca y los patrones muy irregulares de precipitación en tiempo y espacio crea una respuesta hidrológica muy compleja en la superficie terrestre. Esto condujo al desarrollo del concepto de aportación de área parcial (Betson, 1964; Ragan, 1968), en el que se reconoce que ciertas porciones de la cuenca contribuyen regularmente al flujo terrestre a los arroyos, mientras que otras raramente o nunca lo hacen. La conclusión de los estudios de campo más recientes es que el flujo superficial es una ocurrencia relativamente rara en el tiempo y el espacio, especialmente en las cuencas húmedas y con cobertura vegetal. La mayoría de los hidrogramas de flujo superficial provienen de pequeñas porciones de la cuenca que no constituyen más del 10 % y con frecuencia tan poco como 1 – 3 %, del área de la cuenca, e incluso en estas áreas restringidas solo 10 – 30 % de las lluvias causan flujo superficial.

Freeze (1972b) proporcionó un argumento heurístico basado en la teoría de la infiltración y los criterios de estancamiento de Rubin y Steinhardt (1963) para explicar la escasez de ocurrencias de flujos superficiales.

Flujos subsuperficiales de tormenta

El segundo concepto ampliamente difundido de la generación de escorrentía de superficie es el que promueve el flujo subsuperficial de tormenta como una fuente primaria de escorrentía. Hewlett y Hibbert (1963) mostraron la viabilidad de dicho flujo experimentalmente, y Whipkey (1965) y Hewlett y Hibbert (1967) midieron las entradas laterales a las corrientes desde fuentes subsuperficiales en el campo. El requisito principal es un horizonte de suelo poco profundo de alta permeabilidad en la superficie. Hay una razón para suponer que tales capas superficiales son bastante comunes en la forma del horizonte del suelo A, o en suelos agrícolas o lechos forestales.

Con base en simulaciones con un modelo matemático de flujo subterráneo transitorio y saturado-insaturado en una sección transversal bidimensional de una ladera, Freeze (1972b) concluyó que el flujo subsuperficial de tormenta puede convertirse en un componente de escorrentía cuantitativamente significativo sólo en las colinas convexas que alimentan profundos canales incisos, y sólo cuando las permeabilidades de los suelos en la ladera están en el rango muy alto de lo factible. La Figura 6.18 muestra tres hidrogramas simulados para la sección transversal de la ladera mostrada en el recuadro.

Figura 6.18 Hidrogramas de flujo simétricamente simulados a la salida de un área hipotética de una fuente aguas-arriba en la que la corriente es alimentada por una ladera convexa que tiene un suelo superficial de alta conductividad (según Freeze, 1974).

Los tres casos difieren cada uno por un orden de magnitud en la conductividad hidráulica saturada, K0, del suelo de la ladera. La línea debajo de las regiones punteadas representa la contribución del flujo subsuperficial. En cada caso, el resultado del proceso saturado – insaturado en la ladera es un aumento del nivel de agua cerca del valle  (como se indica para t = 5 h en el recuadro). El flujo subsuperficial derivado de la precipitación directa en los humedales laterales de las riberas del arrolla por el aumento del nivel del agua es mostrado por las porciones punteadas de los hidrogramas. Sólo las curvas A y B muestran una dominancia en el hidrograma del flujo subsuperficial de tormenta, y los valores de K0 para estas curvas están en el rango más alto de medición de campo reportado. En las laderas cóncavas, los humedales saturados de los valles se hacen más grandes más rápidamente y el flujo superficial de las precipitaciones directas en estas áreas suele exceder el flujo subsuperficial, incluso cuando los suelos de las laderas son altamente permeables.

En la cuenca experimental del Río Sleepers en Vermont (Figura 6.19), Dunne y Black (1970a, b), trabajando con un conjunto integrado de instrumentos de superficie y subsuperficie, incluyendo una zanja interceptora [Figura 6.19 (b)], lograron medir hidrogramas simultáneos de cada uno de los tres componentes de salida desde la ladera hasta la corriente. El ejemplo que se muestra en la Figura 6.19 (c) muestra la preponderancia del flujo superficial que fue una característica recurrente de las mediciones en la cuenca del Río Sleepers. Los instrumentos auxiliares mostraron que las áreas contribuyentes, como en el caso C de la Figura 6.18, se limitaban a los humedales topográficamente bajos creados por el aumento de los niveles freáticos adyacentes al canal de la corriente.

Figura 6.19 Cuenca experimental del Rio Sleepers, Vermont. (a) Corte transversal geológico a través de la ladera; (b) sección transversal de la zanja interceptora; (c) hidrograma combinado de los flujos durante una tormenta simple (según Dunne y Black 1970a).

