investigacion sobre el agua en mexico ademas de varios conceptos de esta misma

1. INSTITUTO POLITECNICO NACIONAL
ESCUEA SUPERIOR DE INGENIERIA Y
ARQUITECTURA
UNIDAD TICOMAN
“Ciencias de la Tierra”
PORTAFOLIO DE EVIDENCIAS
Primer departamental
Geo hidrología
GONZALEZ MILLAN JOSE
1PM7
Vargas López David
28/ Abril/2015

2. Distribución de agua en el subsuelo
En el subsuelo se encuentran formaciones geológicas consistentes a veces en
rocas porosas (arenas, gravillas, etc.), o fracturadas (calizas, areniscas, lavas, etc.)
las cuales pueden contener agua en sus huecos. Este agua se denomina agua
subterránea y los terrenos que la contienen y la pueden ceder se denominan
acuíferos. Los terrenos acuíferos del Subsuelo pueden tener una extensión
horizontal pequeña, de decenas o centenas de metros cuadrados, y constituir lo
que se llama acuíferos locales o puntuales, o bien alcanzar millones de kilómetros
cuadrados, formando extensos acuíferos regionales
El espesor de los acuíferos puede también variar desde centímetros hasta más de
mil metros. El agua subterránea tiene su origen en la lluvia, parte de la cual se infiltra
directamente a través del suelo, o desde ríos y lagos, por grietas y poros de la roca,
hasta alcanzar un nivel impermeable que no la deja descender más. Allí se va
acumulando con los años, llenando los acuíferos, y poco a poco circula a favor del
gradiente, hasta encontrar un nivel de salida a la superficie en puntos definidos que
se convierten en manantiales o fuentes, o de forma difusa, en áreas tales como los
lechos de los ríos, cuyo caudal es mantenido por las aguas subterráneas
especialmente en los estiajes
Cuando se hace una profundización que atraviesa los acuíferos, el agua de las
oquedades pasa a la perforación o pozo, llenándolo hasta un cierto nivel llamado
nivel del agua subterránea o nivel piezométrico. si la perforación o pozo se vacía de
agua, el acuífero repone el agua subterránea nuevamente, a expensas de sus
propias reservas. Si con una bomba u otro mecanismo se extrae el agua de forma
más o menos continua, se tiene lo que se denomina una captación de agua
subterránea.

3. Las aguas infiltradas pueden permanecer en el subsuelo más o menos tiempo,
alcanzar diferentes profundidades y estar sometidas a muy diferentes condiciones.

4. Zona de aireación o vadosa (no saturada).
Se extiende desde la superficie del terreno hasta el nivel freático. Los poros no están
saturados, es decir, están ocupados tanto por agua como por aire en función de las
condiciones, y el agua retenida, que puede ser agua de hidratación, de adhesión o
capilar, se encuentra a una presión menor que la atmosférica. El agua no retenida
se moverá gracias a la gravedad (agua gravitacional o gravífica), y seguirá
descendiendo y ocupando eventualmente los poros, grietas, y fisuras de los
materiales (percolación), hasta alcanzar algún nivel inferior que sea impermeable o
esté saturado.
Se pueden diferenciar tres sub zonas:
 Una superficial caracterizada porque una parte de las aguas infiltradas
quedará retenida y adherida por fuerzas capilares al terreno, formando la
humedad del suelo. El agua aquí contenida puede evaporarse volviendo a la
atmósfera, o ser absorbida por los vegetales a través de sus raíces, quienes
también la evaporarán por transpiración: a esta zona del suelo comprendida
entre la superficie y el límite inferior de las raíces de los vegetales, se la
denomina sub zona de evapotranspiración, y tiene un espesor variable desde
algunos cm hasta varios metros, en función de la cantidad y el tipo de
vegetación propios de la región.
 Sub zona intermedia, en la que el agua se mueve por gravedad hacia las
zonas inferiores (percolación). Tiene un espesor muy variable, desde algunos
cientos de metros en el caso de zonas desérticas, a llegar incluso a no existir
en el caso de niveles freáticos muy cercanos a la superficie.
 Franja capilar, en contacto con la zona saturada. Esta franja se caracteriza
porque los estrechos conductos y oquedades situados entre los materiales,
se mantienen ocupados por agua sujeta a fuerzas capilares, que asciende
desde la zona saturada inferior a una altura tanto mayor cuanto mayor sean
estas fuerzas. Aunque esta zona está saturada de agua al igual que la zona
de saturación que la sigue, hay una diferencia fundamental entre ambas: el
agua de la franja capilar al estar sometida a fuerzas capilares no fluye en
general, mientras que la de la zona saturada sí lo hace al ser agua gravífica
El nivel freático
Es el nivel a partir del cual los materiales se encuentran totalmente saturados de
agua.
Su profundidad es variable en función de las condiciones climáticas: Después de
precipitaciones abundantes, es decir en épocas de recarga subirá, acercándose

