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CURSO: HIDROGEOLOGÍA Y TRATAMIENTO DE SUELOS
CLASE 02
Profesor: Ing. M.Sc. . Bernardino Tapia Aguilar

CONTENIDO UNIDAD 1
FORMACIONES GEOLÓGICAS Y SU COMPORTAMIENTO FRENTE AL AGUA.
EL ACUÍFERO. DEFINICIÓN.
TIPOS DE ACUÍFEROS.
NIVEL PIEZOMÉTRICO.
MOVIMIENTO DEL AGUA EN LOS ACUÍFEROS.
https://www.youtube.com/watch?v=yC_9ioquMIQ
https://www.youtube.com/watch?v=8pZY_6ascsk
https://www.youtube.com/watch?v=2JlMo8cPLyk

FORMACIONES GEOLÓGICAS Y SU COMPORTAMIENTO FRENTE AL AGUA.
Profesor C. Espinoza
INTRODUCCION
Se llaman aguas subterráneas a las existentes entre los intersticios del terreno, bajo su superficie.
La aparente falta de regularidad en la aparición de afloramientos de aguas subterráneas y la dificultad de su previsión, unido
a la enorme importancia que en algunas regiones ha representado su existencia para la vida de los pueblos, han dado
siempre un carácter curiosamente misterioso a los estudios que se les han dedicado desde la antigüedad más remota.
El agua subterránea se presenta en variados ambientes y materiales geológicos, desde sedimentos aluviales no consolidados
a roca granítica fracturada, y cada uno de estos ambientes tiene características geológicas e hidrogeológicas específicas que
determinan el comportamiento de los flujos subterráneos.
En este sentido, para poder estudiar y entender los sistemas hidrogeológicos, es muy importante entender la geología de la
zona de estudio.
En este apunte, preparado por la Geóloga Tania Villaseñor, se describen de forma general los tipos de materiales de la corteza
y se examina la relación entre la geología y el agua que fluye a través de las rocas y sedimentos.

LOS MATERIALES DE LA CORTEZA
Descripción de Rocas de Importancia
Una roca es un agregado de diferentes minerales o muchos granos de un mismo mineral y/o vidrio. Las rocas se dividen en
tres tipos de acuerdo a la naturaleza de los procesos que las forman: ígneas, sedimentarias y metamórficas.
Las rocas ígneas son aquellas que se forman por cristalización de un magma (mezcla de roca fundida y gases). Las rocas
ígneas intrusivas son aquellas formadas por el relativo lento enfriamiento y cristalización de un magma bajo la superficie de
la Tierra. En este caso, la roca se caracteriza por estar formada por un agregado de minerales que se entrecrecen sin dejar
espacios vacíos. La roca intrusiva más común es el granito
Rocas ígneas comunes.
A. Andesita.
B. Basalto.
C. Granito.
D. Depósitos iroclásticos

Por otra parte, cuando el magma que está bajo la superficie de la tierra alcanza su superficie se le pasa a denominar “lava” la
que se enfriará rápidamente debido a la gran diferencia de temperatura entre la superficie de la tierra y el magma original.
En este caso en las rocas no se alcanzan a formar cristales muy grandes por lo que las rocas extrusivas se caracterizan por
contener cristales inmersos en una matriz de grano muy fino. En muchos casos la lava también contiene gases, los que
escapan a la atmósfera una vez en el exterior, dejando a la roca con vesículas. La andesita es una roca ígnea extrusivas muy
común en la Cordillera de los Andes.
Cuando el magma en erupción es de alto contenido en sílice, se producen erupciones explosivas, en las que se liberan a la
atmósfera una mezcla de magma, gases y fragmentos de roca. El magma es rápidamente solidificado en el aire, formando
partículas de diferentes tamaños denominado piroclastos. Dependiendo de la erupción, se pueden formar extensos
depósitos piroclásticos, en los que se observa cierta selección dada por la capacidad del viento de transportar material de un
diámetro dado por una determinada distancia.
Cuando las rocas son expuestas a la superficie de la Tierra, éstas se degradan debido a que son inestables en esas
condiciones. Este proceso se denomina meteorización, y es el que da origen a los componentes de las rocas sedimentarias. La
meteorización puede ser física, química o biológica. Así, se formará sedimento por degradación mecánica de la roca original,
actividad biológica (restos de concha, arrecifes, acumulación de algas), o precipitación química (evaporitas).
Las rocas sedimentarias se clasifican, según su origen, en:
1) Clásticas, aquellas formadas por partículas derivadas de rocas pre-existentes y transportados por agua, viento, hielo o
gravedad;
2) Químicas, aquellas formadas por la precipitación inórganica de minerales en soluciones acuosas; y
3) Bioquímicas, formadas por acumulación, degradación y precipitación de restos orgánicos.
Con el paso del tiempo, el sedimento comienza a consolidarse por acción de procesos de cementación y compactación,
dando finalmente origen a una roca sedimentaria.

