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© Ediciones FIEC | 21
García Rodríguez, M y Fernández Escalante A. E.(2009). Hidrogeología
básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC,
135 pág.
Capítulo 1
El ciclo hidrológico
1.1. Introducción
En la superficie de la Tierra el agua puede encontrarse en sus tres fases;
vapor, líquida o sólida. El ciclo hidrológico explica como tiene lugar el
constante movimiento del agua, tanto sobre la superficie del terreno como
subterráneamente, y en sus diferentes estados. En la figura 1.1 se
representa una esquematización simplificada del ciclo hidrológico.
Figura 1.1. El ciclo hidrológico.

Hidrogeología básica
22 | © Ediciones FIEC
A partir de los lagos, ríos, mares y océanos, o bien a través de la
vegetación por transpiración, el agua en forma de vapor pasa a la atmósfera
cargando el aire de humedad. Cuando el vapor de agua se enfría, se
condensa formando las nubes, desde donde retornará a la superficie del
planeta en forma de precipitación, como lluvia, nieve, granizo, rocío o
escarcha. Una vez en la superficie de la tierra, el agua circulará bien por la
superficie de terreno, como escorrentía superficial, o pasará a formar parte
de los acuíferos como escorrentía subterránea.
A título orientativo, en la tabla adjunta se presenta una estimación con la
distribución del agua en la hidrosfera, según datos de “World
Meteorological Organization”.
Tabla 1.1. Estimación de la distribución del agua en la hidrosfera
(en Shiklomanov, I. A., 1997).
Distribución
% del agua
total del
planeta
% respecto del
total de agua
dulce
Tiempo medio de
residencia
Océanos y mares 97,5 - 2.500 años
Glaciares y polos 1,74 68,7 9.700 años
Aguas subterráneas dulces 0,76 30,1 decenas a miles de años
Lagos de agua dulce 0,007 0,26 17 años
Lagos de agua salada 0,006 - 150 años
Ríos 0,0002 0,006 15 a 20 días
Biomasa 0,0001 0,003 algunas horas
Atmósfera 0,001 0,04 8 a 10 días
Con frecuencia el estudio de las aguas subterráneas queda ensombrecido
por la hidrología de superficie (ríos y lagos), pasando inadvertidas. Si se
observa la tabla 1.1, puede verse que las aguas subterráneas representan el
mayor volumen de agua dulce de la hidrosfera aprovechable por el hombre,
razón más que suficiente para que merezcan un estudio concienzudo y se
deban gestionar con racionalidad y con la protección que merecen.

Cap 1 El ciclo hidrológico
1.2. Componentes del ciclo hidrológico
1.2.1. Precipitación
Cuando el agua, en estado líquido o sólido llega a la superficie, se dice que
ha precipitado. Representa uno de los componentes principales del ciclo
hidrológico. Los aparatos destinados a la medida de la precipitación se
denominan pluviómetros.
La unidad de medida suele ser el mm, que representa la altura que alcanza
un litro de en un prisma que tenga una base de un m2
de superficie. Por
tanto, 1 mm equivale a 1 l/m2
.
Para determinar la precipitación caída sobre una cuenca, suelen emplearse
alguno de los tres métodos siguientes; método de la media aritmética,
método de las isoyetas y el método de los polígonos de Thiessen.
1.2.2. Evapotranspiración
La evapotranspiración es un término que se aplica sólo a un área de terreno
cubierto de vegetación, ya que de lo contrario se trataría de evaporación. En
Custodio y Llamas (1983) se define este término cómo el resultado del
proceso por el cual el agua cambia de estado líquido a gaseoso, y
directamente a través de las plantas, vuelve a la atmósfera en forma de
vapor. Se expresa en milímetros.
En condiciones naturales es muy difícil medir aisladamente la transpiración
y por ello el concepto de evapotranspiración aúna ambos fenómenos.
La proporción de evapotranspiración se reduce a medida que disminuye la
humedad del suelo durante la estación seca. Cuanto menor es la humedad
que queda en el suelo, más lenta es la pérdida por evapotranspiración. Hay
dos conceptos para expresar la evapotranspiración:

a) Evapotranspiración potencial
Es la máxima pérdida de agua posible bajo condiciones dadas de cobertera
vegetal y factores climáticos, suponiendo que podemos suministrar al suelo
mediante irrigación, todo el agua que las plantas puedan consumir y los
poros del suelo puedan albergar (Strahler, 1988). Este proceso depende de
los factores climáticos particulares de cada zona. Para su cálculo, existen
numerosas fórmulas basadas todas ellas en datos que se obtienen de las
estaciones meteorológicas.
b) Evapotranspiración real
Es la cantidad de evapotranspiración real u observada. Disminuye
proporcionalmente a medida que se agota la humedad del suelo (Strahler,
1988). Para calcular la evapotranspiración hay que tener en cuenta la
capacidad de retención del suelo. Esta capacidad de almacenamiento es
difícil de controlar debido a la variabilidad de texturas que presentan los
suelos.
1.2.3. Evaporación
En un suelo sin vegetación, la evaporación tiene lugar en la capa más
superficial. Durante este proceso, a medida que la humedad va
disminuyendo, se produce un ascenso del agua por capilaridad hacia la
superficie, que dura hasta que esta agua capilar se agota o hasta que la
permeabilidad no saturada hace que el flujo ascendente del agua sea
despreciable. En relación con las aguas subterráneas, si el nivel freático está
muy próximo a un suelo saturado, la evaporación tendrá un valor cercano al
de una superficie de agua libre bajo las mismas condiciones ambientales.
Con objeto de dar unos órdenes de magnitud significativos de la
evaporación, si se suponen valores de ésta en un suelo saturado y en una
superficie de agua libre, según autores la evaporación en arenas finas
saturadas equivale al 100 % de la evaporación en una superficie libre de
agua y en arcillas saturadas equivaldría al 75-85 %.

1.2.4. Escorrentía superficial
Se refiere al agua que circula sobre la superficie del terreno, bien de forma
difusa o canalizada por ríos y arroyos. En determinado tipo de suelos el
agua puede circular justo por debajo de la superficie, moviéndose con la
misma dirección y sentido que la escorrentía superficial (paralela a ella).
En este caso se habla de escorrentía subsuperficial o hipodérmica.
1.2.5. Escorrentía subterránea
Es el agua que circula por los acuíferos. El estudio de su movimiento es el
principal objetivo de este libro.
1.2.6. Escorrentía total
Es la fracción de la precipitación caída en una cuenca vertiente que escapa
a la evapotranspiración y circula superficial y subterráneamente.
En estudios hidrológicos de cuencas, uno de los métodos más empleados
para separar y cuantificar los volúmenes de agua correspondientes a
escorrentía superficial y escorrentía subterránea, se basa en el análisis de
hidrogramas.
Los hidrogramas son representaciones de los caudales de un río en función
del tiempo, dibujados a partir de los datos registrados en estaciones de
aforos.
1.3. Distribución del agua en el suelo
Tras la precipitación, una vez que el agua se pone en contacto con la
superficie de la tierra, puede movilizarse y distribuirse por alguna de las
siguientes zonas:

1.3.1. Suelo edáfico
Se corresponde con la parte más superficial, con frecuencia suelo edáfico.
Su capacidad para retener agua viene determinada por su capacidad de
campo, que puede definirse como la máxima cantidad de agua que es capaz
de almacenar un suelo una vez que ha sido drenada el agua gravífica. El
término de agua gravífica hace referencia al volumen de agua que es
drenada por gravedad en un suelo.
1.3.2. Zona no saturada
Comprende la zona que hay desde la superficie del terreno hasta el límite
superior de la zona saturada o nivel freático. En ella, los poros están
ocupados por aire y agua.
En medios porosos, el contacto con la zona saturada se realiza a través de
la franja capilar, en la que el agua se encuentra a una presión inferior a la
atmosférica.
Para el agua que recarga los acuíferos, la zona no saturada (ZNS)
representa una zona de tránsito hacia la zona saturada (ZS).
1.3.3. Infiltración
La infiltración es el proceso por el cual el agua penetra en el suelo a través
de la superficie de la tierra, y bien queda retenida por él, o bien alcanza un
nivel acuífero incrementando el volumen acumulado anteriormente.
Superada la capacidad de campo del suelo, el agua desciende por acción
conjunta de las fuerzas capilares y de la gravedad.
1.3.4. Zona saturada
Comprende desde el nivel freático o límite superior de la zona saturada,
hasta el límite impermeable del acuífero, cuya posición y geometría
dependerá de la litología y estructura geológica. Representa el agua

almacenada en los acuíferos y es por donde tiene lugar la escorrentía
subterránea. Todos los poros están rellenos de agua. Puede haber burbujas
de aire atrapado en equilibrio metaestable, que se comportan a efectos
prácticos como gravas, dificultando la infiltración (Fdez. Escalante, 2005).
Estas burbujas pueden estar sometidas a presión superior a la atmosférica,
obstaculizando el flujo, efecto conocido como Lisse. El proceso es habitual
en procesos de recarga artificial de acuíferos.
Figura 1.2. Esquema simplificado con la distribución del agua en el suelo

básica. Las aguas subterráneas y su flujo (3º edición). Ediciones FIEC,
135 pág.
Capítulo 2
Acuíferos y embalses subterráneos
2.1. Definiciones
2.1.1. Acuífero
Se denomina acuífero a aquel estrato o formación geológica, que
permitiendo la circulación de agua por sus poros o grietas, hace que el
hombre pueda aprovecharla en cantidades económicamente apreciables
para subvenir a sus necesidades (Custodio y Llamas, 1983).
Según la presión del agua contenida en los acuíferos, puede hablarse de:
acuíferos libres, acuíferos confinados o acuíferos semiconfinados.
a) Acuífero libre
Los acuíferos libres se caracterizan por tener una superficie libre de agua
en contacto directo con el aire, es decir, que está a presión atmosférica. El
nivel del agua en los pozos de estos acuíferos coincide con el límite
superior de la zona saturada (figura 2.1).
b) Acuífero confinado o cautivo
Son acuíferos en los que el agua se encuentra a una presión mayor que la
atmosférica. El agua en estos acuíferos rellena todos los poros de la
formación geológica. A efectos prácticos para su identificación en campo,
cuando se perfora un pozo, el nivel del agua asciende por encima del techo
del acuífero. Es decir, el nivel piezométrico se encuentra siempre por

encima del techo de la formación geológica que almacena el agua (figura
2.2).
Figura 2.1. Bloque diagrama esquemático de un acuífero libre
parcialmente drenado por un río.
Figura 2.2. Esquema de un acuífero confinado.

Cap 2 Acuíferos y embalses subterráneos
c) Acuífero semiconfinado
En este tipo de acuíferos el agua se encuentra a una presión superior a la
atmosférica, y el nivel piezométrico también se sitúa por encima del techo
del acuífero. A diferencia de los acuíferos cautivos, tienen conexión con el
exterior en algún punto, bien a través de un acuitardo o por contacto
directo.
Figura 2.3. Esquema de un acuífero semiconfinado. En la zona de la
derecha, el acuífero está en contacto directo con la superficie, y se
comportará como libre. Se denomina zona surgente a aquella en la que el
nivel piezométrico se sitúa por encima de la superficie topográfica. En los
pozos que se perforen en la zona surgente el agua llegará a la superficie o
cerca de ella sin necesidad de bombearla.
Con frecuencia al analizar la estructura geológica de una región cuando se
quiere hacer un estudio hidrogeológico, nos encontramos series de estratos
de diferentes permeabilidades, que suelen dar lugar a acuíferos
superpuestos. Generalmente en la superficie se encuentran acuíferos libres,
y en niveles más profundos acuíferos confinados o semiconfinados (figura
2.4).