Una característica del mecanismo generador de corrientes de agua descubierta en la cuenca del Río Sleepers ha sido ampliamente reportada (Hewlett y Nutter, 1970) en muchas otras cuencas hidrográficas en climas húmedos. Nos referimos a la expansión y contracción de los humedales durante y después de las tormentas bajo la influencia del sistema de flujo subsuperficial. La variación resultante con el tiempo en el tamaño de las áreas contribuyentes se refiere a menudo como el concepto de área de fuente variable. Difiere del concepto de área parcial de dos maneras. En primer lugar, las zonas parciales se consideran más o menos fijas en la ubicación, mientras que las áreas variables se expanden y se contraen.  En segundo lugar, las áreas parciales alimentan con agua a los arroyos por medio del flujo superficial Hortoniano, es decir, por agua que se estanca en la superficie debido a la saturación de los suelos desde arriba, mientras que las áreas variables se crean cuando la saturación superficial ocurre desde abajo. En la cuenca hidrográfica del Río Sleepers, la mayor parte del flujo superficial que llegó a la corriente de las áreas fuentes variables fue creado por la precipitación directa en los humedales. En muchas cuencas boscosas (Hewlett and Nutter, 1970), una proporción significativa del agua proveniente de áreas de fuente variable llega allí por medio del flujo subsuperficial. La Tabla 6.1 proporciona un resumen de los diversos procesos de escorrentía en relación con sus principales controles.

Tabla 6.1 Ilustración Esquemática de la Ocurrencia de Varios Procesos de Escorrentía de Tormenta en Relación con sus Principales Controles.


FUENTE: Dunne, 1978.

En los últimos años ha habido un rápido crecimiento en el desarrollo de los modelos de predicción hidrológica basados en la física que unen el flujo superficial y subsuperficial. Smith y Woolhiser (1971) han producido un modelo para la simulación del flujo superficial en una ladera infiltrante, y Freeze (1972a) ha producido un modelo que acopla el flujo saturado – insaturado y el flujo de la corriente. Stephenson y Freeze (1974) refirieron el uso de este último modelo para complementar un estudio de campo de la escorrentía generada por el derretimiento de la nieve en una pequeña área aguas-arriba en la cuenca experimental del arroyo Reynolds en Idaho.

Indicadores Químicos e Isotópicos

Hay tres enfoques principales que se pueden utilizar en los estudios de los procesos de generación de flujo de agua durante el escurrimiento de tormentas: (1) monitoreo hidrométrico usando instrumentos tales como medidores de corriente, pluviómetros, pozos de observación y tensiómetros; (2) simulaciones matemáticas; y (3) monitoreo de constituyentes disueltos e isotopos ambientales, tales como 2H, 3H, and 18O. La información obtenida de los dos primeros métodos sirvió de base para la discusión presentada anteriormente. Ahora nos centramos en el enfoque hidroquímico e isotópico.

La ecuación de equilibrio de masa química de los constituyentes disueltos en el flujo de la corriente en una ubicación de muestreo particular en un momento específico puede expresarse como

CQ = C_pQ_p + C_oQ_o + C_sQ_s + C_gQ_g (6.11)

donde C es la concentración en el agua corriente del constituyente considerado como Cl, SO42–, o \ce{HCO^-_3}, y Q es la descarga de la corriente [L3/T]. Qp, Qo, Qs y Qg representan las contribuciones al caudal de las precipitaciones directas en el arroyo, el flujo superficial, el flujo subsuperficial y el flujo de aguas subterráneas, respectivamente. Cp, Co, Cs y Cg son las concentraciones del constituyente químico en estos componentes del flujo. La ecuación de balance de masas para el flujo de corriente en el mismo lugar es

Q = Q_p + Q_o + Q_s + Q_g (6.12)

Los valores para Q se obtienen midiendo el caudal de la corriente. C se obtiene mediante análisis químico de muestras de la corriente en el lugar donde se mide Q. Para corrientes estrechas en cuencas de cabecera, Qp es a menudo insignificante con relación a Q. Esto deja dos ecuaciones con seis incógnitas, Co, Cs, Cg, Qo, Qs y Qg. En este punto, un enfoque pragmático consiste en unir Qo y Qs, en conjunto como un componente denominado escurrimiento directo (Qd), que representa el componente de la precipitación que se me mueve rápidamente a través del terreno hacia la corriente. Cd se define como concentración representativa en esta escorrentía. La sustitución de estos términos en las ecuaciones (6.11) y (6.12) y combinando estas ecuaciones, se tiene:

Q_g = Q \left( \frac{C-C_d}{C_g-C_d} \right) (6.13)

Los valores de Cg se obtienen normalmente mediante el muestreo de pozos poco profundos o piezómetros cerca de la corriente o mediante muestreo del flujo base de la corriente antes o después de la tormenta. El segundo método es apropiado si la corriente es alimentada sólo por aguas subterráneas poco profundas durante los períodos de flujo base. Los valores de Cd se obtienen por muestreo del drenaje superficial o filtración de la zona de filtración del suelo cerca de la corriente durante el período de escorrentía de la tormenta. Si los análisis de estas muestras no producen una variación excesiva en el espacio y el tiempo, la elección de una concentración representativa o media no es excesivamente subjetiva. En terrenos sedimentarios, Cd es generalmente pequeño en relación con Cg porque el agua subterránea ha viajado más profunda y tiene un tiempo de residencia mucho más largo. La sustitución de los valores de Cd y Cg junto con los parámetros de corriente-agua, C y Q en la Ec. (6.13) produce un valor de Qg, el componente de agua subterránea del flujo de la corriente. Si C y Q se miden en varios momentos durante el período de escorrentía, se puede calcular la variación de Qg, como se muestra esquemáticamente en la Figura 6.20.