5. cada vez más a la superficie o incluso situándose por encima de ella, lo que dará
lugar a zonas encharcadas o pantanosas.
Por el contrario en épocas secas, o
como consecuencia de extracciones
abusivas, el nivel bajará
progresivamente lo que se traducirá
en desecación de humedades,
fuentes, descenso de niveles de ríos
y pozos, etc.
Mientras que las superficies de un
lago o un río son superficies planas
horizontales, no ocurre lo mismo con
el nivel freático. Este no se dispone en
forma de superficie plana, sino que
reproduce toscamente la superficie
topográfica del terreno, de manera
que se encuentra a mayor altura en
las zonas elevadas y desciende en las
deprimidas. Esta disposición se debe al hecho de que el agua subterránea se
desplaza en general muy lentamente a través de los poros de las rocas, por lo que
las aguas que se infiltran en las sucesivas precipitaciones tienden a acumularse en
las zonas elevadas, ya que tardarán mucho tiempo en alcanzar las zonas bajas de
descarga.
Desde la superficie del terreno no es posible detectar la situación del nivel freático,
salvo en los casos en los que corte o esté por encima de dicha superficie (zonas
pantanosas, lagos, fuentes...). Sin embargo, se puede conocer de manera bastante
aproximada a qué profundidad se encuentra, que coincidirá con la altura del agua
de los pozos que existan en la zona, siempre que estén perforados en acuíferos
libres, ya que los pozos son perforaciones en el subsuelo hasta alcanzar este nivel.
(De hecho, etimológicamente nivel freático significa nivel de los pozos, ya que
freatos=pozo, en griego)
Zona Saturada
Su límite superior viene marcado por el nivel freático, y el inferior por los materiales
impermeables a partir de los cuales se ha acumulado el agua.
Se caracteriza porque los poros, grietas y fisuras de las rocas están completamente
ocupados por agua, que se encuentra a una presión variable: igual a la atmosférica
en el nivel freático, y progresivamente mayor a medida que se profundiza.

6. Las aguas de esta zona son las que se consideran verdaderas aguas subterráneas.
Han llegado aquí a partir de la infiltración de las aguas de lluvia, o de las aguas
superficiales (deshielo, ríos, lagos). Una vez en esta zona y dependiendo de las
condiciones, su flujo natural las llevará de nuevo a la superficie dando lugar a
manantiales y fuentes, alimentando ríos, lagos y zonas húmedas, o descargando
directamente en el mar. También si las condiciones lo permiten, pueden ser
captadas en cantidades significativas para el consumo humano.
Con frecuencia se utilizan los términos agua freática y circulación freática, para
aludir al agua de esta zona saturada y a su movimiento. Ambos términos derivan
del gr. freatos = pozo, luego etimológicamente se está aludiendo al agua que llega,
o puede llegar, a un pozo y a su circulación
Rocas almacenadoras
La propiedad de una roca que la hace poder contener agua se define técnicamente
como porosidad o conjunto de intersticios existentes en los sólidos discontinuos.
Para ser verdaderamente almacenadora acuífera, la roca además de contener
agua, necesita poder cederla, cualidad que se denomina permeabilidad. La
permeabilidad en un sentido amplio, mide tanto la posibilidad de poder extraer,
drenar o bombear agua como la posibilidad de introducir, infiltrar o recibir agua en
un acuífero

7. La sedimentación detrítica tiene lugar, como ya hemos indicado, como
consecuencia de la pérdida de energía del medio de transporte, que hace que este
se interrumpa, con lo que las partículas físicas que son arrastradas tienden a
depositarse por decantación. Se originan así los sedimentos, y a partir de éstos, y
mediante el proceso de diagénesis, las rocas sedimentarias detríticas. Entre ambas,
rocas y sedimentos, las más comunes son las arenas y areniscas y las rocas
arcillosas (lutitas o pelitas). Además, a menudo estos materiales contienen
minerales de interés minero, que se depositan conjuntamente con el resto de la roca
(caso de los yacimientos de tipo placer), o se introducen en la misma aprovechando
su alta porosidad y permeabilidad (caso del agua, del petróleo, del gas natural).
Las rocas detríticas gruesas (arenas/areniscas, gravas/conglomerados) están
formadas, como sabemos, por granos, de formas más o menos regulares, lo que
hace que entre estos granos exista una alta porosidad, en la que a menudo
podemos encontrar fluidos, sobre todo agua
Características físicas y químicas de las rocas almacenadoras.