Figura 2.4. Esquema de una zona con superposición de acuíferos. A.
Acuífero libre drenado por un manantial, B. Acuífero confinado con pozos
no surgentes y C. Acuífero confinado con una extensa zona surgente.
Figura 2.5. Esquemas comparativos entre un acuífero y un acuitardo. En
un acuífero, a las pocas horas de perforar un pozo el nivel freático en su
interior coincide con el del acuífero. En un acuitardo, a pesar de que los
materiales puedan estar completamente saturados, el volumen de agua que
puede extraerse del pozo es muy escaso debido a la baja permeabilidad de
la formación geológica.

2.1.2. Acuitardo
Este término se refiere a las formaciones geológicas que, conteniendo
apreciables cantidades de agua, la transmiten tan lentamente que hace que
no sean aptas para el emplazamiento de captaciones de agua. Las arcillas
limosas o arenosas pueden servir como ejemplo de acuitardo (figura 2.5).
2.1.3. Acuicludo
Se define como aquella formación geológica que conteniendo agua en su
interior, incluso hasta la saturación, no la transmite y por lo tanto no es
aprovechable. Un ejemplo de acuicludo son algunas arcillas.
2.1.4. Acuífugo
Se refiere a las formaciones geológicas que ni contienen agua ni la pueden
transmitir. El granito inalterado sería un ejemplo de acuífugo.
Figura 2.6. Acuicludo y acuífugo. En el acuicludo los materiales pueden
contener agua pero no transmitirla, de modo que si se perfora un pozo
apenas tendrá agua (por ejemplo las arcillas). En un acuífugo los
materiales no pueden almacenar agua y los pozos estarán siempre secos
(por ejemplo el granito inalterado).

2.2. Parámetros hidrogeológicos
Los parámetros hidrogeológicos permiten conocer y cuantificar cómo es el
movimiento del agua en el interior del acuífero, de acuerdo con la ecuación
general del flujo de las aguas subterráneas. Seguidamente se definen los
más útiles y empleados, que son: porosidad, permeabilidad, transmisividad,
coeficiente de almacenamiento, así como el concepto de caudal específico.
2.2.1. Porosidad
La porosidad de una roca, o porosidad total, viene expresada por la
relación entre el volumen de intersticios en una muestra dada de un medio
poroso y el volumen bruto del medio poroso incluidos los huecos. Se
representa por la letra “m”y suele expresarse en tanto por ciento.
m = Vh/Vr
Donde:
Vh = es el volumen de huecos
Vr = es el volumen de roca
Entre otros factores, la porosidad de una roca depende de parámetros
texturales tales como: el tamaño, la selección, la forma, el
empaquetamiento y la madurez textural y composicional.
En estudios hidrogeológicos, para conocer cómo se mueve el agua a través
de acuífero, tiene más interés el término de “porosidad eficaz”, que según
UNESCO (1992), puede definirse como la relación entre el volumen de
agua que puede ser drenado por gravedad de un medio poroso inicialmente
saturado, y el volumen total del medio poroso. Se representa por “me”y se
suele expresar en tanto por ciento.
me= Vhc/Vr

Donde:
Vhc = es el volumen de huecos conectados entre sí.
Vr = es el volumen de roca.
Figura 2.7. A) La porosidad total incluye todos los poros de la porción de
roca considerada, independientemente de que contengan o no agua, y de
que estén conectados entre ellos. B). Para determinar la porosidad eficaz,
únicamente se consideran los poros interconectados que permiten el
movimiento del agua. En la figura viene representado por los poros
sombreados, todos ellos conectados entre sí.
2.2.2. Permeabilidad
La permeabilidad se define como el flujo unitario de agua que atraviesa
una sección unitaria de acuífero, bajo la influencia de un gradiente
hidráulico unitario, a temperatura de campo, y se expresa como:
K = c d2
γ/µ
Donde :
c = constante adimensional.
d2
= factor que depende de la superficie intergranular.
γ = peso específico del líquido.
µ = viscosidad del líquido.

en esta expresión, al término cd2
= k, que es la permeabilidad intrínseca o
específica, y depende exclusivamente de las características del terreno.
La permeabilidad (K) se suele expresar en m/día.
No se puede establecer una relación directa entre permeabilidad y
porosidad, ya que por ejemplo un terreno muy poroso puede tener una
permeabilidad baja si sus poros son pequeños y están mal conectados, o
bien tener una alta permeabilidad si los poros son grandes y están bien
interconectados. La permeabilidad está relacionada con la porosidad eficaz.
Tabla 2.1. Valores de la permeabilidad (según autores)
K (m/día) Calificación estimativa
K < 10-2
Muy baja
10-2
< K < 1 Baja
1 < K < 10 Media
10 < K < 100 Alta
K > 100 Muy alta
2.2.3. Transmisividad
Es el volumen de agua que atraviesa una banda de acuífero de ancho
unitario en la unidad de tiempo y bajo la carga de un metro. Es un
parámetro representativo de la capacidad que tiene el acuífero para ceder
agua. Se suele medir en m2
/día, siendo menos habitual en m2
/hora o en
m2
/segundo.
Este parámetro se obtiene a partir de la realización de ensayos de bombeo
en pozos. Básicamente, el método empleado en estos ensayos consiste en
extraer agua de los pozos, y medir, para diferentes intervalos de tiempo, los
caudales bombeados y los descensos del nivel del agua bien en el pozo de
bombeo o en piezómetros de observación perforados en la zona o radio de
influencia del acuífero. Existen varios métodos para su determinación que

no serán tratados en este libro. El lector interesado, puede familiarizarse
con ellos en el libro de Villanueva e Iglesias (1983).
Tabla 2.2. Valores de la transmisividad (según autores)
La permeabilidad y transmisividad se relacionan por la expresión:
T = K · b
Donde:
b = es el espesor del acuífero considerado (en metros).
K = permeabilidad (m/día).
Figura 2.8. Esquema explicativo del concepto de la transmisividad
calculado a partir de la permeabilidad y del espesor saturado.
T (m2
/día) Calificación estimativa
T < 10 Muy baja
10 < T < 100 Baja
100 < T < 500 Media a alta
500 < T < 1.000 Alta
T > 1.000 Muy alta

2.2.4. Coeficiente de almacenamiento
En Custodio y Llamas (1983) se define como el volumen de agua que
puede ser liberado por un prisma vertical del acuífero de sección igual a la
unidad, y altura igual a la del acuífero saturado, si se produce un descenso
unidad del nivel piezométrico o de la carga hidráulica. Es un parámetro
adimensional.
En el glosario de la UNESCO (1992), el coeficiente de almacenamiento
viene definido como el volumen de agua liberado o añadido a un acuífero
por unidad de superficie del acuífero y por unidad de variación de carga
hidráulica.
Tabla 2.3. Valores del coeficiente de almacenamiento (según autores).
Tipo de material permeable Tipo acuífero Valor medio de S
Cárstico:
Caliza y dolomías jurásicas Libre
Semiconfinado
Confinado
2 x 10-2
5 x 10-4
5 x 10-5
Cárstico:
Calizas y dolomías cretácicas
y terciarias
Libre
Semiconfinado
Confinado
2 x 10-2
- 6 x 10-2
10-3
- 5 x 10-4
10-4
- 5 x 10-5
Poroso intergranular:
Gravas y arenas Libre
Semiconfinado
Confinado
5 x 10-2
- 15 x 10-2
10-3
10-4
Cársticos y porosos:
Calcarenitas marinas terciarias Libre 15 x 10-2
- 18 x 10-2
En acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento coincide con la
porosidad eficaz y se puede representar en tanto por ciento.

Figura 2.9. Coeficiente de almacenamiento en un acuífero libre.
Representa el volumen de agua vaciado al descender el nivel freático la
unidad, sobre un prisma de base unitaria. Coincide con la porosidad
eficaz.
Figura 2.10. Coeficiente de almacenamiento en un acuífero confinado. La
figura representa un prisma de base unitaria con un descenso unitario del
nivel piezométrico.

2.2.5. Caudal específico
El caudal específico (Qe) de un pozo se define como el cociente entre el
caudal de agua bombeada, expresada en litros por segundo, y el descenso
del nivel piezométrico producido en el pozo expresado en metros.
Este parámetro da una idea del rendimiento de las captaciones y está muy
relacionado con la transmisividad del acuífero, que se puede determinar
con bastante aproximación mediante la expresión.
T (m2
/día) = Qe (l/s/m) · 100
Figura 2.11. El caudal específico se expresa como el cociente entre el
caudal bombeado en un pozo, expresado en l/s, y el descenso medido en el
pozo en metros.

básica. Las aguas subterráneas y su flujo( 3º edición). Ediciones FIEC,
135 pág.
Capítulo 3
Acuíferos en diferentes formaciones geológicas
3.1. Acuíferos en medios porosos
En hidrogeología suele hablarse de acuíferos en medios porosos para
referirse a formaciones geológicas no consolidadas, es decir, para
sedimentos que todavía no han alcanzado el proceso de diagénesis. En
general hace referencia a materiales detríticos, tales como gravas, arenas,
limos y arcillas.
Estos acuíferos pueden tener características hidrogeológicas muy diferentes
según el proceso geológico que los originó, así como por su historia
postsedimentaria.
3.1.1. Formaciones características
Sin entrar a comentar el proceso sedimentario que puede dar origen a estos
acuíferos, vamos ha diferenciar tres tipos: a) acuíferos en cuencas
sedimentarias, b) acuíferos en depósitos aluviales y c) acuíferos en
coluviones.
a) Acuíferos en cuencas sedimentarias
Son el resultado de la actuación de procesos geológicos durante millones
de años. Pueden ocupar superficies de miles de km2
y profundidades de
centenas a miles de metros. Tiene una gran capacidad de almacenamiento
de agua subterránea.

Cuando el acuífero tiene grandes dimensiones, suele estar constituido por
materiales de litología variable, con toda la gama de tamaños de partícula,
desde grava hasta arcilla. Estos cambios granulométricos hacen que dentro
del acuífero existan zonas con permeabilidades muy diferentes.
Generalmente, a pesar de la heterogeneidad de estos depósitos, en conjunto
se considera como si de un único acuífero de tratara.
En España existen gran variedad de acuíferos de este tipo, siendo dos
buenos ejemplos el acuífero detrítico de Madrid y el acuífero detrítico de la
Cuenca del Duero.
Figura 3.1. Perfil esquemático típico de una de cuenca sedimentaria. En
las zonas de borde predominan materiales detríticos (gravas y arenas) que
suelen dar lugar a acuíferos libres. A medida que nos alejamos de la zona
de sierra, los materiales son mas finos, limos y arcillas, favoreciendo la
formación de acuíferos semiconfinados. En las zonas más distales se
suelen encontrar materiales evaporíticos formados en ambiente lacustre.
b) Acuíferos en depósitos aluviales
Forman un tipo de acuífero muy particular y de gran importancia social.
Hace referencia a los acuíferos que se encuentran en la llanura de

Cap 3 Acuíferos en diversas formaciones geológicas
inundación de los ríos. Normalmente son acuíferos de poca profundidad,
de diez a treinta metros, con anchuras que raramente superan un centenar
de metros y longitudes muy variables, dependiendo del río con el que
tengan relación.
La importancia de estos acuíferos se debe a las siguientes razones:
- Tienen el nivel freático muy próximo a la superficie del terreno.
- Suelen tener una topografía plana, que facilitan el desarrollo de
cultivos.
- Suelen presentar conexión con el cauce de algún río.
- Los pozos se perforan con facilidad, gracias al bajo grado de
consolidación de los sedimentos.
- Su porosidad eficaz es relativamente alta en comparación con otros
acuíferos detríticos.
Este tipo de acuíferos, tradicionalmente se ha venido utilizando para
abastecimiento de pequeñas poblaciones, y más concretamente para riego
cultivos tipo huerta.
El principal problema que presentan estos acuíferos es su alta
vulnerabilidad frente a la contaminación. De hecho, debido al vertido
incontrolado de aguas residuales e industriales a los ríos, en los últimos
veinte años la calidad química de sus aguas ha experimentado un fuerte
deterioro. La conexión río – acuífero que suele darse en estos depósitos
aluviales, está produciendo la contaminación de muchos de estos acuíferos,
con las consecuencias que esto acarrea.
c) Acuíferos en coluviones
Se trata de acuíferos que se localizan en depósitos de ladera. Son acuíferos
muy locales y con posibilidad de aprovechamiento muy limitado.
Generalmente ocupan zonas de pendiente moderada y espesores no muy
grandes (de unos dos a cinco metros).

