La hidrogeología se centra en el estudio del agua subterránea, su ocurrencia, movimiento y calidad, utilizando principios de diversas disciplinas. El documento aborda aspectos fundamentales como las características de las rocas, el ciclo hidrológico, la dinámica de acuíferos y la conductividad hidráulica, así como los procesos de recarga y descarga de aguas subterráneas. También se discute la importancia del flujo y la porosidad en la evaluación de recursos hídricos y la vulnerabilidad a la contaminación.

1. Conceptos básicos en
Hidrogeología

2. Que es la hidrogeología?
Es la parte de la hidrología que estudia la
ocurrencia, movimiento y calidad del agua debajo
de la superficie terrestre.
Su enfoque es interdisciplinario e involucra la
aplicación de la física, biología y matemáticas.

3. El agua subterránea
• Flujo laminar no visible por el humano.
• De importancia para las actividades humanas.
• Es la fuente de agua de mayor calidad pero la
más vulnerable a contaminación.
• Mayor interés en agua “fresca” y menor en el
agua “fósil”.
• 14% del agua fresca de la tierra es agua
subterránea.

4. Balance de agua fresca global

5. Rocas y Agua
• La mayoría de la roca cerca de la superficie esta
compuestas de solidos y vacíos.
• Las rocas que contienen agua pueden ser
depósitos no-consolidados (tipo suelo) o rocas
consolidadas.
• Los depósitos no consolidados pueden tener
desde unos centímetros hasta más de 12000m
debajo del delta del Río Mississippi.
• La mayoría de depósitos no consolidados
provienen de la desintegración de rocas
consolidadas

6. Rocas y Agua
• Rocas consolidadas consisten de partículas
minerales unidas por el calor o presión.
• Pueden ser ígneas, sedimentarias y metamórficas
• Las rocas sedimentarias de interés son: calizas,
dolomitas, lutitas, areniscas y conglomerados.
• Las rocas ígneas de interés incluyen granitos y
basaltos.
• Importante de determinar la naturaleza de los
vacíos en las rocas.

7. Rocas de origen exógeno

8. Rocas de origen endógeno

9. Rocas y Agua
Fuente: USGS

10. Medios Consolidados y No
Consolidados
Medios No Consolidados Medios Consolidados Fracturados
(Macizos Rocosos)
Facilidad de excavación o perforación (lo La consolidación está ligada al
que significa captaciones relativamente incremento de la presión litostática con
económicas) aunque a veces no de la profundidad.
sustentación, por lo que pueden
presentar problemas de estabilidad. El agua circula a través de
discontinuidades de origen diverso y
Niveles piezométricos cercanos a la
geometría muy variable y las presiones
superficie del terreno (es decir,
ejercidas sobre éstas pueden
pequeñas alturas de elevación, lo que
modificarse con mayor velocidad que en
implica bombeos de menor coste
un medio poroso no fracturado.
comparativo).
Recarga aceptable o muy buena (que
significa buen mantenimiento de los
caudales en el tiempo y recursos
elevados).

11. Medios Consolidados y No
Consolidados
Medios No Consolidados Medios Consolidados Fracturados
(Macizos Rocosos)
Buena porosidad eficaz (lo La
que conductividad hidráulica está
representa volúmenes de regulación controlada por la frecuencia de las
altos, o gran capacidad de embalse, esdiscontinuidades (fracturas en medios
ígneos, estratificación en medios
decir, notables reservas hídricas frente
sedimentarios), la interconexión de
a sequías prolongadas). dichas discontinuidades y la zonificación
Alta probabilidad de obtener elevadas de su permeabilidad.
permeabilidades (es decir, buenos La presión o potencial de agua en un
caudales de explotación). macizo es independiente de la
permeabilidad pero define el gradiente
Suelen encontrarse en valles poblados hidráulico y su piezometría. En este
donde existe gran demanda de agua sentido, la anisotropía de la distribución
para abastecimiento y usos agrícolas. de la permeabilidad es muy importante
en la evaluación del potencial del agua.

12. Rocas y Agua
Porosidad Secundaria?
Roca sedimentaria
Amazonas

13. Rocas y Agua
Afloramiento de Calizas al
costado de la Laguna
Mamacocha - Cajamarca

14. El agua subterránea
El agua subterránea ocurre en dos zonas:
• Zona vadosa: Terreno que contiene agua y aire,
comúnmente referido como zona no saturada.
Consta de tres partes: Zona de suelo, zona
intermedia y franja capilar.
• Zona saturada: Debajo de la zona vadosa y con
sus poros interconectados llenos de agua. Esta es
la única agua disponible para los pozos y
manantiales.
La recarga pasa por la zona vadosa antes de llegar
a la zona saturada.