Fotografías de las rocas sedimentarias clásticas más comunes. A. Arenisca. B. Lutita

Rocas sedimentarias clásticas y químicas.
Modificado de McGeary (2001).

Las rocas metamórficas son aquellas que han cambiado su forma debido a cambios en las condiciones de temperatura o
presión a las que se encontraba en un momento dado. Si rocas sedimentarias o ígneas son sometidas a cambios
considerables de temperatura y presión, éstas cambiaran de alguna forma para adaptarse a las nuevas condiciones por lo que
se modificará mineralogía (recristalización) y textura. La clasificación de estas rocas se basa en la composición y textura, las
que revelan las condiciones T°/P a las que estuvieron sometidas.
Las rocas metamórficas en muchas ocasiones presentan foliación. La mayoría de las rocas metamórficas se forman bajo la
influencia de un campo de esfuerzos con alguna dirección preferencial. Debido a esto es que en la roca metamórfica se
desarrolla foliación (Figura 3). En este proceso, minerales con estructura laminar, como las micas (biotita, moscovita)
comienzan a crecer orientando sus caras basales de forma perpendicular a la dirección de máximo esfuerzo. La foliación
puede ser sutil o muy pronunciada dependiendo del grado de metamorfismo, y es un control importante sobre el flujo de
agua subterránea, cuando ésta se encuentra presente en profundidad.
Ejemplo de rocas
metamórficas en la
costa de Pichilemu
(VI Región).
A la izquierda, roca
con foliación; a la
derecha, roca
foliada y plegada.

El ciclo de las Rocas
El ciclo de las rocas nos permite examinar muchas de las inter-relaciones entre las diferentes partes del sistema Tierra. Nos
ayuda a entender el origen de las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, y a ver que cada tipo está vinculado a los otros
por los procesos que actúan sobre y dentro del planeta.
Los procesos impulsados por el calor desde el interior de la Tierra son responsables de la creación de las rocas ígneas y
metamórficas. La meteorización y la erosión, procesos externos alimentados por una combinación de energía procedente del
Sol y la gravedad, producen el sedimento a partir del cual se forman las rocas sedimentarias
Ciclo de las Rocas

ASPECTOS GEOLÓGICOS RELEVANTES PARA EL ESTUDIO DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS.
Aspectos Generales
El agua subterránea se encuentra en todas partes de la subsuperficie y la mayoría de los materiales geológicos pueden
albergar un acuífero. Sin embargo, existen ciertos ambientes geológicos cuyas características de porosidad y permeabilidad
son más favorables para la formación de un acuífero. A continuación se describen aspectos de la geología que son relevantes
para el estudio y evaluación de las aguas subterráneas en una región.
Estratigrafía
La jerarquía de los nombres dados a las rocas está basada en el código estratigráfico. Los nombres van de Grupo a Formación
a Miembro a Estrato. Un Grupo corresponde a una colección de formaciones. Una Formación corresponde a una unidad de
roca de extensión regional compuesta por material formado en un ambiente geológico similar en un momento similar de la
historia geológica. La formación es divida en Miembros si es que se reconocen subunidades con características distintivas
dentro de ella. Por ejemplo, la Formación Navidad, en las V-VI región, corresponde a una secuencia sedimentaria neógena
que está subdividida en los miembros Navidad, Licancheo y Rapel (Tavera, 1979).
Mapa geológico donde se destaca la
Fm. Navidad (color verde).
Modificado de Lavenu y Encinas
(2005).
La estratigrafía es el estudio del grosor, edad, litología y
secuencia cronológica de las rocas. La columna
litoestratigráfica, una representación gráfica de las
unidades de roca, es la presentación de datos básica
usada en los estudios estratigráficos.