Figura 3.2. Perfiles esquemáticos de acuíferos asociados a depósitos
aluviales (A) y a coluviales (B).
3.1.2. Parámetros hidrogeológicos
a) Porosidad
Los sedimentos que forman estos acuíferos presentan una porosidad total
muy superior al resto de las formaciones geológicas. Como norma general,
en los materiales detríticos la porosidad aumenta con el grado de
uniformidad, y disminuye con el grado de compactación.
Según diversos autores, la porosidad total de aluviones gruesos y poco
clasificados es del orden del 0,20. Para fangos blandos los valores más
corrientes oscilan entre 0,25 y 0,65. La porosidad eficaz en limos y arcillas
suele ser inferior a 0,1 y en gravas y arenas casi siempre se supera el 0,20.
b) Permeabilidad
La permeabilidad de los materiales detríticos puede ser muy variable según

el ambiente geológico de formación y de su historia postsedimentaria;
medio lacustre, fluvial, marino, glaciar, etc.
Según autores, los valores típicos de permeabilidad en rocas no
consolidadas son del siguiente orden: gravas gruesas 1.000 m/día, gravas
medias arenosas 100 m/día, arena media 50 m/día, arena fina 10 m/día,
arena limosa entre 0,1 y 1 m/día y para limos arcillosos entre 0,0001 y 0,1
m/día.

EJEMPLO 1
“El acuífero detrítico de Madrid”
Geología
El acuífero de Madrid está formado por materiales detríticos de edad
terciaria. Estos materiales rellenan la depresión tectónica del río Tajo, con
una extensión superficial de unos 10.000 km2
, y potencia variable entre
200 y 3.000 m. La depresión tectónica está rodeada por tres macizos
rocosos, que constituyen el área madre de sedimentación.
El Sistema Central representa el límite norte y tiene dirección NE-SE. Es
predominantemente granítico en la parte occidental y metamórfico en la
oriental. Los montes de Toledo, con dirección E-O forman el borde
meridional. La Sierra de Altomira formada por materiales mesozoicos y
calcáreos, tiene dirección N-S, y cierra la depresión por su zona oriental.
El relleno de la cuenca sedimentaria se produjo durante el terciario en
condiciones de ambiente semiárido y ambiente continental, en un modelo
de abanicos aluviales. En este gran acuífero es posible diferenciar dos
grandes tipos de facies; una detrítica grosera próxima a los macizos
montañosos y otra evaporítica en el centro de la cuenca. Entre ambas se
sitúa una facies de transición de naturaleza mixta.
Hidrogeología
Los materiales detríticos de Madrid se corresponden con el acuífero 14 en
la terminología del ITGE, y Unidad Hidrogeológica 03.05 en la
terminología del MOPTMA. De norte a sur evoluciona desde formaciones
detríticas intermedias a facies distales más finas.

Respecto a su funcionamiento hidrogeológico, aunque en conjunto se
considera como única unidad, es posible hacer la siguiente diferenciación;
materiales detríticos cuaternarios, detríticos terciarios y paleógenos, y
calizas mesozoicas. El borde norte está representado hidrogeológicamente
por el conjunto ígneo – metamórfico, que debe tratarse aisladamente de la
unidad detrítica. A continuación se hace una breve descripción de cada uno
de los materiales antes citados.
Detrítico cuaternario
Estos depósitos se localizan en las llanuras de inundación de los ríos y
arroyos más importantes, en terrazas medias y bajas, algunos coluviales y
en conos de deyección. Se consideran acuíferos libres, con potencias que
pueden oscilar entre 2 y 20 m.
Su recarga se produce por infiltración directa del agua de lluvia, y la
descarga a través de los ríos y por infiltración al acuífero terciario
infrayacente. Suelen tener conexión hidráulica con los cauces superficiales
de los ríos.
La porosidad media de estos materiales es de 0,1 a 0,2 %, y la
transmisividad de 200 a 1000 m2
/día. El volumen de agua que se explota
con estos pozos es escaso.
Detrítico Terciario y Paleógeno
Los materiales de la facies detrítica del Terciario y Paleógeno funcionan
como un único acuífero; complejo, multicapa, anisótropo y heterogéneo,
con una potencia media que puede estimarse en unos 1.500 m (ITGE,
1991). Está formado por una alternancia discontinua de niveles permeables
constituidos por gravas y arenas, intercalados entre otros de menor
permeabilidad compuestos por arcillas, limos y arenas arcillosas. La
heterogeneidad y granulometría está en relación con la distancia al área
madre de los materiales, pudiéndose establecer tres subfacies: proximal,
media y distal. La más interesante como acuífero es la facies media, que
tiene la mayor permeabilidad y granoclasificación.

El ITGE (1991) realizó un modelo de flujo subterráneo tridimensional, con
objeto de conocer mejor el funcionamiento del acuífero. Para su simulación
supuso tres capas, cada una de ellas de 200 m de potencia. Los resultados
obtenidos, ponían de manifiesto un flujo de características similares para
las dos primeras capas, con una piezometría que guardaba cierto
paralelismo con la topografía del terreno. El esquema regional de flujo para
estas primeras capas, establece una recarga desde las zonas de interfluvio
por infiltración del agua de lluvia, y una descarga por las zonas deprimidas
y cauces fluviales, como por ejemplo a través del río Guadarrama.
La capa del modelo del ITGE más profunda, muestra un flujo que no
guarda relación con las capas anteriores, con direcciones preferentes en
sentido NE-SO, hacia el Alberche y el Tajo.
Las cotas más elevadas del nivel de agua subterránea, para las dos primeras
capas, se sitúa en torno a los 650 m en la zona norte, y a unos 550 m en el
límite de la provincia de Toledo.
En relación con los volúmenes de agua que circula por el acuífero, los
resultados del modelo del ITGE (1991) indicaban que por la primera capa
circulaba el 72% del total del acuífero, por la segunda el 20% y por la
tercera sólo el 8%. En cuanto a los parámetros hidrogeológicos, la
transmisividad suele tener valores comprendidos entre 5 y 50 m2
/día,
pudiendo superar en algún caso los 200 m2
/día.
La calidad química de las aguas subterráneas de los depósitos terciarios
varía tanto en superficie como en profundidad, y suele ser apta para
diferentes usos. La conductividad eléctrica del agua tiene valores
comprendidos entre 200 y 500 µmhos/cm. La salinidad aumenta hacia el
sur y oeste como consecuencia del cambio hacia facies más distales. La
dureza del agua es media, entre 12 y 13º F, y el total de sólidos disueltos
varía entre 250 y 500 ppm. Por su contenido iónico, se clasifican como
bicarbonatadas cálcicas o sódicas.
Los materiales paleógenos, tienen aguas de peor calidad que las anteriores
más profundas, predominando (75%) las cloruradas alcalinas y

calcoalcalinas, siendo el resto bicarbonatadas cálcicas y cloruradas
bicarbonatadas calcoalcalinas.
Materiales Mesozoicos
Están poco representados en el ámbito de ordenación. Funcionan como un
acuífero libre en la zona de afloramiento, que pasa a semiconfinado hacia
el interior de la cuenca, al quedar cubierto por depósitos terciarios. Está
formado por calizas y dolomías del Cretácico superior. Su potencia total
varía entre 15 y 25 m.
La recarga al sistema procede de la infiltración directa del agua de lluvia
caída directamente sobre los afloramientos, y de las fracturas conectadas
con el macizo granítico – metamórfico. La descarga se produce por los ríos
y arroyos que la atraviesa, y por conexión con el detrítico terciario
suprayacente.
Complejo ígneo – metamórfico
Los materiales de la cuenca alta corresponde a formaciones fisuradas del
complejo ígneo –metamórfico de la sierra de Guadarrama. Estos materiales
pueden considerarse como impermeables, aunque pueden albergar agua en
fracturas colectoras abiertas o en zonas de alteración más superficiales. Los
principales acuíferos de carácter muy local son libres y se encuentran
asociados a aluviones.
La calidad química de las aguas de estos materiales es excelente para
cualquier uso, presentando valores de total de sólidos disueltos inferiores a
250 ppm. Las aguas se clasifican como bicarbonatadas cálcicas o calco
magnésicas. Debido al carácter superficial de estos acuíferos, son muy
susceptibles de contaminación por infiltración de vertidos desde superficie.
El contacto entre el complejo ígneo – metamórfico y la facies detrítica se
produce por una falla inversa, que permite la conexión subterránea entre
dichos materiales. Las características hidrogeológicas de este complejo
cristalino se comentan en detalle en el ejemplo 3 de este libro.

Vulnerabilidad a la contaminación
La vulnerabilidad a la contaminación de las aguas subterráneas depende
tanto de factores intrínsecos a las características del acuífero (p.e.
permeabilidad) como de factores exteriores (por ejemplo la proximidad de
un foco contaminante).
Atendiendo a las características intrínsecas de los acuíferos comentados, en
orden decreciente de riesgo a la contaminación tenemos: a) acuíferos
cuaternarios poco profundos, b) niveles acuíferos someros del detrítico de
Madrid, c) niveles acuíferos profundos del detrítico de Madrid y d)
complejo ígneo- metamórfico sin alterar.
La contaminación de los depósitos cuaternarios se favorece por la escasa
profundidad a la que se encuentra el nivel del agua, del orden de 5 a 10 m,
y por tratarse materiales poco consolidados con una permeabilidad elevada.
Los problemas más importantes surgen en depósitos aluviales,
habitualmente conectados hidráulicamente con el río, de modo que si éste
transporta un contaminante puede llegar con facilidad al acuífero.
Menos vulnerables son los materiales detríticos del Terciario de Madrid,
que está protegido por la mayor profundidad a la que se encuentra el límite
superior de la zona saturada, y por los cambios laterales de facies que se
producen en profundidad, donde abundan niveles semipermeables con
mayor contenido en arcilla. La contaminación será tanto más importante
cuanto más arenosas sean las facies.
Por último, los materiales del complejo ígneo – metamórfico no alterados y
poco fracturados, son las zonas menos vulnerables a la contaminación
debido a que son prácticamente impermeables.