8. Porosidad.
La porosidad es una medida de la capacidad de almacenamiento de fluidos que
posee una roca y se define como la fracción del volumen total de la roca que
corresponde a espacios que pueden almacenar fluidos.
Como el volumen de espacios disponibles para almacenar fluidos no puede ser
mayor que el volumen total de la roca, la porosidad es una fracción y el máximo
valor teórico que puede alcanzar es 1. Muchas veces la porosidad es expresada
como un porcentaje, esta cantidad resulta de multiplicar por 100.
Clasificación de la Porosidad
La porosidad de una roca puede ser clasificada de dos maneras:
- Según su origen.
- Según la comunicación de sus poros.

9. Según su origen
De acuerdo a su origen, la porosidad puede ser clasificada en primaria o
intergranular y secundaria o inducida. La porosidad primaria o intergranular es
aquella que se origina durante el proceso de deposición de material que da origen
a la roca. Por otra parte la porosidad secundaria es aquella que se origina por
algunos procesos naturales o artificiales posteriores al momento en el cual los
sedimentos que dieron origen a la roca fueron depositados.
En general las rocas con porosidad primaria presentan características más
uniformes que aquellas que presentan parte de su porosidad secundaria o inducida.
Algunos procesos que dan origen a la porosidad secundaria de una roca son: la
disolución, las fracturas y la dolomitización.
 Disolución: La disolución es un proceso mediante el cual se origina una
reacción química entre los fluidos que saturan el medio poroso y la matriz de
la roca. Este proceso origina una modificación en el volumen poroso del
sistema y por ende en la porosidad.
 Fracturas: Las fracturas también contribuyen a la generación de porosidad
secundaria. Después de producirse la deposiciónde sedimentos y originarse
la roca, esta se puede encontrar sometida a procesos geológicos de
deformación originados por actividades tectónicas que pueden generar
fisuras o desplazamiento de los granos que conforman la matriz de la roca.
Estas fracturas originan un aumento en el volumen de espacios que pueden
contener fluidos, lo que se traduce en un aumento en la porosidad.
 Dolomitización: La dolomitización es un proceso mediante el cual la caliza se
transforma en dolomita. La reacción química que permite visualizar el
proceso de dolomitización se muestra a continuación:
El proceso de dolomitización ocurre cuando rocas carbonáticas (constituidas por
calizas) entran en contacto con agua (con alguna cantidad de magnesio disuelto)
que circula a través del medio poroso. Al entrar en contacto el magnesio desplaza
al calcio, y debido a que el magnesio es considerablemente más pequeño que el
calcio, la roca generada luego del desplazamiento puede presentar una porosidad
mucho mayor. Es importante mencionar que la dolomita resultante de un proceso
de dolomitización presentará generalmente una porosidad mayor a la caliza de
donde se originó, sin embargo, desde el punto de vista teórico, si el proceso de

10. dolomitización fuera total, es decir, el magnesio sustituyera completamente al calcio,
la nueva roca podría presentar una porosidad menor a la de la roca original.
Según la comunicación de sus poros
Debido a que el material cementante puede sellar algunos poros de la roca,
aislándolos del resto del volumen poroso, los poros se pueden encontrar unidos
entre si, o aislados. Dependiendo de como sea la comunicación de estos poros, la
porosidad se puede clasificar de la siguiente manera:
- Total o absoluta.
- Interconectada o efectiva.
- No interconectada o no efectiva.
La porosidad total o absoluta de una roca se define como la fracción del volumen
total de la misma que no esta ocupada por matriz.
La porosidad interconectada o efectiva se define como el volumen total de la roca
que representa espacios que pueden contener fluidos y se encuentran comunicados
entre sí, mientras que la porosidad no interconectada o no efectiva es aquella que
representa la fracción del volumen total de la roca que esta conformada por los
espacios que pueden contener fluidos pero no están comunicados entre sí.
Como la sumatoria del volumen de los poros no interconectados más el volumen de
los poros interconectados es igual al volumen total de los poros de la roca, entonces
la porosidad absoluta o total del sistema es igual a la sumatoria de la porosidad
efectiva más la porosidad no efectiva