15. El agua subterránea
La zona de suelo se
extiende desde la 20cm
superficie hasta un
máximo de un metro
y esta relacionada
con la profundidad de
raíces.

16. El agua subterránea
Dependiendo del tipo
de contaminación se
define la zona de
interés.
Fuente: USGS

17. Ciclo hidrológico
• El término refiere al constante movimiento del
agua encima o debajo de la superficie.
• Precipitación puede darse en forma de lluvia,
nieve o ambas. La forma tiene importancia en la
recarga.
• La infiltración varía bastante dependiendo del uso
de suelo, humedad anterior, intensidad y
duración de la precipitación.
• Cuando la taza de precipitación excede la
infiltración, ocurre la escorrentía superficial.
• La infiltración se desplaza hacia abajo y
lateralmente hacia sitios de descarga como
bofedales, manantiales, lagos o cursos de agua.

18. Ciclo hidrológico
Fuente: USGS
Nos concentraremos en el flujo subterráneo

19. Ciclo hidrológico
Balance hídrico y de
energía para zonas con
acumulación de nieve
Fuente: USGS

20. Ciclo hidrológico
Variabilidad de la Precipitación con la Recarga
Zona de estudio en la Patagonia Argentina

21. Ciclo hidrológico
Las cuencas andinas tienen patrones
característicos en su ciclo hídrico…
… more information coming soon!

22. Acuíferos y Capas Confinantes
Fuente: USGS
El nivel del agua en el pozo instalados sobre un acuífero
no confinado nos indica el nivel de la napa freática.
…volveremos a este tema luego en la presentación.

23. Parámetros Hidráulicos de
las Aguas Subterráneas

24. Porosidad
Es la relación entre el volumen de espacios vacíos y
el volumen total del suelo:
𝑉𝑡 −𝑉𝑠 𝑉𝑣
n= =
𝑉𝑡 𝑉𝑡
Depende del tamaño y forma de las partículas.

25. Porosidad
Por ejemplo:

26. Porosidad Total y Efectiva
Las partículas más finas, bien ordenadas tienen
mayor porosidad:

27. Porosidad Total y Efectiva
A modo de ejemplo, las arcillas son las formaciones naturales
con una mayor porosidad total y sin embargo, con una menor
porosidad eficaz. Ello provoca normalmente que desde el
punto de vista hidrogeológico sean considerados medios con
muy poca capacidad de circulación de agua, es decir, medios
poco permeables.
De ahí su uso
normalmente como
barrera o pantalla
hidráulica en
numerosos proyectos.
(Ojo: No existe tanta
arcilla como se
espera)

28. Porosidad efectiva
Relación entre el volumen de poros interconectados,
excluyendo los poros aislados, y el volumen total.
Esta porosidad es la que permitirá el flujo del agua y aire.
Está asociada a la conductividad hidráulica:

29. Tipos de Porosidad
Porosidad Primaria
Es aquella que se genera de forma conjunta a la
sedimentación o cristalización de los granos o minerales que
forman el sedimento o la roca.
Porosidad Secundaria
Es cuando se genera en la roca una segunda familia de
“huecos”, que puede superar en magnitud o no a la primaria.
La porosidad secundaria se produce por causas externas a los
procesos de sedimentación de la unidad geológica
(fracturación, disolución y alteración superficial o endógena,
estratificación producida durante la litificación y otras).

30. Rendimiento específico y
Retención específica
Rendimiento Específico (Sy): parte del agua que es
drenada por la gravedad.
Retención Específica (Sr):parte del agua que se
queda atrapada entre las partículas sólidas
Porosidad = Rendimiento + Retención
específico específica

31. Columnas y gradientes
Las columnas de agua nos permiten conocer la pendiente del
agua, determinando la dirección del flujo de agua
subterránea.

32. Columnas y gradientes
La columna de agua total (ht)
se determina con respecto al
nivel de referencia (datum):
ht = z + hp
ht; consta de 3 componentes:
• elevación de la columna
• columna de presión y
• columna de velocidad;
siendo esta última
insignificante, ya que el flujo
de agua subterránea se
considera muy lento.