3.2. Acuíferos en medios cársticos
3.2.1. Introducción
Podemos definir una formación cárstica (Custodio y Llamas, 1983), como
aquellas formaciones geológicas constituidas por rocas sedimentarias
consolidadas y cuyos poros o fisuras han sido ensanchadas por la acción
disolvente de las aguas subterráneas, hasta formar grandes conductos o
cuevas.
Entre los estudiosos del carst (Eraso, 1982), parece que las últimas
tendencias de investigación y de conocimiento, apuntan a tener en
consideración las siguientes premisas de partida que pueden considerarse
como fundamentales:
El proceso de carstificación representa la disolución de una roca fisurada
debida a la circulación de agua. Esta característica va a inferir unas
propiedades particulares a los acuíferos cársticos como es, por ejemplo, el
hecho de que su transmisividad además de ser direccional, evolucione en el
tiempo debido al mecanismo de disolución.
La carstificación es el resultado de la acción de numerosos factores, que
actúan simultáneamente y de manera interrelacionada. Entre los más
importantes cabe destacar los siguientes:
a) Factores geológicos, tanto desde un punto de vista litológico, que
va a influir en la solubilidad de las rocas, como estructural o
tectónico, que condicionará la existencia de conductos preferentes
de disolución.
b) Factores climáticos, que van a determinar las características
termo-pluviométricas reinantes.
c) Los hidrodinámicos, que según el tipo de flujo condicionarán la
disolución de las rocas.
d) Los físico-químicos determinan el proceso de disolución como
tal. En función de los diferentes parámetros termodinámicos que

intervengan se darán distintos equilibrios químicos, cambios de
fase, etc.
e) Bioquímicos, ya que dependiendo de la acción de diversos
microorganismos en relación con el medio se producirán nuevas
reacciones químicas.
3.2.2. Proceso de disolución de las calizas
Como punto de partida para explicar el proceso de disolución de las calizas
hay que considerar la importancia del contenido en CO2 del agua. En el
agua de lluvia este contenido es relativamente pequeño y sólo es suficiente
para disolver unas 60 ppm de CO3Ca, si no aumenta la cantidad de CO2
disuelto en el agua. El contenido de CO2 de las aguas subterráneas, después
de que atraviesan un suelo vegetal, es muy superior al del agua de lluvia, y
muchas veces es suficiente para disolver hasta 300 a 400 ppm de CO3Ca.
La disolución del CO3Ca es un ataque químico en presencia de iones
ácidos. Este ataque se produce por la reacción del anhídrido carbónico
puesto en solución, por la acción de distintos ácidos orgánicos procedentes
de la descomposición bacteriana de la materia vegetal y, por la presencia
de otros ácidos inorgánicos consecuencia de la oxidación de sulfatos, etc.
En este sistema intervienen tres fases: una fase gaseosa que corresponde a
la atmósfera y que contiene cierta proporción de CO2, otra fase líquida que
corresponde a la solución iónica del agua, y una fase sólida que depende de
la composición de los carbonatos.
El proceso químico de la carstificación, de forma simplificada, puede
explicarse con las siguientes expresiones:
CO2 + H2O ↔ H2CO3
CaCO3 + H2CO3 → Ca2+
+ 2HCO3
El agua que se infiltra disuelve CO2 de la atmósfera y del suelo
produciendo ácido carbónico, que provee de iones H+
. Los ácidos
orgánicos del suelo contribuyen a aumentar la agresividad del agua. Al

producirse la infiltración a favor de fisuras, esta agua agresiva ataca su
superficie ensanchándolas. Este proceso reduce paulatinamente la
agresividad del agua en su descenso gravitatorio.
Cuando el agua descendente con CO2 en sobresaturación alcanza el techo
de alguna cavidad y entra en contacto con el aire, se libera parte del
anhídrido carbónico, precipitándose CO3Ca, dando origen a la formación
de estalactitas, estalagmitas y toda la familia de concreciones existentes.
Cuando el agua descendente alcanza la franja de saturación, el agua
subterránea, por lo general, ha perdido la mayoría de su agresividad aunque
puede tener alguna acidez residual.
3.2.3. Formaciones características
Las rocas cársticas, debido a su solubilidad relativamente alta en el agua,
dan lugar a morfologías muy particulares. A escala global, puede hablarse
de dos grandes grupos de rocas cársticas:
a) Rocas carbonatadas
Están representadas principalmente por calizas y dolomías. Por su
abundancia en la naturaleza y buena calidad química del agua que puede
albergar, constituyen el grupo más importante de rocas cársticas.
b) Rocas evaporíticas
Hace referencia a rocas como el yeso o la sal común. Tienen poca
importancia desde un punto de vista de aprovechamiento, debido a la
elevada salinidad del agua que contienen en su seno, que la hacen poco
apta para la mayoría de los usos.
El movimiento del agua subterránea en acuíferos cársticos puede tener un
comportamiento muy variable según el grado de carstificación de la
formación. Así pues, es posible encontrar acuíferos que tienen un

comportamiento muy similar a los acuíferos en medios porosos, en los que
la Ley de Darcy es completamente aplicable, y otros en los que el agua
circula a favor de una red de conductos subterráneos, asimilable a un
medio fisurado. Entre estas dos situaciones extremas, es posible encontrar
toda la gama intermedia de posibilidades.
Para explicar el movimiento del agua subterránea en los acuíferos
cársticos, vamos a basarnos en el grupo de rocas carbonatadas. En estas
rocas puede aceptarse que:
1. Hay medios que presentan una saturación general y se comportan,
desde un punto de vista hidráulico, como medios continuos
similares a medios porosos. Son medios que presentan una red de
fracturas y conductos cársticos muy densa, que hace posible la
saturación del medio, permitiendo el almacenamiento del agua y su
circulación.
Figura 3.3. Esquema de un acuífero carbonatado muy fracturado y
carstificado, en el que es de aplicación la Ley de Darcy.
2. Hay formaciones con unas estructuras más compleja, donde se
combinan fracturas con diferente grado de disolución, cavidades
más o menos aisladas, huecos a favor de planos de estratificación,
microfisuras, etc. En este medio es muy difícil definir un nivel de

saturación general, ya que todos estos conductos cumplen
principalmente una función de drenaje. En esta situación no
siempre es apropiado tratar el flujo como en los medios porosos.
3. En algunos medios no hay continuidad hidráulica y el
almacenamiento es casi nulo. El agua se comportan como si de una
red hidrográfica subterránea se tratara.
Figura 3.4. a) Esquema de un acuífero carbonatado con una carstificación
irregular y desigual. b) Acuífero cárstico con disolución preferente a favor
de conductos.
a) Permeabilidad y porosidad
La permeabilidad de las calizas suele ser fuertemente anisótropa debido a
la circulación preferente del agua por los conductos de disolución,
comportándose con frecuencia como un régimen turbulento. No obstante

cuando la velocidad de circulación del agua es inferior a 1 cm/s y los
conductos no están bien desarrollados, puede producirse un régimen
laminar, con lo cual la relación entre gradiente hidráulico y la velocidad es
lineal, como en la Ley de Darcy. Esto tiene gran interés a la hora de
interpretar los ensayos de bombeo, siendo válida dicha ley.
Davis (1969) da valores de permeabilidades primarias en calizas
mesozoicas y paleozoicas que nunca llegan a 1 m/día, aunque casi siempre
son superiores a 1 mm/día. En cierto tipo de calizas jóvenes; arrecifales,
tobas lacustres, etc., la permeabilidad puede alcanzar valores incluso de
1.000 m/día.
La porosidad inicial de estas calizas jóvenes, varía entre un 20 % para las
detríticas de grano grueso hasta un 50 % para una caliza poco consolidada.
b) Transmisividad
Este parámetro puede tener valores muy diferentes en zonas muy próximas.
Como valores orientativos, Niñerola et al., (1976) dan valores de
transmisividad entre 50 y 20.000 m2
/día en las formaciones calcáreas del
Mioceno Superior, y valores que oscilan entre 0 y 500 m2
/día para los
niveles detríticos del Plioceno y Cuaternario.
c) Coeficiente de almacenamiento
En acuíferos libres este parámetro coincide con la porosidad eficaz. Según
diversos autores, en calizas y dolomías mesozoicas puede variar entre unos
2 x10-2
y 6 x 10-2
.

EJEMPLO 2
“El acuífero de la Mancha Occidental y las Tablas de
Daimiel”
Características generales de la Unidad Hidrogeológica 04.04.
El denominado acuífero de la "Mancha Occidental", definido a efectos
administrativos como "Unidad Hidrogeológica 04.04", antes "Acuífero 23",
es parte fundamental de la cuenca alta del Guadiana. Esta cuenca alta se
corresponde con la cuenca hidrográfica aguas arriba del embalse del
"Vicario", situado después de la confluencia del río Bañuelos con el
Guadiana. La Llanura Manchega tiene una forma casi rectangular con un eje
máximo en la dirección O-E de unos 130 km y un eje mínimo N-S, de unos
50 km. Se caracteriza por tener un relieve muy suave con cotas que oscilan
entre 600 m en el borde SO, y unos 750 m en los afloramientos paleozoicos
próximos a Villarrobledo.
Desde el punto de vista geológico, corresponde a una depresión
morfoestructural situada entre las unidades de los Montes de Toledo al norte,
Campos de Calatrava al oeste y Sierra Morena Oriental al sur (Pérez
González, 1981). El zócalo y los bordes de esta depresión lo constituyen
materiales paleozoicos y mesozoicos, quedando la zona occidental
representada por pizarras, cuarcitas, areniscas y yesos, y por calizas,
dolomitas, margas y arenas, la zona central y oriental de dicha depresión. El
relleno se hace con materiales continentales del Mioceno y Plioceno.
En este gran acuífero se pueden distinguir dos unidades hidrogeológicas
separadas por un nivel detrítico intermedio:
1) La unidad hidrogeológica superior se extiende por casi toda la superficie
de la llanura manchega (ITGE, 1989). Está formada por calizas y calizas
margosas del Mioceno Superior, por materiales detríticos del Plioceno y

Cuaternario, además de materiales volcánicos relacionados con ellas. En
general forman un conjunto muy heterogéneo con un espesor medio de
35 m y potencias máximas de hasta 200 m en el centro de la cuenca, que
se acuñan hacia el borde sur. En términos generales se trata de un
acuífero libre con una dirección de flujo subterráneo E-O. Las
formaciones calcáreas del Mioceno superior tienen una la transmisividad
que varía entre 50 y 20.000 m2
/día, con un coeficiente de almacenamiento
medio de un 1,5% (SGOP, 1982).
2) El nivel intermedio detrítico está representado por un tramo superior
arcilloso - arenoso con yesos, que se extiende por debajo de la unidad
hidrogeológica superior en casi todo el sistema, y por otro tramo inferior
de conglomerados. En conjunto funciona como un acuitardo con
pequeños niveles detríticos que actúan como acuíferos.
Figura 3.5. Corte hidrogeológico esquemático de la llanura manchega entre
Villarrobledo y Las Tablas de Daimiel (García, 1996).
3) La unidad hidrogeológica inferior aparece en el sector oriental de la
Llanura Manchega y tiene una extensión estimada de unos 3.500 km2
.
Está compuesta por formaciones calcáreas y dolomíticas del Jurásico y
Cretácico, que son continuación geológica del Campo de Montiel y de la
Sierra de Altomira, con los que al parecer tiene conexión hidráulica
(Montero, 1994). La potencia total oscila entre unos 100 y 200 m. Se trata