Figura 6.20 Separación del hidrograma de flujo por el método hidroquímico.

Pinder y Jones (1969) usaron variaciones en Na2+, Ca2+, Mg2+, Cl, SO42-, y \ce{HCO^-_3} en su estudio de componentes de escorrentía en pequeñas cuencas de cabecera en el terreno sedimentario de Nueva Escocia. En una investigación similar en Manitoba, Newbury et al. (1969) encontraron que el SO42- y la conductividad eléctrica eran los mejores indicadores para la identificación del componente de aguas subterráneas en esa área. En estas y en muchas otras investigaciones que utilizan el método hidroquímico, se concluye comúnmente que el componente derivado del agua subterránea en el  caudal del río durante los picos de escorrentía es apreciable. Pinder y Jones, por ejemplo, informaron valores en el intervalo 32 – 42 %.

Una de las limitaciones del método hidroquímico es que las concentraciones químicas utilizadas para las aguas subterráneas someras y para representar la escorrentía directa son parámetros agrupados que pueden no representar adecuadamente el agua que realmente contribuye a la corriente durante la tormenta. La química de las aguas subterráneas superficiales obtenidas de los pozos cercanos a arroyos es comúnmente bastante variable espacialmente. La escorrentía directa es una entidad muy efímera que puede variar considerablemente en concentración en el tiempo y el espacio.

Para evitar algunas de las principales incertidumbres inherentes al método hidroquímico, los isotopos ambientales 18O, 2H y 3H pueden utilizarse como indicadores del componente de agua subterránea de la corriente durante períodos de escorrentía. Fritz et al. (1976) utilizaron 18O, observando que su concentración es generalmente muy uniforme en aguas subterráneas someras y flujo de base. Aunque los valores anuales medios de 18O en la lluvia en un lugar dado, tienen poca variación, el contenido de 18O de la lluvia varía considerablemente de tormenta a tormenta e incluso durante eventos de lluvias individuales. El método 18O es adecuado para el tipo de evento de lluvia en el que el contenido de 18O de la lluvia es relativamente constante y es muy diferente del agua subterránea somera o flujo base. En esta situación el 18O de la lluvia es un trazador de diagnóstico del agua de lluvia que cae en la cuenca durante la tormenta. De las consideraciones de balance de masa usadas para la Ec. (6.13), se obtiene la siguiente relación:

Q_g = Q_w \left( \frac{\partial^{18}O_w - \partial^{18}O_R}{\partial^{18}O_g - \partial^{18}O_R} \right) (6.14)

donde 18O indica el contenido de 18O por mil en relación con el estándar SMOW (Sección 3.8) y los subíndices w, g, y R indican el agua de la corriente, el agua subterránea somera y el agua de escorrentía derivada de la precipitación (Qw = Qg + QR). Esta relación proporciona la separación del componente derivado de la lluvia del componente del flujo de la corriente representado por el agua que estaba almacenada en la zona de aguas subterráneas antes de la precipitación. Fritz et al. (1976), Sklash et al. (1976), and Sklash (1978) aplicaron este método en estudios de generación de caudales en pequeñas cuencas de cabecera en varios tipos de entornos hidrogeológicos. Ellos encontraron que incluso durante los períodos de escorrentía máxima, el componente de aguas subterráneas del flujo de la corriente es considerable, a menudo hasta de la mitad a dos tercios de dicho caudal. La resolución de las aparentes contradicciones entre los mecanismos de generación de corrientes de agua sugeridos por los enfoques hidroquímico e isotópico y los sugeridos por las mediciones hidrométricas sigue siendo un tema de investigación activa.

6.6 Recesión de flujo base y almacenamiento de ribera

Ahora debería estar claro que los hidrogramas de flujo en los ríos reflejan claramente dos contribuciones distintas de la cuenca. Los picos, que son entregados al río por el flujo superficial y subsuperficial durante una tormenta, y algunas veces por el flujo de agua subterránea. Este flujo es el resultado de una respuesta rápida de los cambios de corto plazo en los sistemas de flujo subsuperficial en las laderas adyacentes a los canales. El flujo base, el cual es entregado a los ríos por el flujo de agua subterránea profunda, es el resultado de una respuesta lenta de los cambios de largo plazo en los sistemas de flujo de agua subterránea regional.