33. Columnas y gradientes
• Gradiente Hidráulico:
Es la variación de la altura de la columna de agua
por unidad de distancia entre 2 puntos de
medición. Para la figura anterior se calcularía de la
siguiente manera:
ℎ𝑙 100−15 −(98−18) 5
= =
𝐿 780 780

34. Columnas y Gradientes
Para determinar el gradiente hidráulico y la
dirección del flujo de agua subterránea es
necesario la siguiente información:
1. La posición geográfica relativa de los pozos
2. La distancia entre los pozos
3. La altura de columna de agua de cada pozo

35. Columnas y Gradientes
Ejemplo de determinación del gradiente hidráulico y
dirección de flujo
Se tiene la
siguiente
información:

36. Columnas y Gradientes
A. Identificar el pozo
con columna de agua
intermedio.
B. Calcular la distancia
entre el pozo con
mayor columna de
agua y el que tiene la
menor, a la cuál, se
encuentre la misma
altura que el pozo
intermedio.

37. Columnas y Gradientes
C. Trazar una línea recta
que una el punto
determinado en ‘b’ y el
pozo intermedio.
D. Trazar una perpendicular
a la línea recta trazada
en ‘c’ hacia el pozo de
menor altura. (ésta será
la dirección del flujo).
E. El gradiente hidráulico del
sistema, corresponderá al
gradiente entre el punto
de la línea de nivel y el
pozo de menor altura.

38. Ley de Darcy
• Nos permite determinar la conductividad hidráulica, la cuál,
depende del tamaño y disposición de los poros y fracturas;
y las características dinámicas del fluido.
• Esta definida por la siguiente expresión:
𝒅𝒉
Q = K*A*( )
𝒅𝒍
• Donde:
• Q = volumen de agua por unidad de tiempo
• K = conductividad hidráulica
• A = área transversal en la dirección del flujo
𝑑ℎ
• = gradiente hidráulico
𝑑𝑙

39. Conductividad hidráulica
Elementos que intervienen en la Ley de Darcy:
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40. Conductividad Hidráulica
Determina el coeficiente
de permeabilidad en
términos cuantitativos.
Podemos diferenciar
hasta 12 órdenes de
magnitud en los valores
de conductividad
hidráulica entre las rocas:

41. Conductividad Hidráulica
Si la magnitud de la conductividad hidráulica es la
misma/diferente en distintas zonas en un área determinada, se
dice que el acuífero es homogéneo/heterogéneo.
Si la dirección de la conductividad hidráulica es la
misma/diferente en distintas zonas en un área determinada, se
dice que el acuífero es isotrópico/anisotrópico.
No confundir con permeabilidad, que esta relacionado con el
medio poroso, mas no con el fluido.

42. Sistema de Aguas
Subterráneas

43. Sistema de Aguas
Subterráneas

44. Sistema de Aguas Subterráneas
Descarga Recarga
• Ocurre en las zonas • Ocurre en las áreas
de cursos de agua y que se encuentran
en las llanuras entre los cursos de
húmedas. (menor agua. (mayor área).
área). • Se da de manera
• Se da de manera intermitente,
continua. inmediatamente
después de un evento
de precipitación.

45. Acuíferos
Un acuífero es una formación permeable capaz de almacenar y trasmitir
cantidades aprovechables de agua.
Acuífero Libre
Aquél en el que el límite de la zona saturada coincide con la interfase
donde empiezan los poros no saturados de agua, de forma que nuevos
aportes de ésta simplemente elevarían esta interfase a una nueva posición
más alta; o a la inversa, en el caso de extracciones de agua, la interfase
descendería a cotas inferiores.
La característica de la superficie freática es que la
presión que se aplica sobre ella es la atmosférica
(p = 1 atm).

46. Acuíferos
Acuífero confinado
Cuando la superficie piezométrica no coincida con la zona
saturada del terreno. En un contexto geológico en que aparezca
una capa poco permeable de terreno (por ejemplo de roca
compacta, sin poros) que confina un acuífero debajo del cual, a
su vez, vuelve a haber un zócalo poco permeable.

47. Acuíferos
Acuífero confinado
La presión que ejerce el agua sobre el techo
impermeable puede medirse por su equivalente de
altura, ‘h’, que alcanzaría una columna de agua con
la base situada sobre dicho techo.