de un acuífero de carácter confinado o semiconfinado por la unidad
detrítica del Mioceno Inferior. Esta unidad no está representada en la
zona de Las Tablas de Daimiel.
Características hidrogeológicas de las Tablas de Daimiel
Las Tablas de Daimiel y los Ojos del Guadiana se localizan en el extremo
suroccidental de la Unidad Hidrogeológica 04-04, y en régimen natural
constituían la principal zona de descarga de aguas subterráneas. Desde hace
más de veinte años han pasado de ser una zona de descarga de agua
subterránea a ser zona de recarga por infiltración de agua superficial desde
Las Tablas.
La morfología del paisaje en esta zona está directamente relacionada con el
carst, existiendo abundantes dolinas y uvalas. A favor de estructuras cársticas
de este tipo y en zonas donde el nivel piezométrico cortaba la superficie
topográfica, se formaron lagunas (actualmente secas) tales como la de
Navaseca, la Nava, el Escoplillo, la Albuera y los mismos Ojos del Guadiana.
Es posible que el "cauce" del Guadiana entre los "Ojos" y el Parque Nacional
Tablas de Daimiel, corresponda esencialmente al principal conjunto de
dolinas y/o uvalas de la zona occidental de la Llanura Manchega.
En relación con la geología, puede observarse la asimetría de los materiales
geológicos en ambas márgenes. El borde NO es margoso y arcilloso de
baja permeabilidad y el borde SE está representado por calizas con una alta
carstificación. La interpretación del flujo subterráneo para diferentes fechas
indica que, en régimen natural (aproximadamente en la década de los 70),
las Tablas de Daimiel eran una zona de descarga de aguas subterráneas,
que recibía aportes procedentes tanto de su margen izquierda como
derecha. En 1993 las Tablas de Daimiel estaban totalmente desconectadas
del flujo procedente de la parte oriental (García, 1996), y también
empezaba a ocurrir lo mismo en el borde NO. Posiblemente esta
desconexión se inició a finales de los años 80. La permanencia de agua,
más o menos estacional, en los canales de las Tablas de Daimiel que se ha
venido observando hasta la actualidad se debe al aporte de aguas realizado
por bombeos de pozos desde el mismo Parque, o por aportes que se vienen
realizando desde el Trasvase Tajo – Segura. La zona noroeste de Las Tablas

no ha tenido apenas variación del nivel del agua, debido a su escasa
permeabilidad y escasez de regadíos.
Figura 3.6. Perfil hidrogeológico de las Tablas de Daimiel. Puede verse que
en la margen izquierda del PNTD el substrato geológico está representado
por materiales impermeables; arcillas y margas, mientras que en la margen
derecha predominan calizas muy carstificadas, que constituyen el principal
acuífero (García, 1996).
Resumen y conclusiones
Las Tablas de Daimiel se localizan en el borde suroeste del acuífero de La
Llanura Manchega, sobre materiales del Mioceno y Plioceno en una zona con
abundantes cambios laterales de facies, que condicionan su funcionamiento
hidrogeológico. La diferencia de permeabilidades del substrato en distintas
zonas, junto con la explotación intensiva de aguas subterráneas que se ha
realizado en todo el acuífero de la Llanura Manchega, ha producido cambios
bruscos de las condiciones de flujo subterráneo, y la desaparición de los
humedales de esta zona, que estaban relacionados con la descarga de agua
subterránea.

En la zona de las Tablas de Daimiel sólo aparecen representadas las unidades
hidrogeológicas superior e intermedia (acuitardo), definidas para la Unidad
Hidrogeológica 04 – 04. La zona con mayor espesor de acuífero se localiza
en una banda paralela al valle de los Ojos del Guadiana, aumentando su
potencia hacia el este.
Debido a la elevada permeabilidad del acuífero, y por tanto de la alta
velocidad de respuesta ante las extracciones para regadío, la medida de
niveles piezométricos en diferentes puntos del acuífero, con una periodicidad
alta, constituye una herramienta perfecta de control sobre las extracciones
realizadas. Es decir, el acuífero es muy sensible para ofrecer información,
tanto para detectar las extracciones como las aportaciones, y puede
establecerse una buena correlación entre evolución piezométrica,
precipitaciones e inicio del periodo de regadíos, en particular basado en la
cosecha de cereales.
3.3. Acuíferos en medios fisurados
Al hablar de acuíferos en medios fisurados se hace referencia a la
circulación del agua a través de fracturas de rocas consolidadas,
habitualmente llamadas “rocas duras” o “hard rocks”.
Según la UNESCO, se entiende por rocas duras a los materiales de
naturaleza plutónica o metamórfica de baja porosidad primaria y
permeabilidad, excluyendo a las rocas volcánicas, así como a las calizas.
Esta definición admite excepciones, si por ejemplo alguna de las rocas
anteriores está suficientemente carstificada, comportándose el medio como
cárstico y no como fisurado.
La importancia de estudiar este tipo de acuíferos de baja permeabilidad, se
debe especialmente a dos razones:
1) La abundancia de afloramientos de rocas plutónicas y metamórficas
existentes.

2) El interés que han despertado estos materiales desde un punto de
vista de investigación a escala mundial, debido a su posible utilidad
como roca almacén para el enterramiento de residuos radiactivos.
En el apartado siguiente (ejemplo 3), se explica la hidrogeología del
macizo cristalino de una parte de la sierra de Guadarrama, que utilizaremos
como ejemplo para explicar las particularidades más significativas de los
medios fisurados extensibles a otras zonas.
Se comentan los tipos de acuíferos que pueden encontrarse en rocas duras,
los parámetros hidrogeológicos más característicos, el comportamiento del
flujo subterráneo, las captaciones empleadas para aprovechamiento del
agua, etc.

EJEMPLO 3
“El macizo cristalino de la sierra de Guadarrama en
Torrelodones”
Características geológicas generales
El municipio de Torrelodones se ubica en su mayor parte dentro del
Macizo rocoso que define el ámbito serrano de la provincia de Madrid.
Dicha sierra está constituida principalmente por rocas ígneas y
metamórficas pertenecientes a diferentes episodios evolutivos.
Los materiales metamórficos que se encuentran en toda la sierra de Madrid se
formaron en distintas condiciones de presión y temperatura. Así, a mayores
presiones y temperaturas se constituyeron las rocas de tipo gneis, gneis
glandular, esquistos y mármoles. De grado más bajo son principalmente las
pizarras y las cuarcitas. La separación de ambos conjuntos metamórficos
viene determinada por la zona de fractura de la Berzosa.
Las rocas ígneas que constituyen el substrato rocoso en el término municipal
de Torrelodones son de tipo plutónico, y fueron intruidas en las últimas
etapas de la orogenia Hercínica. Las variedades de rocas plutónicas que
encontramos en la zona son adamellitas biotíticas porfídicas de grano medio
(y su variedad con cordierita), granitos biotíticos de grano medio a grueso (y
su variedad con cordierita), y leucogranitos de grano fino-medio.
Posteriormente, como consecuencia de los esfuerzos tectónicos de la
orogenia Alpina, se produjeron fallas que dieron lugar al levantamiento de la
sierra en distintos bloques, y al hundimiento de la cuenca del Tajo. Una de
estas fallas es la conocida como falla de Torrelodones, que atraviesa el
Término Municipal.

Los materiales de origen plutónico sin alterar tienen una porosidad primaria
muy baja o prácticamente nula, circunstancia que dificulta su capacidad como
reservorios de agua.
Ambas litologías, metamórfica y plutónica, están atravesadas por diques de
diferente textura y composición, que hacen un doble juego en la
circulación del agua del subsuelo; por un lado actúan como planos de
debilidad por donde puede circular el agua, y por otro pueden funcionar
como barreras impermeables que acoten los acuíferos existentes. Los
principales diques en la zona tienen una dirección N-S y su intervención en
cada dominio acuífero es difícil de conocer.
Como consecuencia de la desnivelación tectónica entre la sierra y la cuenca
terciaria, en el Municipio de Torrelodones se encuentran unos materiales de
transición constituidos por bloques y cantos de granitos y gneises. Un
ejemplo de este tipo de formación se localiza en la zona oriental del término
municipal de Torrelodones, en la que se han encontrado pequeños
manantiales.
Litología
Los materiales más representados en la zona son:
a) Adamellitas biotíticas
Se localizan en el borde NE del Término Municipal, en la zona norte de
Los Peñascales. Estos materiales presentan frecuentes cristales de
feldespato potásico de forma rectangular entre 1 y 3 cm, inmersos en una
matriz de grano medio. El contenido en biotita oscila entre 10-13%.
Encontramos un afloramiento de adamellitas porfídicas a un kilómetro al
NE del pueblo de Torrelodones, en la zona del embalse de los Peñascales,
ocupando una extensión aproximada de 1,5 km2
.
b) Granitos biotíticos de grano medio a grueso
En la zona de estudio aparecen como una ancha banda de dirección NE –
SW, en el borde más oriental del municipio. Los hay de dos tipos; tipo El

Pendolero y tipo Peguerinos. El de mayor representación en esta zona de
estudio es el de tipo Pendolero que se encuentra rodeando a las adamellitas
de Los Peñascales y Torrelodones. Los minerales principales son cuarzo,
plagioclasa y feldespato potásico con biotita y moscovita en cantidades
menores. Son de color blanquecino a rosáceo o crema debido a procesos de
enrojecimiento secundario de los feldespatos potásicos y a la oxidación de
la biotita.
c) Granitos con cordierita porfídicos de grano grueso
Aparecen representados en la zona norte de Torrelodones . Constituyen los
relieves más pronunciados y ocupan buena parte de la Sierra de Hoyo de
Manzanares. Son rocas ricas en cristales de feldespato de pequeño tamaño
y glóbulos de cuarzo que a veces cuesta reconocer dado el elevado tamaño
del grano de la matriz. Los minerales principales son cuarzo, plagioclasas,
feldespato potásico y en menor proporción biotita, cordierita y moscovita.
d) Adamellitas con cordierita de grano medio
Este afloramiento granítico es el más representativo de la zona de estudio.
Tiene una morfología subredondeada, con unos ejes máximos de 3 x 4 km
y una extensión total de 8 km2
(ITGE, 1990). Este afloramiento puede
clasificarse como una adamellita biotítica, con un contenido en biotita del
orden del 12%. Mineralógicamente los componentes fundamentales son:
cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico y biotita. Los granos minerales
tienen un tamaño que oscila entre 1 y 3 mm. Los granos de cuarzo pueden
alcanzar los 5 y 6 mm.
Las proporciones de unos u otros minerales así como el tamaño medio de
los granos que forman la roca, van a condicionar su importancia como
acuífero.
e) Leucogranitos de grano medio a fino
No están muy representados en el término municipal. Aparecen en dos
afloramientos dispersos; uno en la zona central y otro en la zona NE. En
cuanto a sus características texturales, son generalmente de grano fino y fino-
medio. El tamaño de los granos suele ser bastante regular y de aspecto

sacaroideo. Composicionalmente son, en la mayoría de las ocasiones,
leucogranitos biotíticos o biotíticos-moscovíticos.
f) Bloques y cantos de granitos y gneises
Se localizan en el borde S – SE del municipio, mayormente representados en
la zona de Los Peñascales. Se trata de sedimentos depositados en canales
fluviales de 1 a 3 m de anchura, entrelazados y superpuestos, pudiendo
alcanzar en esta disposición, espesores de hasta 30 m. Los bloques que
constituyen estos depósitos superan en ocasiones los 3 m de diámetro. Están
envueltos en una matriz predominantemente arcillosa que confiere a estos
depósitos una baja permeabilidad.
Tectónica
Todo el ámbito serrano está surcado por alineaciones de fracturas y fisuras
que presentan direcciones preferentes pertenecientes a la explicación
evolutiva de todo el Sistema Central. Estos elementos tectónicos tienen su
origen en dos orogenias: la orogenia Hercínica y la Alpina. La Hercínica de
mayor intensidad, marca las principales direcciones estructurales de todo el
conjunto rocoso. En esta orogenia tiene lugar cuatro fases de deformación
compresiva, finalizando con otra de tipo distensivo en la que intruyen los
cuerpos graníticos que componen el relieve inicial de la sierra. Son las
fracturas distensivas las que permiten la circulación y almacenamiento de
agua.
En el periodo comprendido entre ambas, tiene lugar una intensa fracturación
que reactiva antiguas fracturas de las etapas hercínicas. Es precisamente esta
orogenia Alpina la que configura el relieve actual que hoy vemos en
Torrelodones y resto de municipios próximos. Las principales direcciones de
estas fracturas son:
- Fracturas de dirección NO-SE escasas y de poco significado geológico.
- Fracturas NNO escasas y de corta longitud que siempre han permanecido
cerradas.