Es normal preguntarse dónde se pueden separar estos dos componentes únicamente sobre la base de un examen directo del hidrograma sin recurrir a datos químicos. Los hidrólogos de agua superficial se han esmerado considerablemente en desarrollar tales técnicas de separación del hidrograma como un medio para mejorar los modelos de predicción del flujo en los ríos. Los hidrólogos están interesados en la evidencia indirecta que podría proveer una separación acerca de la naturaleza del agua subterránea en la cuenca. El enfoque no ha conducido al éxito, sin embargo, los logros que se han alcanzado están basados en el concepto de la curva de recesión de flujo base.

Considere el hidrograma del río mostrado en la Figura 6.21.

Figura 6.21 Curva de recesión de flujo base para un hidrograma hipotético de un río.

El flujo varía a través del año de 1 m3/s a más de 100 m3/s. La línea suavizada es la curva del flujo base, ésta refleja la contribución estacional transitoria del agua subterránea. Los picos de flujo sobre la línea representan la respuesta rápida a las contribuciones de la escorrentía por tormentas. Si la descarga en el río es graficada en escala logarítmica, como en la Figura 6.21, la porción de recesión de la curva de flujo base con frecuencia toma la forma de una línea recta o una serie de líneas rectas, tal como AB y CD. La ecuación que describe la línea recta de recesión en un gráfico semilogarítmico es:

Q = Q_oe^{-at} (6.15)

Donde Q0 es el flujo base en el tiempo t = 0 y Q es el flujo en cualquier posterior tiempo, t.

La validez general de esta ecuación puede ser confirmada sobre bases teóricas. Como mostró inicialmente Boussinesq (1904), si se resuelve el problema de valores de frontera que representa el flujo en superficie libre a un río en un acuífero no confinado bajo las asunciones de Dupuit (Sección 5.5), la expresión analítica para el flujo de salida al sistema toma la forma de la Ecuación (6.15). Singh (1969) produjo un conjunto de curvas teóricas de flujo base tomando en cuenta las soluciones analíticas de este tipo de problema con valores de frontera. Hall (1968) proporcionó una revisión histórica de la recesión del flujo base.

En la Figura 6.21 las porciones crecientes del hidrograma de flujo base deben ajustarse dentro del marco conceptual esquematizado con la Figura 6.12. Muchos autores, entre ellos Farvolden (1963), Meyboom (1961), e Ineson y Downing (1964), han utilizado las curvas de recesión del flujo base para lograr conclusiones interpretativas respecto a la hidrogeología de cuencas.

En los arroyos superiores de una cuenca, las contribuciones subsuperficiales aportan en la construcción de la ola de inundación en un río. En los ríos de la zona baja, un tipo distinto de interacción del flujo de los ríos con el agua subterránea, conocida como almacenamiento de ribera, con frecuencia modera la ola de inundación. Como se muestra en la Figura 6.22 (a), si un río largo permanente experimenta un incremento en el nivel del agua bajo la influencia de la aproximación de una ola de crecida, el flujo podría ser inducido hacia las riberas. A medida que el nivel se reduce, el flujo es revertido. La Figura 6.22 (b), (c) y (d) muestra el efecto del almacenamiento de ribera en el hidrograma de un río, en volumen de almacenamiento de ribera y en las tasas de flujo de entrada y salida asociadas.

Los efectos del almacenamiento de ribera pueden causar dificultades interpretativas en conexión con la separación de hidrogramas. En la Figura 6.22 (e) la línea sólida podría representar la subsuperficie actual de transferencia a una ribera, incluyendo los efectos del almacenamiento de ribera. El ingreso de agua subterránea de un sistema regional, que bien podría ser la cantidad deseada, sería como se muestra en la línea discontinua.

El concepto de almacenamiento de ribera fue claramente explicado por Todd (1955). Cooper y Rorabaugh (1963) proveyeron un análisis cuantitativo basado en una solución analítica del problema del valor de frontera representando el flujo de agua subterránea en un acuífero no confinado adyacente a un río fluctuante. Las soluciones numéricas de Pinder y Sauer (1971) llevaron el análisis cuantitativo un paso adelante al considerar el par de los problemas de valor de frontera representando ambos el flujo de agua subterránea y el flujo de canal abierto en un río. Los dos sistemas se juntan a través de términos de entrada y salida de flujo que representan el paso del agua hacia y desde el almacenamiento de ribera.

6.7 Interacciones del agua subterránea con lagos

Stephenson (1971) mostró que el régimen hidrológico de un lago está fuertemente influenciado por el sistema de flujo regional de agua subterránea en el cual se sitúa. Lagos grandes y permanentes son casi siempre áreas de descarga de sistemas regionales de agua subterránea. Las tasas de ingreso de agua subterránea están controladas por la topografía de la cuenca y el ambiente hidrogeológico como se explicó en la Sección 6.1. Lagos pequeños y permanentes en porciones aguas-arriba de cuencas son usualmente áreas de descarga para sistemas de flujo locales, pero existen conFiguraciones hidrogeológicas causantes de que tales lagos se conviertan en sitios de recarga focalizada.