48. Acuíferos
Superficie piezométrica de un acuífero confinado en
relación a su área de recarga
Fuente: USGS

49. Acuíferos
Superficie piezométrica de un acuífero confinado en
relación a su área de recarga
Fuente: NGWA

50. Acuíferos
Superficie piezométrica y
líneas de flujo para una
cuenca
Fuente: USGS

51. Acuíferos
Acuifero Semiconfinado
Tiene un comportamiento muy similar al de un acuífero confinado,
con la diferencia que la capa semiconfinante no se comporta como
un acuicludo o un acuífugo (materiales geológicos que
prácticamente no permiten el paso de agua a través de ellos o que
éste paso es despreciable), si no que se trata de un tipo de
sedimento o macizo consolidado que, aunque con dificultad,
permite un cierto flujo del agua (acuitardo). Este flujo se producirá
en el sentido que indique el gradiente vertical de carga hidráulica
entre el acuífero receptor (de mayor a menor potencial).

52. Flujo No Saturado

53. Capilaridad
• La capilaridad es el ascenso del agua a través de
superficies tubulares largas y de diámetro pequeño.
Esta es producto de 2 fuerzas:
• Cohesión: Atracción entre moléculas de agua
• Adhesión: Atracción entre moléculas de agua y
diferentes partículas sólidas.
Altura aproximada de ascenso en materiales
granulares:

54. Capilaridad

55. Flujo No Saturado
El flujo continuo de una zona no saturada, puede ser
calculado con la Ley de Darcy modificada (Heath,
1983):
hc −z dh
Q = Ke *A * [ ( ) +/- ( )]
z dl
Q = volumen de agua por unidad de tiempo
Ke = conductividad hidráulica efectiva
A = área transversal
hc −z
= gradiente de capilaridad
z
dh
= gradiente hidráulico (gravitacional)
dl

56. Flujo No Saturado
ℎ𝑐 −𝑧 𝑑ℎ
Q = Ke *A * ( 𝑧
) +/- ( 𝑑𝑙
)
+/- se considera ‘+’ para flujo hacia abajo, y ‘–’
para flujo hacia arriba.
• Cuando el flujo es vertical el gradiente hidráulico =
1
• Cuando el flujo es horizontal el gradiente
hidráulico se considera = 0.

57. Flujo No Saturado
El gradiente de
capilaridad se puede
determinar con las
mediciones de la
presión hidráulica de
un tensiómetro.

58. Flujo no saturado
Tensiómetro 1 Tensiómetro 2
• ht = z + hp • ht = z + hp
• ht = 32 + (-1) = 31 • ht = 28 + (-2) = 26
El gradiente combinado de la capilaridad y
gravitacional es igual a la diferencia entre
columnas de agua dividido entre la distancia de
los tensiómetros (Heath, 1983 ):
hL 31 −26 5
= = = 1.25
L 32 −28 4

59. Flujo no saturado
Como la columna de agua del tensiómetro 1 es
mayor a la del tensiómetro 2, entonces es
verticalmente hacia abajo. Por lo que el gradiente
debido a la gravedad es 1.
Entonces,
1.25 = gradiente de + gradiente de
gravedad capilaridad
1.25 = 1 + gradiente de
capilaridad
Gradiente de capilaridad = 0.25

60. Flujo No Saturado
Relación entre la
conductividad
hidráulica saturada
(K) y la
conductividad
hidráulica en flujo
no saturado (Ke).

61. Estratificación
Los sedimentos son
depositados en capas que
tienen diferentes tamaño
de partículas, disposición y
composición mineral.
Las diferencias en estas
características entre las
capas, hace que tengan
diferente conductividad
hidráulica, afectando la
percolación y el
movimiento del agua a
través de la zona no
saturada.

62. Flujo Saturado

63. Flujo saturado
En el flujo saturado todos los poros
interconectados están llenos de agua. Y
la dirección del movimiento del flujo está
regido por el gradiente hidráulico.
El flujo es predominantemente laminar,
característico de los depósitos granulares
y fracturas de las rocas. Flujo turbulento
sólo ocurre en medios con grandes
aberturas como gravas, flujo de lava y
cavernas kársticas.
Las líneas de corriente convergen en
cuellos estrechos entre las partículas, y
divergen en intersticios grandes.