- Grandes fracturas de distensión N-S, son las que facilitan el relleno de los
diques que recorren la sierra.
- Fracturas NO-SE, de gran desarrollo y que dan lugar a grandes
alineaciones morfológicas. La principal de ellas delimita las rocas
plutónicas y metamórficas de los materiales sedimentarios; es decir,
separa la sierra de la cuenca del Tajo. A esta familia de grandes fracturas
pertenece la conocida falla de Torrelodones.
- Fracturas ONO- ESE, de menor categoría que las anteriores pero
también de gran recorrido.
La presencia o ausencia de estas fracturas y su conexión en superficie es uno
de los condicionantes, como ya veremos, de la posibilidad de encontrar agua
en las rocas endógenas.
Formaciones superficiales
Tan relevante como son las fracturas para la presencia de agua en el
subsuelo es la existencia de un manto de alteración procedente de la
meteorización del macizo rocoso. Este manto de alteración, también
llamado alterita, regolito o lehm, tapiza de forma discontinua gran parte de
las planicies serranas. El origen de este manto de alteración es por
meteorización física y química, y su presencia puede ser tanto autóctona
como alóctona. Una de las explicaciones que justifica la presencia de este
recubrimiento en las planicies serranas la da Pedraza (1978), para explicar
el origen del relieve actual del Sistema Central y la Cuenca del Tajo; a
partir de una gran penillanura inicial los procesos tectónicos verticales
estructuran esa penillanura en una serie de peldaños o superficies que
constituyen la superficie de cumbres y tres superficies de piedemonte que,
a modo de rampas desniveladas, enlazan con la depresión del Tajo. La
diferencia de cota y los distintos agentes erosivos y de transporte ocasionan
el lavado y acumulación de los sedimentos meteorizados.
La alteración y disgregación de los minerales que componen las rocas
plutónicas dan origen a una acumulación de partículas sueltas, constituyendo
formaciones muy porosas, muy permeables y potencialmente capaces de
acumular agua. Tan ventajosas circunstancias se ven disminuidas por los

escasos espesores y poca extensión de los mantos de alteración,
especialmente en el área que nos ocupa.
Recapitulando, en el término municipal de Torrelodones encontramos tres
tipos de litologías que van a condicionar el funcionamiento hidrogeológico:
- Rocas plutónicas de baja porosidad inicial pero afectadas por
alteraciones, fisuras y fracturas que generan una porosidad secundaria.
- Manto de alteración de alta porosidad y dimensiones variables.
- Bloques y cantos con matriz predominantemente arcillosa que
constituyen los materiales de transición entre los dos ámbitos principales
de la provincia (sierra y cuenca).
Tipos de acuíferos en Torrelodones
En Término Municipal de Torrelodones se han diferenciado tres tipos de
acuíferos atendiendo a su litología.
a) Acuíferos poco permeables por fisuración y fracturación.
b) Acuíferos en zonas de alteración generalizada; en zonas de regolito
bien desarrollado en altiplanos, y en acumulaciones de detritos de la
meteorización en el fondo de los valles de ríos y arroyos.
c) Acuíferos en sedimentos de antiguos canales fluviales o acuíferos por
porosidad en depósitos sedimentarios.
a) Acuíferos por fracturación
Originados por la existencia dentro del macizo rocoso de diaclasas, zonas de
cizalla, diques, planos de esquistosidad, etc. Estas discontinuidades permiten
la circulación del agua en el interior de la roca siempre y cuando las fracturas
estén interconectadas entre sí y posean una apertura mínima que permita el
paso de un cierto caudal. La recarga de agua en la roca se efectúa a través de
estas fracturas, por lo que deben aflorar en superficie o localizarse bajo un
manto de alteración que permita la infiltración de los excedentes
pluviométricos.

Figura 3.7. Esquemas de los tres tipos de acuíferos identificados en la zona
de Torrelodones. A) medio fracturado, B) zona de alteración, C) ambiente
sedimentario. Los tres tipos definidos son muy característicos de las rocas
duras en cualquier zona del mundo.
De forma general, las fracturas se van cerrando en profundidad y llegan a no
permitir la circulación de un flujo laminar entre las paredes de las fracturas.
Es por ello que las perforaciones de gran profundidad de tipo “sondeo” no
están asociadas a mayores caudales en función de los metros perforados, al
margen de que se haya ubicado el sondeo en una zona estéril.
La obtención de parámetros hidráulicos en estas formaciones es una labor
compleja y costosa, y en la actualidad está siendo objeto de una línea
novedosa de investigación por parte de distintos organismos. No obstante,
como órdenes de magnitud orientativos para el caso que nos ocupa, damos
algunos valores obtenidos de diversos trabajos recientes (Dieulin, 1980;
1981). La porosidad total en zonas de fractura a profundidades entre 5 y unos
50 metros, puede oscilar entre 0,02 y 0,08. La permeabilidad o conductividad
hidráulica (expresada en m/s) puede también ser muy variable, entre 3 y 9·10
–4
o bien entre 1 y 100·10-7
dependiendo las zonas.
b) Acuíferos en zonas de alteración
Los agentes erosivos destruyen y descomponen los minerales que constituyen
las rocas quedando el substrato rocoso cubierto por una capa de material que

puede permanecer “in situ” o ser transportada a otros lugares. En ambos
casos la acumulación de estos materiales constituye un acuífero somero por
porosidad intergranular. Es decir, el agua se acumula en los poros que existen
entre los granos.
El espesor de las acumulaciones de alterita es muy variable en función de las
características de la roca origen y de los procesos que hayan actuado en la
región. En estos materiales con frecuencia se encuentran espesores variables
desde 1,5 a 15 m, generalmente seguidos en profundidad por un tramo de
roca muy deleznable, fácilmente excavable.
En Torrelodones es frecuente que esta capa o manto de alteración no tenga
una importante continuidad lateral sino que se trate de pequeñas cuencas
individuales separadas por afloramientos de roca sin alterar.
Esta circunstancia es la que determina que existan numerosos acuíferos
locales, sin (o con escasa) conexión hidráulica entre ellos, de poco espesor y
con rendimientos bajos en las captaciones existentes.
Los parámetros hidráulicos en las zonas de alteración se encuentran entre los
siguientes órdenes de magnitud: la porosidad total del granito alterado según
autores, puede ser entre 0,34 y 0,57. La permeabilidad en las zonas de
alteración dependerá de la mineralogía de la roca inalterada inicial y de su
estado evolutivo, donde distintos autores (Daly, 1982; Morris et al. 1967) han
encontrado valores entre 1,62·10-5
m/s y (3,3 a 52) ·10-6
m/s.
c) Acuífero por porosidad en rocas sedimentarias
Estos acuíferos forman un grupo que debe tratarse independientemente de los
dos anteriores, pues no están directamente relacionados con los materiales
graníticos. Se localizan en la zona de transición entre los granitos serranos y
la cuenca detrítica terciaria de Madrid. Están constituidos por acumulación de
cantos y bloques envueltos por una matriz arcillosa arenosa.
Son acuíferos por porosidad intergranular. Estos materiales en el término
municipal de Torrelodones, en concreto localizados en la zona de Los
Peñascales, no constituyen un buen acuífero como consecuencia del
predominio de una matriz arcillosa poco permeable, y por la presencia de un

relieve pronunciado. Estos materiales geográficamente se extienden hacia el
sur, mejorando también su potencialidad como acuífero, alejados ya de la
zona de estudio.
Tipos de captaciones de agua
En el área de estudio se encuentran captaciones de agua que pueden incluirse
en alguno de los siguientes tipos:
a) Pozos excavados
Son las captaciones más frecuentes en todo el municipio y en general en
todas las comarcas con este tipo de litologías “duras”. Son pozos
excavados artesanalmente de poca profundidad (de unos 3 a 10 m), que
aprovechan el agua del espesor de manto alterado, de ahí que sean poco
profundos. Frecuentemente están excavados atravesando también parte de
roca fresca intentando cortar el mayor número de fracturas con agua, hecho
que justifica el gran diámetro de estas captaciones (de 1 a 4 m
generalmente).
La recarga en este tipo de captaciones se produce por infiltración directa
del agua de lluvia. Tiene una capacidad de regulación pequeña, es decir, en
las épocas de estiaje, a medida que se utiliza, tarda más tiempo en
recuperarse, hasta que a mediados de verano se suelen secar.
b) Pozos con galería
Son pozos excavados que tienen galerías horizontales que parten,
generalmente, de la base del pozo. Un mismo pozo puede tener varias
galerías con una distribución radial. Estas captaciones tienen mayor
superficie para captar agua y mayor capacidad de almacenamiento.
c) Aljibes
Son depósitos subterráneos muy frecuentes en la zona de La Estación. Suelen
llenarse con agua de los pozos, aunque en ocasiones el propio aljibe se llena
de agua subterránea. Esto es, dependiendo de su profundidad con respecto al
nivel freático pueden funcionar como pozos.

d) Perforaciones profundas
También llamados “sondeos”, en estas litologías se hacen por el método de
rotopercusión. Esta técnica relativamente reciente es intermedia entre la
rotación y la percusión. La realización del pozo es bastante rápida pero tiene
el inconveniente de limitar el diámetro entre unos 150 y 180 mm, aunque se
pueden alcanzar diámetros mayores (hasta 450 mm).
La profundidad en este tipo de captaciones no suele pasar de los 50 m. Los
rendimientos de estos sondeos dependen del número de fracturas atravesadas
y de su porosidad eficaz. En la práctica es muy difícil prever su rendimiento,
siendo muy frecuente encontrar sondeos separados pocos metros, en los que
uno de ellos pueda ser totalmente estéril. Los caudales que se obtienen de
estas captaciones en granitos pueden oscilar entre 0 y 0,5 l/s.
Las aguas subterráneas en la zona de estudio, presentan una mineralización
baja, con valores de conductividad eléctrica que mayormente oscilan entre
200 y 600 µS/cm . Esto se explica si tenemos en cuenta que el substrato
geológico está formado por materiales graníticos, y que por tratarse de un
acuífero somero el agua no permanece mucho tiempo en contacto con la roca.
Aprovechamiento del agua subterránea
La utilización del agua subterránea en la zona estudiada tiene un uso
preferente de riego de parcelas y llenado de piscina, en épocas estivales. En
muy pocas ocasiones el agua es utilizada para abastecimiento de las
viviendas. La utilización diaria de los pozos para riego de jardines, hace que
estos se sequen aproximadamente a mediados del mes de Julio. En la mayoría
de los casos su recuperación es lenta y dejan de poder ser utilizados
diariamente.
El inventario realizado ha puesto de manifiesto que aunque en algunas zonas
los puntos de agua pueden ser poco frecuentes, en otras pueden llegar a ser
excepcionalmente numerosos. La presencia o ausencia de captaciones y su
naturaleza, dan idea, además de las condiciones hídricas del terreno, de los
rasgos socioeconómicos del municipio tanto en tiempos pasados como en la