Las secciones transversales muestran la secuencia de información estratigráfica obtenida
desde varios sondajes profundos. La correlación estratigráfica es un aporte al entendimiento
del ambiente depositacional del material que se encuentra en profundidad. El
entendimiento de los ambientes depositacionales de una zona de estudio es de suma
importancia para la comprensión del movimiento de agua subterránea ya que su recarga,
almacenamiento y descarga están controlados por variaciones litológicas, texturales y
estructurales de las unidades geológicas presentes en la zona.
3.3 Geología Estructural
Los materiales geológicos responden a los esfuerzos a los que está sometida la corteza
terrestre dependiendo de su composición, textura y disposición original. En este sentido, las
rocas pueden sufrir plegamiento, fallamiento o basculamiento. Las rocas, al ser materiales
consolidados, son capaces de responder de esta forma a los estreses a los que son
sometidos.
En el caso de los sedimentos no consolidados, éstos corresponden a material generado
como respuesta a eventos de deformación frágil por lo que en estos tipos de depósitos
generalmente no se observan las estructuras recién mencionadas.
Los fenómenos de plegamiento, fallamiento o basculamiento generan ciertas estructuras en
las rocas que pueden afectar fuertemente la circulación de fluidos, las propiedades físicas
de las rocas y la localización de depósitos minerales y movimientos sísmicos. Por esta razón,
su identificación y localización en terreno son de suma importancia en hidrogeología.
Los pliegues corresponden a un tipo de deformación dúctil de la roca al ser sometida a
compresión. Se pueden desarrollar uno o múltiples pliegues, los que pueden alcanzar
amplitudes de varios metros.
Columna estratigráfica de la Fm.Navidad. Se distinguen lo
miembros que la conforman y las diferentes litologías que
se reconocen en ella.
Tomado de Lavenu y Encinas (2005).

.
Representación esquemática de un pliegue. Se muestran los tipos de
pliegue (sinclinal, anticlinal) y las partes que lo conforman.
Las fallas son fracturas en la secuencia de roca donde ocurre el
desplazamiento de dos bloques de rocas debido a esfuerzos de
compresión o extensión. El largo de estas fracturas varía desde
algunos centímetros a varios kilómetros, y los desplazamientos de los
bloques varían en magnitudes similares. Las fallas pueden actuar
como barreras o como canales para el movimiento de fluidos a través
de las rocas. Las fracturas que no presentan movimiento de bloques
de rocas son importantes para el desarrollo de porosidad secundaria.
Representación esquemática de tres tipos de fallas

MATERIALES DE INTERES HIDROGEOLOGICO
Aspectos Generales
Se presenta un breve resumen de los principales materiales geológicos de interés hidrogeológico.
Rocas Ígneas y Metamórficas
Generalidades
Rocas ígneas-plutónicas y rocas metamórficas sin meteorización tienen una porosidad media inferior al 3% y en la mayoría de
los casos es inferior al 1%. Los poros que pueden existir entre los granos minerales que conforman estas rocas generalmente
no están conectados entre ellos, por lo tanto, en términos prácticos, la porosidad de estas rocas se considera como nula.
Además, en estas rocas, las propiedades hidrológicas de porosidad, permeabilidad y productividad tienden a decrecer con la
profundidad.
Estas rocas, cuando están fracturadas, desarrollan permeabilidad secundaria a lo largo de las aberturas de las fracturas, las
que son capaces de albergar alguna cantidad de agua, dependiendo de la frecuencia y abertura de éstas.
Las fracturas tienden a desarrollarse con mayor facilidad en los primeros 300-600 metros de profundidad, lo que hace que la
permeabilidad que se desarrolla disminuye fuertemente con la profundidad, donde las fracturas tienden a cerrarse debido a la
carga de origen vertical y horizontal impuesta por las rocas que sobreyacen.
La permeabilidad de estas rocas fracturadas es anisotrópica debido a que esta propiedad dependerá de la orientación de las
fracturas (horizontal vs vertical). Además, el nivel de interconexión que exista entre las fracturas determinará cuán permeable
sea la roca.