64. Dispersión
En el flujo saturado, existe una dispersión longitudinal en la
dirección del flujo.
Daniel (1953) encontró inyectando colorante en un medio
homogéneo e isotrópico, que el fluido se dispersaba
lateralmente con un ángulo de espesor de 6°.
Debido a que la dispersión es longitudinal y transversal, la
concentración del fluido decrece en dirección del flujo.

65. Dispersión
El efecto de la dispersión longitudinal, también se
puede observar en el cambio de la concentración en
el flujo hacia abajo: al principio el cambio en la
concentración inicial (Co) es acelerado hasta que la
concentración alcanza 0.7Co, a partir de este nivel,
el cambio en la concentración empieza a disminuir.

66. Dispersión
Conocer la dispersión es muy importante en los
estudios de contaminación de aguas subterráneas;
sin embargo, es difícil medirla en campo, porque la
tasa y dirección del movimiento también está
afectado por la estratificación, intercambio iónico,
filtración, entre otras condiciones y procesos.
Dispersión real
Estos factores de los acuíferos y capas confinantes,
provocan una dispersión longitudinal y transversal
mayor a la propuesta por Daniel (1953) para un
medio homogéneo e isotrópico.

67. Topografía
Para determinar la altura del nivel
freático y la dirección de movimiento de
las aguas subterráneas, es necesario
determinar la altura encima del nivel de
referencia (datum).
La observación de la topografía y de las
características de relieve brindan
información valiosa acerca de la
distribución de las aguas subterráneas.

68. Redes de Flujo de Agua
Subterránea
Existen 2 grupos de líneas:
• Líneas equipotenciales: conectan puntos con igual
columna de agua y representan la altura de la napa
freática.
• Líneas de flujo: describen los patrones de
movimiento en un acuífero.
Como la dirección del movimiento resulta del
gradiente hidráulico; las líneas de flujo son
perpendiculares a las líneas equipotenciales.

69. Redes de Flujo de Agua
Subterránea
Las líneas equipotenciales
y de flujo son infinitas
pero para motivos de
análisis son representadas
algunas de ellas formando
“cuadrados”.

70. Redes de Flujo de Agua
Subterránea
• De acuerdo a la Ley de Darcy, el flujo en los “cuadrados” es:
𝑑ℎ
q=K*b*w∗ ( )
𝑑𝐿
• El flujo total de todos los “cuadrados” es:
Q=n*q
K : conductividad hidráulica
b : espesor del acuífero en el punto
medio entre las líneas equipotenciales.
w : distancia entre las líneas de flujo
dh : diferencia de columnas de agua
entre las líneas equipotenciales
dl : distancia entre las líneas
equipotenciales.
n : número de “cuadrados”

71. Redes de Flujo de Agua Subterránea
Si perforamos un pozo en:
• La zona de recarga: mientras más profundo, el nivel del
agua estará más bajo que el nivel de la superficie.
• El zona de descarga: mientras más profundo, el nivel
del agua estará más arriba del nivel de la superficie.
recarga
descarga descarga

72. Redes de Flujo de Agua
Subterránea
• Aguas arriba se gana agua o el
agua drena los cursos de agua.
Las líneas de flujo tienen forma
de ‘V’.
• Aguas abajo se pierde agua o
el curso de agua aporta a las
aguas subterráneas. Las líneas
de flujo tienen forma de ‘^’.

73. Flujo y Estratificación
Los sistemas de agua subterránea incluyen acuíferos y capas
confinantes. Y el flujo no sólo ocurre al interior de los acuíferos,
sino también a través de las capas confinantes.
Como:
K acuíferos >>> K capas confinantes
Los acuíferos tienen menor resistencia al flujo, por lo tanto, la
disminución de la columna de agua por unidad de distancia es
cientos de veces menor a la que ocurre en capas confinantes.

74. Estratificación
Como consecuencia el flujo lateral en capas
confinantes es insignificante y las líneas de flujo
tienden a concentrarse en los acuíferos, siendo
paralelas a los bordes de los mismos.