actualidad.
Como dijera Casiano de Prado, ya en el siglo pasado, “En la Sierra no son
tantos los pozos porque hay muchas fuentes, torrentes y regueros, y porque
son más difíciles de abrir, y en algunos pueblos no los hay por eso”. Tal
parece ser el caso del núcleo rural que rodea el actual Ayuntamiento y el
barrio de la estación.
Donde se sitúan las mayores viviendas, con amplias extensiones ajardinadas,
que antaño constituían viviendas principales acomodadas cuentan con uno o
varios pozos dotados de aljibes, galerías, y son además de mayores
profundidades de lo que suele ser usual en estas litologías (5-6 m), señal de
que sus propietarios podían costear este tipo de obras.
En la actualidad, a pesar de que la red de abastecimiento municipal llega a la
mayoría de las viviendas, se hacen perforaciones que contribuyen a satisfacer
la demanda personal de agua, consiguiendo, una vez amortizados los gastos
de obra, un abaratamiento del consumo anual.
3.4. Acuíferos en materiales volcánicos
La gran variedad de rocas volcánicas así como su particular disposición, hace
que las características hidrogeológicas de estos materiales sean muy diversas
y de gran complejidad. Las nociones de hidrogeología que se dan en este
capítulo, están basadas en estudios realizados en territorio español, cuyas
características generales son perfectamente extrapolables a materiales
volcánicos en otras zonas.
El conocimiento de las particularidades geológicas e hidrogeológicas de las
Islas Canarias, tuvo un gran desarrollo a partir de 1974 con los resultados del
trabajo realizado por el MOP y UNESCO, además de una serie de estudios
posteriores.
3.4.1. Materiales volcánicos típicos según su origen
Las rocas volcánicas comprenden una amplia variedad de tipos. Están repre-

sentados principalmente por coladas de lava, diques intrusivos y materiales
piroclásticos, que son proyectados en las erupciones volcánicas a grandes
distancias. Es difícil hacer una clasificación uniforme de estas rocas, y
normalmente se realiza con trabajos de campo a partir de su textura, color y
composición mineralógica.
a) Coladas volcánicas
Las coladas de lava se localizan predominantemente en las depresiones y
circulan rellenando valles. Su extensión superficial puede ser muy amplia,
con espesores que por acumulación de sucesivas coladas pueden tener
potencias de hasta miles de metros. Estas coladas pueden estar
independizadas hidrogeológicamente, bien sea por meteorización de la parte
superior de una colada (dando un suelo arcilloso) que actuaría como límite
impermeable, bien por intercalación de algún nivel piroclástico de tamaño
ceniza. Por otra parte dentro de una misma colada de lava la zona superior e
inferior suelen ser más porosas que la central, y puede actuar como barrera
impermeable entre ambos niveles (Custodio, 1979).
b) Materiales piroclásticos
Los piroclastos se distribuyen alrededor del punto de erupción y dependiendo
de la distancia a este, tendrán tamaños variables desde grandes bloques a
cenizas. La granulometría va a depender básicamente del tipo de lava y de
explosión volcánica, influyendo así en el comportamiento hidrogeológico.
El valor hidrogeológico de estas formaciones viene dado por la alternancia,
disposición y granulometría que exista entre las coladas de lava, los depósitos
piroclástico y otras formaciones - por ejemplo aluviales - que pueden quedar
fosilizadas entre las anteriores.
c) Intrusiones de diques
No hay que olvidar la existencia de diques con disposición
predominantemente vertical, que pueden actuar como barreras,
compartimentando los acuíferos y confiriendo a la estructura cierta

heterogeneidad. Por otra parte, estos diques en ocasiones facilitan la creación
de fracturas verticales por las que puede circular el agua.
En las rocas volcánicas los parámetros hidrogeológicos son muy difíciles de
cuantificar, pues varían mucho según el origen de los materiales y de su
posterior historia. Las principales causas de la variabilidad que presentan
estas rocas, son la velocidad de enfriamiento y su edad, que afectan al grado
de compactación.
a) Porosidad
Representa el cociente entre el número de huecos que contiene la muestra y
su volumen total. En los materiales que forman las Islas Canarias este valor
es muy variable, y puede tener desde un 0 % de huecos hasta más de un 50
%. En general la chimeneas o calderas tienen un enfriamiento lento y la
porosidad suele ser inferior al 5 %, mientras que los mismos materiales en
forma de coladas volcánicas pueden tener una porosidad entre el 10 % y el 50
% (Custodio y Llamas, 1983). Las coladas modernas tienen mayor porosidad
que las antiguas por estar menos compactadas.
Cuando el enfriamiento se produce con rapidez, la desgasificación dura poco
tiempo y origina una textura vesicular de alta porosidad. Este proceso
produce también la formación de grietas de retracción y en ocasiones
"puentes de lava" en contacto con el suelo.
Según diversos autores en estas rocas se dan los siguientes valores de
porosidad:
- Para materiales piroclásticos la porosidad total es del orden del 30 %,
llegando a 50 % como máximo en cenizas modernas. Las coladas de
barro tienen valores cercanos a 0 %.

- En basaltos miocenos (alternancia de coladas y piroclastos) la porosidad
eficaz oscila entre un 2 % y un 10 %.
b) Permeabilidad
En materiales volcánicos puede decirse algo muy parecido a lo hablado sobre
la porosidad, aunque no siempre una mayor porosidad implica mayor
permeabilidad (p.e. piedra pómez).
La permeabilidad en regiones volcánicas es en general muy anisótropa. Suele
ser máxima en dirección del movimiento de la lava y mínima en la vertical.
Cuando hay intrusión de diques, es mínima perpendicularmente a ellos y
máxima en la vertical y paralela a los mismos.
Los valores de permeabilidad según diversos autores son los siguientes:
- En materiales piroclásticos igual o menor a 0,1 m/día.
- En basaltos miocenos entre 0,01 y 0,1 m/día.
- Ignimbritas y fonolitas entre 0,001 y 0,01 m/día.
- Basaltos modernos: Valores medios de 1.000 m/día, que pueden llegar
hasta 3.000 m/día.
3.4.3. Calidad química del agua. Aspectos generales
El agua que se infiltra en el subsuelo y circula a través de los materiales
volcánicos, contiene cierta cantidad de CO2 que puede hacer vulnerable la
roca a la reacción química. La capacidad de reacción de los materiales con el
agua y por tanto, las características hidrogeoquímicas del agua, va a depender
en todos los casos de:
- Agresividad del agua de infiltración.
- Temperatura del agua.
- Tipo de roca.
- Tiempo de permanencia del agua en el suelo.

Los mayores aportes del agua de infiltración suelen ser de Ca, excepto en
basaltos y traquitas que son mayores los aportes de Mg y en fonolitas e
ignimbritas que predomina el Na. A lo largo del proceso de infiltración, el
agua va cargándose de sales y aumentando su solubilidad, pudiendo
ocasionar cambios en la estructura del subsuelo que se ve transformada tanto
por procesos de disolución como por fenómenos de precipitación de CaCO3,
al rellenar poros y fisuras. Un ejemplo de este tipo de transformaciones es los
"caliches” o terrenos “encalichados", formaciones corrientes en las islas
orientales del archipiélago. En aguas subterráneas recientes predominan los
aniones de bicarbonato o carbonato.
La presencia de sales disueltas en el agua subterránea no siempre ha de tener
su origen en la disolución de los materiales que atraviese. En particular en
estas latitudes y con mayor profusión en las islas orientales, el agua de lluvia
se carga con el polvo atmosférico procedente del continente africano,
incrementándose así la cantidad de sales del agua de infiltración.
En zonas costeras es frecuente encontrar iones cloruro y sodio en la
composición del agua subterránea que procede del efecto aerosol de la brisa
marina e incrementada por la disolución que el agua de lluvia produce sobre
las sales marinas desecadas en la superficie de las rocas. El contenido en
cloruros se incrementa con la aridez climática, lo cual sucede de oeste a este
en el Archipiélago y de norte a sur en cada isla.
Por último los iones sulfato aparecen, con frecuencia, bajo la existencia de
una contaminación por riegos, urbana o volcánica.
3.4.4. Contaminación del agua subterránea
La contaminación del agua puede ser definida como aquel proceso por el cual
se alteran las características físico-químicas del agua.
La contaminación del agua subterránea puede tener un origen natural o
antrópico. Entre los principales motivos que causan perjuicio a la calidad del
agua por actividades humanas son, para el conjunto de islas, las debidas a

labores agrícolas, urbanas o por intrusión marina. Las de origen natural son
debidas a las emanaciones gaseosas del vulcanismo residual existente.
La propagación de la contaminación del agua subterránea sigue la misma
trayectoria que el agua de infiltración, pudiendo quedar retenida en los poros
del material parte de la carga contaminante, donde tienen lugar fenómenos
químicos de adsorción, reacciones redox, etc., que en ocasiones mejoran la
calidad del contaminante. El efluente que no queda retenido en el suelo o en
la zona no saturada llega hasta el acuífero, y dependiendo del contraste de
densidades y viscosidades entre ambos líquidos, viajará en forma de penacho
en la misma dirección del flujo subterráneo o bien podrá permanecer en el
fondo del acuífero y desplazarse lentamente bajo él.
Existen métodos de eliminación de los contaminantes de los acuíferos y del
suelo, pero todos ellos son métodos complejos y muy costosos, y no
garantizan la completa recuperación del medio. El método más eficaz contra
la contaminación es el control en origen, donde caben varias vías de
actuación según el tipo de contaminación que se pueda producir. Factores
como la profundidad del nivel freático, vegetación y presencia de arcillas, son
de gran importancia en la contaminación.
Seguidamente se explican las diversas fuentes de contaminación y se ofrecen
algunas pautas de control en origen.
a) Contaminación agrícola
Los plaguicidas, insecticidas y herbicidas acumulan residuos tóxicos que
pueden ser lavados por el agua de lluvia o riego y alcanzar los acuíferos.
Los pesticidas que son arrastrados por percolación en los niveles más
superficiales, sufren un proceso de absorción por las plantas, las cuales
pueden incorporarlo a los mismos frutos y a la cadena trófica. Otra parte de
los pesticidas son absorbidos por los coloides del suelo.
El notable aumento del uso de los fertilizantes, debido a la creciente
necesidad de incrementar los rendimientos de los cultivos, ha provocado
unas condiciones anómalas de acumulación de compuestos orgánicos e

inorgánicos. Estos fertilizantes contienen uno o varios de los tres
elementos nutrientes principales: nitrógeno, fósforo y potasio.
El principal de todos es el nitrógeno. Él y sus derivados son los mejores
indicadores para detectar la contaminación de las aguas subterráneas por
labores agrícolas.
Los fosfatos y la potasa no suelen contaminar el agua debido a su baja
solubilidad, escasa movilidad y limitada cantidad en que se aplican, en
comparación con los nitratos. Estos elementos tienden a acumularse y a
permanecer en la zona no saturada.
En general puede decirse que la contaminación por agricultura en las islas es
escasa.
Control en origen:
- Restringir las actividades agrícolas en las áreas de recarga.
- Modificar las prácticas agrícolas.
- No utilizar zonas de litologías granulares porosas y que tengan el nivel
freático próximo.
- Preparación del suelo.
- Selección de mecanismos de siembra.
- Rotación de cultivos.
- Selección de especies altamente resistentes.
- Dosis adecuadas de fertilizantes
b) Contaminación urbana
Se produce entre otras razones por el uso de fosas sépticas, pozos negros,
alcantarillado en mal estado, vertederos mal emplazados o técnicamente mal
previstos. La contaminación que se produce es fundamentalmente
microbiológica. No se incluye en este tipo la contaminación de origen
industrial.
Los microorganismos patógenos, por lo general, proliferan en las personas o
animales enfermos y son expulsados al exterior con las excretas, orinas y
estornudos. Una vez fuera del cuerpo su supervivencia depende de las