11. Distribución de poros en la roca

12. Contenido de humedad, grado de saturación, deficiencia de
humedad
El suelo se comporta como un depósito, al cual se le puede determinar la cantidad
de agua almacenada en un cualquier momento. El contenido de humedad del suelo
con base en volumen se expresa como:
Donde:
θ: Es el contenido de humedad con base en volumen en porcentaje decimal.
Vw: Es el volumen ocupado por el agua
El proceso de retención que depende de las características de tensión superficial
del agua del suelo y del ángulo de contacto entre el agua y las partículas de suelo,
es el mecanismo principal de retención de agua en los suelos livianos, mediados y
dentro de determinados intervalos de humedad, también en los suelos pesados.
En un suelo saturado, todos los poros están llenos con agua. La tensión de
humedad del suelo (potencial mátrico o succión) es cercana a cero. Si al suelo se
le aplicara una fuerza externa, el agua sería desplazada primero de los poros más
grandes, y luego reemplazada por aire. La disminución continua de agua en los
poros del suelo produce simultáneamente el aumento de la fuerza con que es
retenida el agua en el suelo y el incremento de la tensión de humedad del suelo, o
potencial mátrico del mismo. Esto es debido a que entre menor sea el radio de los
poros que retienen el agua, la tensión capilar es mucho mayor. Por tanto, a pesar
de ser la capacidad de almacenamiento de agua en un suelo arcilloso mayor que
en uno arenoso, la fuerza con que retiene el agua la arcilla es mayor a la de la arena.
El Método Gravimétrico es el método tradicional para establecer el contenido de
humedad de una muestra de suelo. La muestra es pesada, secada en un horno a
105 oC durante 24 horas, determinándose mediante una balanza el peso del agua
y el peso de suelo seco. Con éstas medidas se determina el contenido de humedad
con base en peso.
Un suelo puede presentar en un momento dado un contenido de humedad con base
en peso (W%) mayor al 100%, un ejemplo de esto es presentado por aquellos

13. suelos que poseen altos contenidos de materia orgánica, así como densidades
aparentes menores a 1.0 gr/cm3 , capaces de tomar más agua que la que pueden
pesar cuando están secos.
La proporción de vacíos ocupada por el agua se expresa en términos del Grado de
Saturación, y se define como la relación entre el volumen de agua y el volumen de
vacíos. Varía entre 0 % ( suelo seco) y 100 % ( suelo totalmente saturado).
El contenido de aire, Grado de Aireación , expresa la proporción de aire presente
en un elemento de suelo . Es una magnitud de escasa importancia práctica respecto
a las anteriores, su definición es:
La falta de agua también es perjudicial para los cultivos, por lo que se debe controlar
regularmente el nivel de humedad del suelo para determinar cuándo regar y qué
cantidad de agua se debe aplicar.
El suelo, presentando una deficiencia de humedad importante, permitirá que el agua
que precipite, a pesar de que la capacidad de infiltración es reducida, se utilice,
parcialmente en abastecer de humedad al suelo, escurriendo sólo una porción
relativamente pequeña. La capacidad de infiltración es la cantidad máxima de agua
que se puede introducir en un suelo por unidad de superficie horizontal y por unidad
de tiempo. Se mide por la altura de agua que se infiltra, expresada en mm/hora. La
capacidad de infiltración disminuye hasta alcanzar un valor casi constante a medida

14. que la precipitación se prolonga, y es entonces cuando se empieza el escurrimiento
superficial.
El suelo, presentando una deficiencia de humedad importante, permitirá que el agua
que precipite, a pesar de que la capacidad de infiltración es reducida, se utilice,
parcialmente en abastecer de humedad al suelo, escurriendo sólo una porción
relativamente pequeña.
La capacidad de infiltración es la cantidad máxima de agua que se puede introducir
en un suelo por unidad de superficie horizontal y por unidad de tiempo. Se mide por
la altura de agua que se infiltra, expresada en mm/hora. La capacidad de infiltración
disminuye hasta alcanzar un valor casi constante a medida que la precipitación se
prolonga, y es entonces cuando se empieza el escurrimiento superficial.
Presión, carga hidráulica y nivel base
La presión en un fluido es la presión termodinámica que interviene en la ecuación
constitutiva y en la ecuación de movimiento del fluido, en algunos casos especiales
esta presión coincide con la presión media o incluso con la presión hidrostática.
Todas las presiones representan una medida de la energía potencial por unidad de
volumen en un fluido. Para definir con mayor propiedad el concepto de presión en
un fluido se distinguen habitualmente varias formas de medir la presión:
* La presión media, o promedio de las presiones según diferentes direcciones en un
fluido, cuando el fluido está en reposo esta presión media coincide con la presión
hidrostática. * La presión hidrostática es la parte de la presión debida al peso de un
fluido en reposo. En un fluido en reposo la única presión existente es la presión
hidrostática, en un fluido en movimiento además puede aparecer una presión
hidrodinámica adicional relacionada con la velocidad del fluido. Es la presión que
sufren los cuerpos sumergidos en un líquido o fluido por el simple y sencillo hecho
de sumergirse dentro de este. Se define por la fórmula donde es la presión
hidrostática, es el peso específico y profundidad bajo la superficie del fluido.
* La presión hidrodinámica es la presión termodinámica dependiente de la dirección
considerada alrededor de un punto que dependerá además del peso del fluido, el
estado de movimiento del mismo.