75. Estratificación
Las diferencias en
conductividad hidráulica
entre los acuíferos y capas
confinantes, causan
refracciones en las líneas de
flujo en los bordes.
Los ángulos de refracción
del flujo son proporcionales
a la conductividad hidráulica
de la capa:
Tan θ 1 K1
=
Tan θ 2 K2

76. Velocidad de Flujo
Conocer la velocidad del flujo de agua subterránea es
importante sobretodo cuando se tocan temas de
contaminación.
Se puede deducir de la Ley de Darcy (1) y la ecuación de
la velocidad (2) en hidráulica:
𝑑ℎ
Q = K*A*( )…………….(1)
𝑑𝑙
Q = A * v…………….......(2)
𝒅𝒉
v=k*( )
𝒅𝒍

77. Velocidad de Flujo
Para que esta expresión se aplique al flujo de agua
subterráneas, es necesario añadir el término de
porosidad (n).
𝑲 𝒅𝒉
v= *( )
𝒏 𝒅𝒍
Acuífero Capa Confinante
K = 60 m/d (7*10-4m/s) K = 0.0001
dh/dl = 1m/1000m dh/dl = 1m/10m
n= 0.2 n = 0.5
v = 0.3 m/d v = 0.00002 m/d

78. Velocidad de flujo
El movimiento en
acuíferos no
confinados no esta
limitado a la zona
debajo de la napa
freática, la franja
capilar está sujeta
también al gradiente
hidráulico y se mueve
en la misma dirección
que el flujo
subterráneo.
En la franja capilar el
movimiento es cero en
el tope de la franja.

79. Transmisividad
• Es la capacidad del acuífero para transmitir el agua.
• Su expresión está dada por:
T=K*b
T = transmisividad
K = conductividad hidráulica
b = espesor del acuífero

80. Transmisividad
• La anterior expresión, combinada con la Ley de Darcy,
resulta:
𝒅𝒉
Q=T*w*( )
𝒅𝒍
Ejm:
1
Q =5000 *1000 *
1000
Q = 5000 m3/día

81. Transmisividad
Despejando T, obtenemos:
=2.355 m3/s
𝑄 𝑑𝑙
T= *
𝑊 𝑑ℎ =2.485 m3/s
= 5000m
La transmisividad se puede
calcular, con los datos de
descarga de las estaciones
hidrológicas. dh/dl = 1m/2000m
5616 2000
T= *
5000 1
T = 2246 m2/d = 50m
Entonces:
Descarga de la
K = T/b mitad del acuífero
K =2246/50 (un lado de la
K = 5.21 * 10 -4 m/s corriente) = 5616 m3/d

82. Coeficiente de
Almacenamiento
Es el volumen de agua que entra o sale al medio
poroso, por unidad de área del acuífero y por unidad
de cambio en la columna de agua:
𝑣𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒𝑛 𝑑𝑒 𝑎𝑔𝑢𝑎
S=
á𝑟𝑒𝑎 ∗ ∆ 𝑐𝑜𝑙𝑢𝑚𝑛𝑎 𝑑𝑒 𝑎𝑔𝑢𝑎
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83. Coeficiente de
almacenamiento
Acuífero Confinado
La capa confinante es
soportada, una parte, por las
partículas sólidas, y otra parte,
por la presión hidráulica
ejercida por el agua.
Cuando la presión hidráulica
decae, y más carga debe ser
soportada por las partículas
sólidas, éstas se deforman y el
espacio poroso es reducido
(compresión del acuífero).
El término para acuíferos
confinados es almacenamiento
específico (Ss).

84. Coeficiente de
Almacenamiento
Acuífero No Confinado
El agua de almacenamiento proviene
principalmente de la fuerza de gravedad
del drenaje de los sedimentos. El
volumen de agua llevado por la
expansión del agua y compresión del
acuífero es insignificante.
Por lo tanto, el coeficiente de
almacenamiento es igual al rendimiento
específico (Sy).

85. Coeficiente de
Almacenamiento
0.1 < S < 0.3 10-5 < S < 10-3

86. Cono de Depresión
Cuando se extrae agua de los pozos, el nivel del
agua empieza a bajar. El flujo de agua del acuífero al
pozo incrementa hasta que se iguale a la velocidad
de salida del agua del pozo.
El movimiento del agua del acuífero hacia el pozo,
resulta en la formación del cono de depresión. Así
pues, el flujo converge de todas las direcciones, el
área de flujo hacia el pozo es más pequeña por lo
que el gradiente hidráulico aumenta.

87. Cono de Depresión
Acuífero no confinado Acuífero confinado

88. Cono de Depresión
Acuífero no confinado:
La salida del agua es
resultado del drenaje de
agua de las rocas. El nivel
de la napa freática
desciende conforme el
cono de depresión se
forma.
El cono de depresión se
expande muy lentamente.

89. Gracias por su interés en este
tema

90. Para mayor información sobre nuestra empresa puede
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