Algunas alteraciones que provocan un aumento de la permeabilidad de las rocas incluyen deslizamientos de tierra, caídas de
roca, descarga erosional de la roca subyacente, meteorización química, acuñamiento por raíces o congelamiento y algunas
actividades humanas. Los deslizamientos y las caídas de roca producen depósitos locales de detritos no consolidados, los que
pueden ser importantes zonas de recarga de agua.
La descarga erosional se piensa que crea una estructura de estratificación en las rocas graníticas. La meteorización química
está generalmente limitada a los primeros 600 m de la roca como máximo. El acuñamiento por raíces o congelamiento es
efectivo sólo en los primeros metros bajo la superficie En las rocas ígneas-extrusivas se observa una gran variedad de
comportamientos hidrológicos.
La porosidad de rocas volcánicas sin fracturas varía de menos de 1% en basaltos densos, a más de 85% en la pómez. Los
diques y filones manto tienen porosidad inferior a 5%, flujos de roca masivos tienen porosidad de 1-10% y las rocas volcánicas
con vesículas tienen porosidad de 10-50%.
A pesar de valores altos de porosidad, la permeabilidad de estas rocas depende de otras estructuras primarias y secundarias
de las rocas. Las diaclasas causadas por el enfriamiento de la lava, tubos de lava, fracturas, vesículas que se intersectan, etc.,
son algunas de las estructuras que le otorgan altos niveles de permeabilidad a las andesitas y basaltosmás recientes.
Adicionalmente, la porosidad puede aumentar de forma local producto de la meteorización de la roca. Los suelos enterrados
son típicos en las secuencias volcánicas. Estos horizontes son menos permeables que la roca volcánica, por lo que constituyen
niveles de confinamiento de los acuíferos que se puedan desarrollar.

1. Orificio de salida de material;
2. Grieta de enfriamiento;
3. Molde de árbol;
4. Suelo enterrado;
5. Vesículas;
6. Depósitos de material piroclástico;
7. Tubo de lava;
8. Depósitos de grava enterrados;
9. Diaclasas de enfriamiento.
Modificado de Davis y DeWiest (1966)..
Sección transversal de una secuencia de flujos de lava mostrando las estructuras que
favorecen la porosidad y permeabilidad en las rocas volcánicas basálticas.
La permeabilidad en una columna de roca volcánica es diferente si se mide vertical u horizontalmente. La permeabilidad
horizontal depende de los espacios que se forma entre los diferentes flujos, mientras que la permeabilidad vertical depende
del fracturamiento que ocurre cuando la lava se encuentra parcialmente solidificada. La permeabilidad horizontal tiende a ser
mayor que la permeabilidad vertical.
La porosidad y la permeabilidad tienden a disminuir con la edad de la roca. Esto se debe a la compactación de la roca debido a
la carga de roca sobreyacente, pero también al hecho de que mucho de los poros se rellenan con minerales secundarios
(precipitados a partir de los flujos subterráneos).
La composición del magma que emerge a la superficie determina el tipo de erupción que se produzca, y con esto, las
características de los depósitos volcánicos que se generen. Cuando la lava es de composición basáltica, las erupciones se
caracterizan por flujos de lava relativamente extensos con poca a moderada liberación de gases (generación de vesículas). A
medida que la lava se hace más rica en sílice, las erupciones tienden a ser explosivas, generando depósitos de material
piroclástico, cuya granulometría puede ir desde la ceniza – lapilli – bloques y bombas, con moderada a buena selección.