15. Presión hidrostática:Un fluido pesa y ejerce presión sobre las paredes del fondo del
recipiente que lo contiene y sobre la superficie de cualquier objeto sumergido en él.
Esta presión, llamada presión hidrostática, provoca, en fluidos en reposo, una fuerza
perpendicular a las paredes del recipiente o a la superficie del objeto sumergido sin
importar la orientación que adopten las caras. Si el líquido fluyera, las fuerzas
resultantes de las presiones ya no serían necesariamente perpendiculares a las
superficies. Esta presión depende de la densidad del líquido en cuestión y de la
altura del líquido con referencia del punto del que se mida.
Carga hidrostática
La distribución de la carga hidráulica a través de un acuífero determina dónde fluirá
el agua subterránea. En un ejemplo hidrostática, donde la carga hidráulica es
constante, no hay flujo. Sin embargo, si hay una diferencia en la carga hidráulica de
la parte superior a la parte inferior debido a que drena de la parte inferior, el agua
fluirá hacia abajo, debido a la diferencia en la cabeza, también llamado el gradiente
hidráulico.
Nivel base
El nivel de base se define como la menor elevación a la cual una corriente puede
profundizar su cauce. En esencia, es el nivel al cual una corriente desemboca en el
océano, un lago u otra corriente. El nivel de base explica el hecho de que la mayoría
de los perfiles de las corrientes tenga gradientes bajos cerca de sus
desembocaduras, porque las corrientes se aproximan a la elevación por debajo de
la cual no pueden erosionarsus lechos. Powell reconoció que existen dos tipos de
nivel de base:
Podemos considerar el nivel del mar como un nivel de base principal, por debajo del
cual las tierras secas no pueden ser erosionadas; pero podemos tener también,
para propósitos locales o transitorios, otros niveles de base de erosión*.
Cualquier cambio del nivel de base provocará el reajuste correspondiente en las
actividades de las corrientes de agua. Una capa resistente de roca puede actuar

16. como
un
nivel
de
base
local
(temporal). Dado que la capa más duradera se erosiona más despacio, limita la
cantidad de erosión en Ia vertical corriente arriba.
.
. Cuando se construye una presa a lo largo del curso de una corriente, el pantano
que se forma detrás eleva el nivel de base de la corriente elpantano, el gradiente de
la corriente se reduce, disminuyendo su velocidad y, por consiguiente, su capacidad
transportadora de sedimentos. La corriente, ahora incapaz de transportar toda su
carga, depositará rnaterial, elevando con ello su cauce. Este proceso continúa hasta
que la corriente vuelve a tener un gradiente suficiente para transportar su carga. El
perfil del nuevo cauce sería similar al del antiguo, excepto en que sería algo más
elevado.
Cuando se construye un dique y se forma un embalse, el nivel de base de la
corriente se eleva. Esto reduce la velocidad de la corriente e induce el depósito y la
reducción del gradiente corriente arriba del embalse

17. Si, por otra parte, el nivel de base se redujera, ya fuera por elevación del terreno o
por una caída del nivel del mar, la corriente se reajustaría de nuevo, La corriente,
ahora por encima del nivel de base, tendría un exceso de energía y erosionaría su
cauce para establecer un equilibrio con su nuevo nivel de base. La erosión
progresaría primero cerca de la desembocadura, luego actuaría corriente arriba
hasta que el perfil de la corriente de agua se ajustara a 1o largo de toda su longitud.
Gradiente hidráulico
El gradiente hidráulico es un gradiente vector entre dos o más medidas de la cabeza
hidráulicos más de la longitud de la trayectoria de flujo. También se conoce como la
"pendiente de Darcy, ya que determina la cantidad de un flujo de Darcy, o descarga.
Un gradiente hidráulico dimensiones se puede calcular entre dos piezómetros como:

18. o dicho de otra manera es el gradiente hidráulico es la diferencia entre los dos
cabezales hidráulicos, y es la longitud de la trayectoria de flujo entre los dos
piezómetros
El gradiente hidráulico puede ser expresada en notación vectorial, utilizando el
operador del. Esto requiere un campo de carga hidráulica, que puede sólo ser
prácticamente obtiene a partir de un modelo numérico, tales como MODFLOW. En
coordenadas cartesianas, esto puede ser expresado como:
Este vector describe la dirección del flujo de agua subterránea, donde los valores
negativos indican el flujo a lo largo de la dimensión, y cero indica "sin flujo '. Al igual
que con cualquier otro ejemplo en la física, la energía debe fluir de arriba hacia
abajo, por lo que el flujo está en la pendiente negativa. Este vector puede ser
utilizado en conjunción con la ley de Darcy y un tensor de conductividad hidráulica
para determinar el flujo de agua en tres dimensiones.
Ley de darcy
La circulación del agua en la zona saturada está regulada por la Ley de Darcy, según
la cual existe una proporcionalidad entre el caudal de agua que pasa por una
sección determinada de un material con una permeabilidad definida por su
coeficiente de permeabilidad (K) y el gradiente hidráulico, V=K*i. Esto es, irá tanto
más rápido cuanto mayor sea su permeabilidad y mayor sea el gradiente hidráulico.

19. La ley de Darcy es válida en un medio saturado, continuo, homogéneo e isótropo y
cuando las fuerzas inerciales son despreciables (Re<1). La Ley de Darcy es una de
las piezas fundamentales de la mecánica de los suelos. A partir de los trabajos
iniciales de Darcy, un trabajo monumental para la época, muchos otros
investigadores han analizado y puesto a prueba esta ley. A través de estos trabajos
posteriores se ha podido determinar que mantiene su validez para la mayoría de los
tipos de flujo de fluidos en los suelos. Para filtraciones de líquidos a velocidades
muy elevadas y la de gases a velocidades muy bajas, la ley de Darcy deja de ser
válida.En el caso de agua circulando en suelos, existen evidencias abrumadoras en
el sentido de verificar la vigencia de la Ley de Darcy para suelos que van desde los
limos hasta las arenas medias. Asimismo es perfectamente aplicable en las arcillas,
para flujos en régimen permanente.
Para suelos de mayor permeabilidad que la arena media, deberá determinarse
experimentalmente la relación real entre el gradiente y la velocidad para cada suelo
y porosidad estudiados.
Conductividad hidráulica, permeabilidad y transmisividad
para determinar la conductividad hidráulica (K) en campo: el método del agujero de
barreno (auger hole method), basado en la recuperación del nivel freático producido
en una perforación registrando la evolución de los descensos (y) en el tiempo (t).
Utiliza la fórmula de Ernst generalizada según la siguiente expresión: K = C . ∆y / ∆t
; C = (4.62 . r². H) / (20 . r + H) . ( 2 . H – y) Siendo y : descensos medidos a partir
del nivel estático (mts.); H : desnivel entre el fondo de la perforación y el nivel
estático (mts.); r : radio de la perforación (mts.) Procedimiento aplicable a
profundidades entre 2.50 a 3.00 mts. como máximo. Elementos para realizar el
ensayo: barreno de 4 pulgadas, extractor de agua manual, sonda para medición de
la profundidad, filtro para revestimiento interno en suelos arenosos – sueltos –
desmoronables, cronómetro. Duración del ensayo: cubierto el tercio inferior del
espesor total del manto, puede terminarse el proceso de medición.

20. Permeabilidad es la propiedad que tiene el suelo de transmitir el agua y el aire y es
una de las cualidades más importantes que han de considerarse para la piscicultura.
Un estanque construido en suelo impermeable perderá poca agua por filtración.
Mientras más permeable sea el suelo, mayor sera la filtración. Algunos suelos son
tan permeables y la filtración tan intensa que para construir en ellos cualquier tipo
de estanque es preciso aplicar técnicas de construcción especiales. En un volumen
de está colección que aparecerá próximamente se ofrecerá información sobre
dichas técnicas.
Por lo general, los suelos se componen de capas y, a menudo, la calidad del suelo
varía considerablemente de una capa a otra. Antes de construir un estanque, es
importante determinar la posición relativa de las capas permeables e impermeables.
Al planificar el diseño de un estanque se debe evitar la presencia de una capa
permeable en el fondo para impedir una pérdida de agua excesiva hacia el subsuelo
a causa de la filtración.
Los diques del estanque se deben
construir con un tipo de suelo que
garantice una buena retención del
agua. La calidad del suelo tendrá
que comprobarse, repetimos,
teniendo presente ese aspecto.
Muchos factores afectan a la permeabilidad del suelo. En ocasiones, se trata de
factores en extremo localizados, como fisuras y cárcavas, y es difícil hallar valores
representativos de la permeabilidad a partir de mediciones reales. Un estudio serio