condiciones del medio y de la especie concreta de que se trate. Si las
condiciones son favorables pueden multiplicarse, pero lo más normal es que
las muertes sean mayores que las divisiones celulares y que el número de
individuos vaya disminuyendo.
Entre las enfermedades en las que el agua de abastecimiento sirve con
frecuencia de vehículo de contagio por vía oral, cabe citar, en función del
organismo que las produce:
- Bacterias: Cólera , tifus, fiebres paratíficas.
- Virus: Hepatitis, gastroenteritis vírica, cáncer.
- Protozoos: Amebiasis.
Control en origen:
- Sistemas adecuados de eliminación basado en el tipo de residuo.
- Reducir lixiviado.
- Reducir tiempo de explotación de vertederos.
- Dotación de obras ingenieriles para recoger lixiviados.
- Construcción de fosas sépticas adecuadas.
- Vaciado periódico de pozos negros.
- Mejora de los sistemas de captación y distribución de agua.
- Delimitación de perímetros de protección adecuados.
c) Contaminación salina
En zonas costeras está provocada por la extracción de agua subterránea por
encima de las posibilidades del acuífero, produciendo contaminación por
"intrusión marina". En estos casos el contaminante es el agua de mar. Se trata
de una de las contaminaciones más frecuente y más difíciles de controlar.
En un acuífero costero sin explotación, el agua dulce se vierte al mar. Esta
fuga mantiene la posición de una línea imaginaria que llamamos "interfaz" y
que diseña una cuña de intrusión del agua marina hacia el interior del
acuífero.

Esta barrera de separación no es estática sino que fluctúa a razón de:
- Diferencia de densidades.
- Flujo del agua dulce.
- Condiciones hidrogeológicas.
- Extracciones
- Fluctuaciones del nivel del mar
Cuando se ponen en contacto dos fluidos miscibles no existe una interfaz
brusca, sino que se pasa de un fluido a otro a través de una zona de mezcla.
Las características en composición y anchura de esta faja son variables y
dependen de la difusividad y dispersividad del medio y de las características
del movimiento. Cuando se producen bombeos se altera el movimiento de los
flujos y la cuña penetra hacia el interior del acuífero. La interfaz de
separación es más profunda y más inclinada, y la zona de mezcla es menor.
Figura 3.8. Esquema de intrusión salina en un acuífero libre, producida por
el descenso del nivel freático en la costa.
Si se produce una recarga importante en el acuífero el agua dulce es la que
desplaza el agua salada y la interfaz es más alta y su pendiente menor. El
movimiento del agua salada hacia tierra se conoce con el nombre de "Efecto
Nomitsu".

El alto contenido en cloro y sodio en el agua de las captaciones costeras nos
indica que se ha producido intrusión. En el agua de mar hay poco contenido
de bicarbonato, mientras que en el agua dulce suele ser dominante. También
los elevados contenidos en bromo e iodo son indicadores de la intrusión
salina.
A modo de resumen, las hipótesis actuales sobre acuíferos costeros, tal y
como expone Soler Liceras (1991), suponen que:
1) Toda el agua, exceptuando la zona de mezcla, tiene una densidad
constante en la vertical.
2) Existe una interfaz que separa las aguas del acuífero de las del mar.
3) Existe un flujo de magnitud constante en toda su profundidad.
4) A ambos lados de la interfaz existen unas corrientes paralelas que
anulan o aminoran los efectos de la difusión en la zona de mezcla.
5) Existen flujos verticales en el acuífero.
A partir de ensayos de bombeo realizados en las islas occidentales por este
mismo autor, se ha establecido un nuevo modelo de acuífero costero
volcánico, que supone una estratificación por densidades debida a diferencias
de edad en las aguas y por diferencias en el grado de salinidad.
Esta hipótesis sólo admite una circulación de las aguas subterráneas en la
zona más superficial del acuífero y conlleva la no existencia de interfaz,
impidiendo los flujos verticales al existir una presencia de capas de
densidades diferentes.
Control en origen
- Cultivos idóneos para la zona, así como la calidad y cantidad de agua más
apropiada.
- Distribución espacial y características técnicas de las obras de captación.
- Distribución de las tierras de los diferentes cultivos.
- Inventario de recursos hidráulicos subterráneos y superficiales próximos.
d) Contaminación volcánica
Se refiere al aporte gaseoso de emanaciones volcánicas aún existentes, al

agua subterránea. El principal cambio que tiene lugar en las características
del agua subterránea es el aumento de la temperatura.
El sometimiento a estas altas temperaturas provoca la evaporación del agua
subterránea que sale al exterior a favor de fracturas o conductos de diversa
génesis. El vapor de agua que se desprende lleva gases de tipo ClH, SH2, SO3
y muy frecuentemente CO2 y NOx.
La presencia de estos gases en el acuífero produce un aumento de la cantidad
total de sales y, dependiendo del tipo de emanación, un aumento de los iones
bicarbonato, sulfato, cloruro, etc.

EJEMPLO 4
“El agua en las Islas Canarias”
Condiciones climáticas
Los recursos hídricos del Archipiélago Canario están en íntima relación con
sus características climatológicas. En términos generales, se puede decir que
en las Islas Canarias la precipitación es escasa. Aunque por su latitud
deberían tener un clima seco y cálido, en la realidad no es exactamente así
debido a ciertas particularidades que se irán comentando a lo largo de este
capítulo.
El clima de estas islas está influenciado en gran parte por el anticiclón de las
Azores que, durante la mayor parte del año, se sitúa entre las Islas Canarias,
las Azores y Madeira. En él tienen su origen los vientos alíseos, que son los
dominantes en el archipiélago y van a definir en buena parte el clima canario.
Sus componentes principales son: 1) Componente inferior, formada por una
corriente de aire húmedo y templado que por lo general procede del NE y 2)
La componente superior, cálida y seca, que sopla desde el NO. La existencia
de estas dos corrientes, origina que a una altura comprendida entre los 1.000
y 1.500 m, se produzca una inversión térmica dando lugar a un ascenso de la
temperatura. El resultado de esto es que en las vertientes norte de las islas el
clima es húmedo y templado hasta una cota de unos 1.000 m, a partir de la
cual el aliseo superior es predominante y el clima es más seco. Por el
contrario las vertientes meridionales son bastante más secas.
El régimen de las precipitaciones se debe fundamentalmente a dos
condiciones atmosféricas (MOPU, 1987): 1) Invasiones desde el norte de aire
polar frío. Originan las precipitaciones más importantes en las islas de mayor
altura, y están influenciadas por el efecto orográfico del relieve y 2) Intrusión
de aire húmedo y cálido del sur, que se desarrolla principalmente en las
vertientes meridionales.

A modo de conclusión, el régimen pluviométrico será tanto más importante
cuanto más desplazada se encuentre la isla hacia el oeste y tanto más lluviosa
cuanto mayor sea su altura.
Otro aspecto importante que condiciona el clima de las Islas Canarias es el
efecto que tiene la Brisa Marina. La temperatura del agua del mar en estas
islas varía entre 18º y 23º. Estas temperaturas relativamente bajas, se deben al
dominio de los vientos del NE que empujan las capas superficiales del
océano hacia el centro y producen en nuestras latitudes un ascenso de aguas
más profundas y frías (SGOP, 1985). A efectos de lluvias, esto da lugar a que
el aire más frío y más pesado se localice en las cotas más bajas produciendo
con ello un gradiente térmico estable que no favorece las precipitaciones.
Formaciones volcánicas geológicas características
Desde el interés puramente hidrogeológico, su comportamiento no es igual
para una misma formación en todas las islas del archipiélago canario, ni
incluso dentro de una misma. A pesar de ello, en líneas generales se pueden
distinguir las siguientes formaciones de características similares (ITGE,
1991):
a) Complejos Basales
Se trata de rocas plutónicas con diques y se pueden considerar como
impermeables.
b) Serie Basáltica Antigua
Está formada por una asociación de coladas y mantos piroclásticos. Su
permeabilidad es baja, pero por su gran extensión representa la formación
más explotada de todo el archipiélago canario.
c) Series Traqui-Fonolíticas
Suelen ser muy compactas y de poca fisuración, con una permeabilidad muy
pequeña.

d) Aglomerados
Tienen un comportamiento muy variable dependiendo de las zonas. Pueden
llegar a formar muy buenos acuíferos.
e) Series Basálticas Modernas
No han tenido apenas un proceso de colmatación, por lo que su
permeabilidad es muy elevada.
f) Depósitos Aluviales
En general están representados muy pobremente en las islas, excepto en Gran
Canaria donde ocupan amplias zonas costeras.
A pesar de la gran variedad de materiales que forman los acuíferos en los
materiales volcánicos, en conjunto el macizo se comporta como una masa
rocosa permeable y anisótropa, que sigue razonablemente las leyes de la
hidráulica clásica.
Aprovechamiento del agua
Para obtener el máximo rendimiento de los recursos hídricos en las islas,
tanto superficiales como subterráneos, de muy antiguo se han utilizado
diversos sistemas que permitieran su óptimo aprovechamiento.
La disponibilidad del agua está en relación con la manera en que ésta se
presenta en la naturaleza. Así pues, el concepto de "Ciclo Hidrológico" tiene
especial interés para comprender de una forma global cómo debe ser la
gestión conjunta de este recurso.
El agua que llega al suelo mediante la precipitación, tiene la posibilidad de
circular por la superficie del terreno (escorrentía superficial), infiltrase
(escorrentía subterránea) y pasar formar parte de los acuíferos, o bien
evaporarse e incorporarse de nuevo a la atmósfera.

En zonas insulares donde la disponibilidad de agua se limita a la superficie de
la isla, deben hacerse estudios hidrogeológicos con mucho detalle con objeto
de hacer un buen balance hídrico que cuantifique los recursos para su buena
gestión.
A continuación se hace un repaso de las distintas formas de aprovechamiento
tanto del agua superficial como subterránea.
Aguas superficiales
El aprovechamiento más común de las aguas superficiales consiste en la
construcción de presas. No siempre es ésta la opción más ventajosa, pues a
menudo tienen un elevado coste y una pequeña capacidad de
almacenamiento. Las principales circunstancias que hacen que las presas no
sean un buen aprovechamiento son:
- Irregularidad de las avenidas, obligando a crear grandes embalses para
regular pequeños caudales.
- Relativamente alta permeabilidad del terreno que facilita la infiltración y
dificulta la escorrentía superficial.
- Barrancos poco caudalosos incluso en épocas de avenidas.
- Barrancos estrechos y con elevada pendiente que impiden la construcción
de grandes presas.
- Rápida colmatación de los embalses por erosión del suelo y retención de
las partículas en suspensión que lleva el agua de los ríos.
- Costes elevados en obras de impermeabilización del fondo de presa.
En los últimos años, cada vez con más frecuencia se utiliza la técnica de
"balsas" construidas con láminas sintéticas que permite la acumulación de
caudales no muy grandes. Son costosas pero útiles para sus propósito.

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