Andesita
Es una roca de composición intermedia en su contenido de sílice por lo que su contenido de gases no es tan alto como para
generar una roca muy porosa. En la Cordillera de Los Andes es una de las rocas más comunes ya que la cadena de volcanes
que forma parte de la cordillera libera magmas intermedios. Los sucesivos eventos eruptivos dan lugar a una secuencia de
capas de roca volcánica que se acumulan en los flancos de los volcanes.
La naturaleza estratificada de estas rocas favorece la acumulación de agua en los planos de estratificación. Porosidad
secundaria se produce por la formación de las diaclasas columnares, que corresponden a columnas de base poligonal
formadas durante el enfriamiento de la lava. Este tipo de estructura también se puede observar en los basaltos.
Diaclasas columnares en un flujo de andesita basáltica. Reserva Nacional Altos de Lircay (VII Región).
Basalto
Los flujos de lava que dan origen a estas
rocas son muy fluidos por su bajo contenido
de sílice.
Es común observar en estos depósitos zonas
de escoria con alta porosidad a partir de la
vegetación que se quemó por el contacto con
la lava, en la base, y el proceso de
enfriamiento, en el techo. La parte media del
flujo puede ser totalmente densa.
Estas rocas pueden contener espacios
capaces de contener y transportar agua
como grietas de enfriamiento, diaclasas,
zonas entre flujos sucesivos, y tubos de lava.

Rocas Sedimentarias
Generalidades
La lutita, arcillosita, limonita, y otras rocas detríticas de grano fino constituyen alrededor del 50% de todas las rocas
sedimentarias conocidas. Le siguen en abundancia las areniscas, las rocas carbonatadas y al final varios tipos incluyendo
los conglomerados, yeso, chert, tilita, sales y diatomita, constituyendo estos últimos menos del 2% de las rocas
sedimentarias.
Estas rocas sedimentarias forman acuíferos que almacenan y transmiten agua subterránea. Las areniscas constituyen 25%
del total de las rocas sedimentarias del mundo, y las zonas permeables en este tipo de rocas forman acuíferos de escala
regional que contienen grandes cantidades de agua potable. Las zonas quebradizas generalmente tienen alta porosidad
(30-50%), la que disminuye con la profundidad debido a los procesos de compactación y la cementación donde participan
minerales como el cuarzo, calcita, hierro y arcillas.
Rocas detríticas de grano fino: lutita – arcillolita - argilita
La mayoría de las rocas de este tipo tienen alta porosidad pero baja permeabilidad por lo que generalmente constituyen
barreras para la circulación del agua subterránea. En zonas donde estas rocas constituyen estratos horizontales, estas
rocas de grano fino sirven como grandes capas de confinamiento.
La gran cantidad de poros que puede haber en una roca de grano fino puede almacenar grandes cantidades de agua. Sin
embargo, la porosidad disminuye con la profundidad y la edad de la roca debido a la compactación de ella.
Las capas de lutita constituyen las unidades semi-permeables más potentes en la mayoría de las cuencas sedimentarias.
Estas capas se forman cuando el lodo se deposita en zonas de aguas tranquilas en los deltas, fondo del océano, o zonas
pantanosas. La arcilla se transforma en lutita por procesos diagenéticos (compactación, cementación). En los
afloramientos, la Lutita es frágil con alta permeabilidad debido a su fracturamiento. Hacia las profundidades este tipo de
roca se presenta menos fracturada y la permeabilidad por lo general es muy baja. Lutita, arcillas, anhidrita, yeso y halita
no fracturadas constituyen generalmente buenos sellos contra el movimiento vertical de los fluidos subterráneos.