21. de los perfiles de suelo proporciona una indispensable comprobación de dichas
mediciones. Las observaciones sobre la textura del suelo, su estructura,
consistencia, color y manchas de color, la disposición por capas, los poros visibles
y la profundidad de las capas impermeables como la roca madre y la capa de
arcilla*, constituyen la base para decidir si es probable que las mediciones de la
permeabilidad sean representativas.
El tamaño de los poros del suelo reviste gran importancia con respecto a la tasa de
filtración (movimiento del agua hacia dentro del suelo) y a la tasa de percolación
(movimiento del agua a través del suelo). El tamaño y el número de los poros
guardan estrecha relación con la textura y la estructura del suelo y también influyen
en su permeabilidad.
Por regla general, como se muestra a continuación, mientras más fina sea la textura
del suelo, más lenta sera la permeabilidad:

22. Transmisividad (T) es el caudal agua que pasa por unidad de ancho del acuífero
bajo un gradiente unitario de potencial.

23. Rendimiento específico, coeficiente de almacenamiento y
almacenamiento específico
El rendimiento específico de un acuífero es la relación entre la cantidad de agua
que puede drenar libremente el material y el volumen total de la formación,
resultando siempre menor que la porosidad total, y asociado al concepto de
porosidad eficaz. La relación entre el rendimiento específico (Sy) y la porosidad total
(P) depende del tamaño de las partículas en la formación. Un acuífero de textura
fina tendrá un rendimiento específico pequeño, mientras que un acuífero de textura
gruesa tendrá uno mayor, ya que es capaz de producir una mayor cantidad de su
agua almacenada. La retención específica (Sr) es la parte de la porosidad total de
un acuífero que no puede ser fácilmente extraída, resultando la suma de ambos:
P [ % ] = Sy + Sr
El coeficiente de almacenamiento expresa el volumen de agua que puede ser
liberado de un prisma vertical de material poroso de sección unidad y altura igual a
la del medio saturado, si se produce un descenso unidad de la superficie
piezométrica.
Es un parámetro adimensional, que en los acuíferos libres equivale a la porosidad
eficaz, si bien no ocurre así en los acuíferos cautivos y semiconfinados, debido a
los efectos mecánicos de compresión del terreno y del agua. En éstos el coeficiente
de almacenamiento adquiere valores sensiblemente más bajos (normalmente dos
o tres órdenes de magnitud inferiores).
Se define como Coeficiente de Almacenamiento (S) del acuífero al volumen
desplazado por una columna del acuífero de superficie unitaria (1 cm ² ) cuando la
superficie freática desciende un valor unitario (1 cm) en un acuífero libre, lo que
equivale esencialmente al rendimiento específico (porosidad eficaz). El mismo
concepto, aplicado a un acuífero confinado, implica el descenso en un valor unitario
de la presión hidrostática en la columna del prisma acuífero considerado. Los
valores promedio de S para acuíferos libres oscilan entre 0.3 a 0.05, mientras que
para acuíferos cautivos, donde predomina el espesor (e) sobre el Coeficiente de
Almacenamiento, están entre 0.001 a 0.00001.
El almacenamiento específico (SS) es la cantidad de agua, por unidad de volumen,
que es almacenada o liberada debido a la compresibilidad del esqueleto mineral y
del agua en los poros debido a un cambio unitario en el nivel de agua en el acuífero.
Este coeficiente se denomina coeficiente de almacenamiento elástico. Este
concepto se aplica tanto a acuíferos confinados como no confinados.
El almacenamiento específico está dado por la siguiente expresión:

24. S = ρw ⋅ g ⋅(α + n ⋅ β )
Donde ρw es la densidad del agua (M/L3), g es la aceleración de gravedad (L/T2),
α es la compresibilidad del esqueleto del acuífero (1/(M/LT2)), n es la porosidad
(L3/L3), y β es la compresibilidad del agua (1/(M/LT2)). El almacenamiento
específico tiene unidades de 1/L, con valores inferiores a 0.0001 1/m.
En un acuífero confinado la carga hidráulica puede disminuir pero el nivel
piezométrico puede permanecer sobre la unidad confinante.
En este caso una cantidad de agua es liberada desde almacenamiento y el acuífero
permanece saturado. El coeficiente de almacenamiento (S) de un acuífero
confinado es el producto del almacenamiento específico (Ss) y del espesor del
acuífero:
S= b x Ss
Dado que SS tiene dimensiones 1/L y el espesor del acuífero tiene unidades de
longitud, L, el coeficiente de almacenamiento es adimensional. Toda el agua
liberada desde el acuífero se puede relacionar con la compresibilidad del esqueleto
mineral y el agua presente en los poros.
El agua proviene de todo el espesor del acuífero. El valor del coeficiente de
almacenamiento de un acuífero confinado es inferior a 0.005.
En el caso de un sistema no confinado o libre el nivel de saturación (nivel freático)
aumenta o disminuye debido a cambios en la cantidad de agua almacenada. A
medida que el nivel de agua disminuye, parte del agua drena desde los poros del
sistema acuífero.
Este almacenamiento o liberación de agua se debe a la capacidad específica de la
unidad (SY), así como al almacenamiento específico de ella.
Para un acuífero no confinado el coeficiente de almacenamiento, S, se calcula
como:
S = Sy + h x Ss