Figura 6.22 Modificaciones de la ola de inundación debido a los efectos del almacenamiento de ribera.

Winter (1976), sobre la base de simulaciones numéricas en estado estable de sistemas de flujo de un lago y agua subterránea, mostró que donde las elevaciones de la superficie freática son mayores que los niveles del lago en todos los lados, una condición necesaria para la creación de una recarga del lago es la presencia de formaciones de alta permeabilidad en profundidad. Sus simulaciones también mostraron que, si existe una cresta de la superficie freática entre dos lagos, existen muy pocas conFiguraciones geológicas que permiten el movimiento del agua subterránea de un lago a otro.

Figura 6.23 Recarga de agua subterránea focalizada en una depresión en un terreno ondulado (después de Meyboom, 1966b).

Un lago de recarga puede filtrar a través de parte o todo su lecho. McBride y Pfannkuch (1975) mostraron, en base a simulaciones numéricas, que para los casos en los cuales el ancho de un lago es mayor que el espesor de los depósitos superficiales de alta permeabilidad en los cuales se sitúa, ocurre infiltración de agua subterránea desde o hacia el lago que tiende a concentrarse cerca de la orilla. Lee (1977) documentó esta situación por un estudio de campo en el que utilizó infiltrómetros instalados en el fondo del lago. El diseño y uso de dispositivos simples y de fácil uso para monitorear la infiltración a través del lecho del lago en una zona cercana a la orilla está descrita por Lee y Cherry (1978).

En muchos casos, el análisis de la interacción lago – agua subterránea en estado estable no es suficiente. En el terreno ondulado glacial centro occidental de Norte América, por ejemplo, lagunas temporales creadas por la escorrentía del derretimiento de la nieve en primavera deja interacciones transitorias. Meyboom (1966b) hizo mediciones de campo para flujo transitorio de agua subterránea en la vecindad de una bahía de pradera. La Figura 6.23 muestra la secuencia generalizada de las condiciones de flujo que él descubrió en tal ambiente. El diagrama superior muestra la caída normal y las condiciones de invierno para recarga uniforme hacia un sistema regional. El diagrama central ilustra la construcción de crestas de agua subterránea entre las lagunas temporales. El tercer diagrama muestra el relieve de la superficie freática durante el verano bajo la influencia del consumo de agua subterránea freatofítica por los sauces que bordean la orilla. Meyboom hizo un cuidadoso balance de agua en el anillo de sauces y mostró el efecto total del comportamiento transitorio estacional el cual fue una recarga neta hacia el sistema de agua subterránea regional.

6.8 Fluctuación de los niveles de agua subterránea

La medición de las fluctuaciones en el nivel de agua en piezómetros y pozos de observación es una faceta importante en muchos estudios de agua subterránea. Hemos visto en la Sección 6.4, por ejemplo, cómo un hidrograma de la superficie freática medida durante un evento de infiltración puede ser utilizado para analizar la ocurrencia de recarga de agua subterránea. Descubriremos en el Capítulo 8 la importancia de detectar reducciones regionales de largo plazo en los niveles de agua subterránea debido a le explotación de los acuíferos. El monitoreo de los niveles de agua es un componente esencial en los estudios de campo asociados al análisis de la recarga artificial (Sección 8.11), el almacenamiento de ribera (Sección 6.6), y el drenaje geotécnico (Capítulo 10).

La fluctuación de los niveles de agua puede resultar de una gran variedad de fenómenos hidrológicos, algunos naturales y otros inducidos por el hombre. En muchos casos, hay más de un mecanismo operando simultáneamente y si las mediciones van a ser correctamente interpretadas, es importante el entendimiento de varios fenómenos. La Tabla 6.2 provee un resumen de estos mecanismos, clasificados de acuerdo a su origen natural o inducidos por el hombre. Ya sea que produzcan fluctuaciones en acuíferos confinados o no confinados y acorde a su duración muy corta, diurna, estacional, o de largo plazo. Debe notarse además que algunos de los mecanismos operan bajo la influencia climática, mientras que otros no lo hacen. Aquellos con un cheque en la columna “confinado” producen fluctuaciones en la carga hidráulica a profundidad, y debería reconocerse que tales fluctuaciones deben ser medidas con piezómetro confiable, abierto solamente en la zona de interés. Los que aparecen con un cheque en la columna “no confinado” producen fluctuaciones en la elevación de la superficie freática cerca de la superficie. Estos tipos de fluctuaciones pueden medirse ya sea con un piezómetro confiable o con pozos de observación someros abiertos a lo largo de su longitud.

Tabla 6.2 Resumen de los mecanismos que producen fluctuación en los niveles de agua subterránea.