25. Ecuación general del flujo subterráneo
La ecuación fundamental del flujo se deriva de la aplicación de la Ley de Darcy y
del teorema de la continuidad o de la conservación de masa, que establece que en
un volumen determinado de medio poroso saturado, la masa de fluido que entra en
un determinado intervalo de tiempo es igual a la que sale en el mismo intervalo.
Si las masas de entrada y salida no coinciden en el tiempo hay que admitir que se
produce un cambio en la masa almacenada en ese mismo volumen.
La ecuación fundamental es:
Donde:
h = potencial hidráulico (nivel piezométrico)
F = recargas exteriores (verticales, lluvias, etc..)
K = permeabilidad del acuífero
S = coeficiente de almacenamiento
T = transmisividad
t = tiempo
Por consiguiente, la ecuación fundamental representa matemáticamente una
conclusión lógica, la diferencia entre la cantidad de agua que entra y sale por las
caras de un cubo poroso ideal, más las entradas de agua exteriores al sistema, tiene
que ser igual a la variación del almacenamiento, es decir, a lo que se llena o vacía
dicho cubo.
La ecuación puede resultar de difícil o imposible solución, según sean las
condiciones de contorno, y es aplicable a los problemas generales del movimiento
del agua en los acuíferos.

26. En el caso concreto de los ensayos de bombeo, se estudia el movimiento del agua
en el acuífero como consecuencia de una depresión del nivel piezométrico en un
punto, motivada por un bombeo en un pozo situado en dicho punto.
Para la resolución de la ecuación pueden admitirse muchas simplificaciones,
siempre y cuando la realidad física del ensayo las respete.
Si no existen recargas exteriores, F/K = 0
Si el flujo es radial y no existe componente respecto al eje OZ
Tipos de acuíferos
 Confinado: zona subterránea natural con un horizonte de material
impermeable por encima del nivel estático, la presión a la cual es sometida
al agua es superior a la atmosférica
 Semiconfinado: zona subterránea natural con un horizonte de material
semipermeable por encima del nivel estativo, la presión a la cual es sometida
al agua es superior a la atmosférica.
 Libre: zona subterránea natural donde el nivel estático se encuentra a la
presión atmosférica, los materiales que se encuentran por encima del nivel
estático son permeables

27. Referencias y fuentes de consulta
http://imta.gob.mx/potamologia/images/conferencistas4seminario/presentaciones-
iv-seminario-potamologia/viernes25-octubre-2013/Dr.%20Rafael%20Huizar%20-
%20IG%20UNAM.pdf
http://pendientedemigracion.ucm.es/info/diciex/proyectos/agua/esc_sub_distribucio
n_agua.html
http://aguas.igme.es/igme/publica/libro20/pdf/lib20/los_s_a_1.pdf
http://usuarios.geofisica.unam.mx/gvazquez/explotacionELIA/zonadesplegar/Clase
s/Clase%2012%20Rocas%20almacenadoras1.pd
http://www.lacomunidadpetrolera.com/cursos/propiedades-de-la-roca-
yacimiento/clasificacion-de-la-porosidad.php
https://books.google.com.mx/books?id=vb2hNjEKgTUC&pg=PA16&lpg=PA16&dq
=rocas+almacenadoras+de+agua&source=bl&ots=BwLOhiqRPI&sig=5uQJAB1w-
YFBxMKtS17mQrri4hw&hl=es&sa=X&ei=how_VfrED8qLsAXfqYC4CQ&ved=0CC0
Q6AEwAw#v=onepage&q=rocas%20almacenadoras%20de%20agua&f=false
http://glosarios.servidor-alicante.com/geologia/nivel-de-base
http://www.rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=398&I
temid=96&limitstart=6
ftp://ftp.fao.org/fi/CDrom/FAO_training/FAO_training/general/x6706s/x6706s09.htm
http://hidrologia.usal.es/temas/Conceptos_Hidrogeol.pdf
https://portal.uah.es/portal/page/portal/GP_EPD/PG-MA-ASIG/PG-ASIG-
67044/TAB42351/T2-Propiedades%20hidr%E1ulicas%20elementales.pdf
http://ing.unne.edu.ar/pub/aguasubterranea.pdf