No confinado Confinado Natural Inducido por el hombre Corta duración Diurno Estacional Largo plazo Influenciado por el clima
Recarga de agua subterránea (infiltración a la superficie freática)
Atrape de aire durante la recarga de agua subterránea
Evapotranspiración y consumo freatofítico
Almacenamiento de ribera cerca de ríos
Efectos de marea cerca de los océanos
Efectos de la presión atmosférica
Carga externa de acuíferos confinados
Terremotos
Bombeo de agua subterránea
Inyección en pozos profundos
Recarga artificial, filtración de humedales, lagunas y rellenos sanitarios
Riego agrícola y drenaje
Riego geotécnico de canteras, laderas, túneles, etc.

Varios de los fenómenos naturales listados en la Tabla 6.2 han sido discutidos en algún detalle en las secciones previas. Muchos de los fenómenos inducidos por el hombre se abordarán en los capítulos subsiguientes. En los siguientes párrafos iniciaremos con cuatro tipos de fluctuaciones: aquellas causados por el consumo freatofítico en un área de descarga; aquellos causados por el atrapamiento de aire durante la recarga de agua subterránea, los causados por cambios en la presión atmosférica, y los causados por cargas externas de acuíferos confinados elásticos.

Evaporación y consumo freatofítico

En un área de descarga es con frecuencia posible hacer mediciones directas de la evapotranspiración en base a las fluctuaciones de la superficie freática en pozos de observación someros. La Figura 6.24 (después de Meyboom, 1967) muestra las fluctuaciones diurnas observadas en el registro de la superficie freática en un valle ribereño en el oeste de Canadá.

Figure 6.24 Cálculo de la evapotranspiración en un área de descarga a partir de las fluctuaciones de la superficie freática inducida por el uso consuntivo freatofítico (después de Meyboom, 1966b).

Los descensos se llevan a cabo durante el día como resultado del consumo freatofítico (en este caso por el maple Manitoba); la recuperación ocurre durante la noche cuando los estomas de la planta están cerrados. White (1932) sugirió una ecuación para el cálculo de la evapotranspiración en base a tales registros. La cantidad de agua subterránea reducida por evapotranspiración durante un período de 24 horas es

E = S_y (24r \pm s) (6.16)

Donde E es la evapotranspiración diaria actual ([L]/día), Sy el rendimiento específico del suelo (% por volumen), r la tasa de ingreso horaria de agua subterránea ([L]/h), y s el aumento o caída neta de la superficie freática durante el período de 24 h [L]. Los valores r y s están gráficamente ilustrados en la Figura 6.24. El valor de r, debe representar la tasa promedio de ingreso de agua subterránea por un período de 24 horas, basada en el aumento de la superficie freática entre la media noche y las 4 A.M. Meyboom (1967) sugiere que el valor de Sy en la Ecuación (6.16) debería reflejar el rendimiento específico disponible fácilmente. Él estima que esta Figura tiene el 50 % del verdadero rendimiento específico como se definió en la Sección 2.10. Si se utilizan experimentos de drenaje en laboratorio para medir el rendimiento específico, el valor utilizado en la Ecuación (6.16) debería basarse en el drenaje que ocurre en las primeras 24 h. Con respecto a la Figura 6.24, la evapotranspiración total para el período del 2 al 8 de julio de acuerdo al método de White es 1,73 pies (0,52 m).

Atrape de aire durante la recarga de agua subterránea

Muchos trabajadores del campo han observado un aumento anómalamente grande en los niveles de agua de los pozos de observación en acuíferos no confinados someros durante eventos de lluvia intensa. Ahora se reconoce que este tipo de fluctuación en el nivel de agua es el resultado de aire atrapado en la zona insaturada (Bianchi y Haskell, 1966; McWhorter, 1971). Si la lluvia es lo suficientemente intensa, una zona de saturación invertida se crea en la superficie del suelo, y el avance del frente de humedad atrapa aire entre éste y la superficie freática. La presión de aire en esta zona crece a valores mucho mayores que la atmosférica.

Como una explicación esquemática del fenómeno, considere la Figura 6.25 (a) y (b).

Figure 6.25 Fluctuación del nivel de agua debido a (a) y (b) aire atrapado durante la recarga de agua subterránea en un acuífero no confinado; (c) y (d) efectos de la presión atmosférica en un acuífero confinado.

En la primera Figura, la presión de aire, pA en el suelo debe estar en equilibrio con la presión atmosférica y con la presión de fluido, pw Esto será cierto en cada punto X en la superficie freática dentro del medio poroso y en cada punto Y en el pozo. Si, como se muestra en la Figura 6.25 (b), el pozo al avance del frente húmedo crea un aumento, dpA, en la presión en una cantidad equivalente, dpw. La presión de equilibrio en el pozo en el punto Y estará dado por

p_A + \gamma \psi = p_w + dp_w (6.17)

Dado que pA = pW y dpA = dpW, tenemos

\gamma \psi = dp_A (6.18)

Para dpA > 0, ψ > 0, probando que el incremento en la presión de aire atrapado deja un aumento en el nivel de agua en el pozo de observación abierto a la atmósfera.

Este tipo de aumento en el nivel de agua no tiene ninguna relación con la recarga de agua subterránea, pero debido a que se asocia a los eventos de lluvia, puede ser fácilmente confundido con ello. La característica más evidente es la magnitud de la tasa del aumento en el nivel de agua respecto de la profundidad de la lluvia. Meyboom (1967) reportó valores tan altos como 20:1. El aumento anómalo usualmente se disipa dentro de algunas horas, o al menos en algunos días, debido al escape lateral del aire atrapado hacia la atmósfera fuera del área de la superficie de saturación.

Efecto de la presión atmosférica

Cambios en la presión atmosférica pueden generar grandes fluctuaciones en pozos o piezómetros que penetran acuíferos confinados. La relación es inversa; aumento en la presión atmosférica genera descensos en los niveles observados de los pozos.

Jacob (1940) invocó el principio del esfuerzo efectivo para explicar el fenómeno. Considere las condiciones mostradas en la Figura 6.25 (c), donde el esfuerzo de equilibrio en el punto X está dado por

\sigma_T + p_A = \sigma_e + p_w (6.19)

En esta ecuación, pA es la presión atmosférica, σT es el esfuerzo creado por el peso del material sobreyaciente, σe el esfuerzo efectivo actuando en el material rocoso del acuífero, y pw la presión del fluido en el acuífero. La presión de fluido, pw, proporciona aumento de la carga de presión, ψ, que puede medirse en un piezómetro tocando el acuífero. En el punto Y en el pozo,

p_A + \gamma \psi = p_w (6.20)

Si, como se muestra en la Figura 6.25 (d), la presión atmosférica es incrementada por dpA, el cambio en el esfuerzo de equilibrio en X estará dado por

dp_A = d\sigma_e + dp_w (6.21)

De la cual está claro que dpA > dpw. En el pozo, ahora tenemos

p_A + dp_A + \gamma \psi ' = p_w + dp_w (6.22)

Sustituyendo la Ecuación (6.20) en la Ecuación (6.22) nos deja

dp_A - dp_w = \gamma (\psi - \psi ') (6.23)

debido a que dpAdpW > 0, también ψψ‘ > 0, prueba que un incremento en la presión atmosférica provoca un descenso en los niveles del agua.

En un acuífero horizontal confinado el cambio en la carga de presión = ψψ‘ en la Ecuación (6.23), es numéricamente equivalente al cambio en la carga de presión, dh. La tasa

B = \frac{\gamma dh}{dp_A} (6.24)

es conocida como la eficiencia barométrica del acuífero. Usualmente cae en el rango de 0,20 – 0,75. Todd (1959) proporcionó una derivación que relaciona la eficiencia barométrica, B, con el coeficiente de almacenamiento, S, en un acuífero confinado.

Se ha observado además que los cambios en la presión atmosférica pueden causar pequeñas fluctuaciones en la superficie freática en acuíferos no confinados. Peck (1960) atribuye las fluctuaciones a los efectos o los cambios de presión en las burbujas de aire atrapado en la zona de humedad del suelo. Como la presión de aire aumenta, la superficie de agua cae. Debido a que la presión aumenta, el aire atrapado ocupa menos espacio, y es reemplazado por agua en los espacios vacíos del suelo, induciendo así un movimiento de humedad hacia arriba del nivel de agua. Turk (1975) midió las fluctuaciones diurnas hasta de 6 cm en un acuífero de grano fino con superficie freática somera.

Cargas externas

Ha sido ampliamente observado (Jacob, 1939; Parker y Stringfield, 1950) que las cargas externas como el paso de los trenes de ferrocarril, las explosiones de la construcción y los terremotos pueden conducir a oscilaciones mensurables, pero de corta duración en los niveles de agua registrados en piezómetros que cruzan acuíferos confinados. Este fenómeno está relacionado en principio con los efectos de la presión atmosférica. Siguiendo la notación introducida en la Figura 6.25 (c) y (d), puede notarse que el paso de los ferrocarriles crea cambios transitorios en los esfuerzos totales, σT. Esos cambios inducen cambios en pw los cuales se reflejan a su vez en los cambios de los niveles piezométricos. De una forma similar, las ondas sísmicas generadas por los terremotos crean una interacción transitoria entre σe y pw en el acuífero. El terremoto de Alaska de 1964 produjo fluctuaciones en el nivel del agua sobre toda Norte América (Scott y Render, 1964).

Tiempo de retraso en piezómetros

Una fuente de error en las mediciones del nivel del agua que es con frecuencia observada es la correspondiente al tiempo de retraso. Si el volumen de agua que es requerido para registrar la carga de fluctuación en un piezómetro tubular es grande relativa a la tasa de entrada en la toma, habrá un retraso inducido por las lecturas en el piezómetro. Este factor es especialmente importante para mediciones de carga en formaciones de baja permeabilidad. Para evitar este problema, muchos hidrogeólogos ahora utilizan piezómetros equipados con transductores de presión huecos en el fondo que miden los cambios de carga directamente en el punto de medición sin una gran transferencia de agua. Tubos con reducción que decrecen su diámetro en la porción sobre el punto de toma de muestra también han sido sugeridos (Lissey, 1967). Para los casos en que esa propuesta no sea factible, la corrección del tiempo de retraso sugerida por Hvorslev (1951) está disponible.

Lecturas sugeridas

FREEZE, R. A. 1969. The mechanism of natural groundwater recharge and discharge: 1. One-dimensional, vertical, unsteady, unsaturated flow above a recharging or discharging groundwater flow system. Water Resources Res., 5, pp. 153–171.

FREEZE, R. A. 1974. Streamflow generation. Rev. Geophys. Space Phys., 12. pp. 627–647.

FREEZE, R. A., and P. A. WITHERSPOON. 1967. Theoretical analysis of regional groundwater flow: 2. Effect of water-table conFiguration and subsurface permeability variation. Water Resources Res., 3, pp. 623–634.

HALL. F. R. 1968. Baseflow recessions-a review. Water Resources Res., 4, pp. 973–983.

MEYBOOM, P. 1966. Unsteady groundwater flow near a willow ring in hummocky morraine. J. Hydrol., 4, pp. 38–62.

RUBIN, J., and R. STEINHARDT. 1963. Soil water relations during rain infiltration: I. Theory. Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 27, pp. 246–251.

TÓTH, J. 1963. A theoretical analysis of groundwater flow in small drainage basins. J. Geophys. Res., 68, pp. 4795–4812.

Problemas

  1. Considere una región de flujo como ABCDEA en la Figura 6.1. Ajuste BC = 1000 m y haga que la longitud de CD sea igual a dos veces la longitud de AB. Dibujar redes de flujo para los siguientes casos homogéneos e isotrópicos:
    1. AB = 500 m, AD una línea recta.
    2. AB = 500 m, AD una parábola.
    3. AB = 100 m, AD una línea recta.
    4. AB = 200 m, AE y ED líneas rectas con la pendiente de AE dos veces la de ED.
    5. AB = 200 m, AE y ED líneas rectas con la pendiente de ED dos veces la de AE.
    1. Marque las áreas de recarga y descarga para las redes de flujo en el Problema 1 y prepare un perfil de recarga-descarga para cada una.
    2. Calcule las tasas volumétricas de flujo a través del sistema (por metro de sección perpendicular a la red de flujo) para los casos en que K = 10-8, 10-6 y 10-4 m/s.
  1. Suponga un rango realista de valores para P y E en las ecuaciones. (6.2) a (6.6) y evalúe la razonabilidad de los valores calculados en el Problema 2 (b) como componentes de un balance hidrológico en una pequeña cuenca.
  1. ¿Cuál sería el efecto cualitativo en la posición de la línea divisoria, el perfil de recarga-descarga, y el componente de flujo base de la escorrentía si se hicieran las siguientes adaptaciones geológicas al sistema descrito en el Problema 1 (d)?
    1. Una capa de alta permeabilidad se introduce en profundidad.
    2. Una capa de baja permeabilidad se introduce en profundidad.
    3. Un lente de alta permeabilidad subyace al valle.
    4. La región consiste en una secuencia de acuíferos y acuitardos de capa fina horizontales.
  1. Con la base de la información de redes de flujo en este capítulo, cómo explicaría la ocurrencia de aguas termales?
  1. Marque las áreas en las redes de flujo construidas en el problema 1 donde los pozos producirían condiciones de flujo artesianas.
  1. Un equipo de hidrogeólogos investigadores está tratando de entender el papel de una serie de lagunas y pantanos en el balance hídrico regional. El objetivo a largo plazo es determinar cuáles de estos cuerpos de agua superficial son permanentes y cuáles pueden disminuir significativamente en caso de una sequía a largo plazo. El objetivo inmediato es evaluar cuales cuerpos de agua superficial son puntos de recarga y cuáles son puntos de descarga, y hacer cálculos de las ganancias o pérdidas mensuales y anuales del sistema de aguas subterráneas. Esboce un programa de medición en campo que satisfaga los objetivos inmediatos en unas lagunas.
  1. En la red de flujo dibujada en el problema 1 (b), bosqueje en una serie de posiciones del nivel freático que representan una disminución del nivel freático en el rango de 5 a 10 m/mes (es decir, el punto A permanece fijo, el punto D cae a esta tasa). Para K = 10-8, 10-6 y 10-4 m/s, prepare un hidrograma de flujo base para una corriente que fluya perpendicular al diagrama en el punto A. Suponga que toda la descarga de agua subterránea del sistema se convierte en flujo base.
    1. Demuestra que una disminución de la presión atmosférica crea niveles crecientes de agua en pozos que perforan un acuífero confinado.
    2. Calcule la fluctuación del nivel del agua (en metros) que resultará de una caída de la presión atmosférica de 5.0 × 103 Pa en un pozo que perfora un acuífero confinado con una eficiencia barométrica de 0.50.