Las fracturas y aberturas a lo largo de los planos de estratificación crean apreciable
permeabilidad secundaria, donde estas aperturas secundarias formadas por la acción de
estreses de diferente origen pueden agrandarse debido a la disolución de la calcita y la
dolomita por la acción de las aguas subterráneas circulantes.
Arenisca
La porosidad de las areniscas varía entre menos de 5% a 30% y es uno a tres órdenes de
magnitud inferior a la porosidad observada en los correspondientes sedimentos no
consolidados.
Esta propiedad depende de la selección, forma de los granos, empaquetamiento y grado de
cementación, siendo esta última propiedad la más importante. Los primeros factores
dependen del sistema depositacional que dio origen a la roca, mientras que la cementación
controla la porosidad debido a que en este proceso se rellenan la mayor parte de los
espacios dejados entre los granos con el fin de consolidar el sedimento. Los materiales de
cementación más importantes son los minerales de arcilla, la calcita, la dolomita y el cuarzo,
y las características de estos minerales también influirán en la porosidad final de la roca.
Estructuras relacionadas con tectónica y esfuerzos depositacionales pueden afectar el flujo
de agua subterránea en las areniscas. Fallas de crecimiento asociado a la progradación de un
delta pueden crear patrones lineares con alto contenido de arena que no están bien
conectados entre ellos. Pliegues y fallas pueden crear anisotropias y afectar la geometría
general del acuífero. Las fracturas pueden jugar un papel muy importante en la transmisión
de las aguas lluvias desde la superficie hacia el acuífero, y pueden facilitar la recarga. Las
fracturas pueden aumentar de forma considerable la permeabilidad de un paquete de roca
sedimentaria, incluso en el caso de las lutitas.
Secciones delgadas de varios tipos de arenisca.
A. Arenisca con buena selección, porosa.
B. Arenisca con mala selección, con menor porosidad.
C. Ortocuarsita con porosidad casi nula.
D. Arenisca con matriz de material muy fino que
desarrolla porosidad a través de fracturas (espacios en
blanco). Modificado de Davis y DeWiest (1966).

Rocas carbonatadas
La caliza y la dolomita, las rocas carbonatadas más comunes, se originan a
partir de diversos depósitos sedimentarios, como lodos de calcita, fragmentos
de conchas, arena rica en calcita, arrecifes, y acumulaciones de restos de
esqueletos planctónicos calcáreos.
La porosidad y permeabildad original de estas rocas cambia rápidamente luego
del enterramiento debido a procesos de compactación, solución de aragonita y
calcita, reprecipitación de calcita y formación de dolomita.
La porosidad en general es alta en las rocas jóvenes, pero la permeabilidad es
baja debido a que la mayor parte de los poros no se encuentran conectados.
Sin embargo, la calcita es un mineral altamente soluble, por lo que este tipo de
rocas se cementan muy fácilmente, y por lo tanto tiende a cerrar los espacios
para albergar aguas subterráneas.
La permeabilidad tiende a ser mayor en las brechas y coquinas, donde los
poros no han sido completamente rellenos durante el proceso de
cementación.
Secciones delgadas de varios tipos de rocas carbonatadas.
A. Coquina con bajo grado de cementación.
B. Caliza con porosidad local.
C. Dolomita con moderada porosidad secundaria.
D. Caliza densa con muy baja porosidad.
Modificado de Davis y DeWiest (1966).

Considerando lo anterior, las estructuras secundarias como las fracturas y zonas de disolución a lo largo de los planos de
estratificación son más importantes en la transmisión de los flujos subterráneos. El cambio desde calcita a dolomita también
crea espacios en la roca ya que un cristal de este último mineral ocupa un 13% menos volumen que un cristal de calcita. Rocas
carbonatadas que presentan canales de disolución o fracturas con orientación preferencial desarrollarán permeabilidades
anisotrópicas.
Sedimentos No Consolidados
Generalidades
Los sedimentos no consolidados son considerados en hidrogeología como el material más favorable para la formación de un
acuífero debido principalmente a que los depósitos de estos sedimentos se encuentran generalmente en valles fluviales o en
asociación con cursos de agua intermitentes, y corresponden al material con la porosidad y permeabilidad más alta en
relación a otros materiales naturales, a excepción de algunas rocas volcánicas recientes y zonas de cavernas de caliza.
La porosidad y permeabilidad de este material depende de la forma, empaquetamiento, distribución de tamaño y la
cementación incipiente que pueda producirse en el sedimento.
Partículas angulosas tienden a generar altos niveles de porosidad y permeabilidad para un grano de diámetro dado. Partículas
subredondeadas favorecerán la interdigitación de los granos y por lo tanto la porosidad es reducida. Granos bien
redondeados no son capaces de interdigitarse y por lo tanto tendrán porosidades y permeabilidades relativamente altas.
El tamaño de los granos determinará la importancia de la tensión superficial en la retención de agua dentro de los poros, así
como determinará el diámetro de los poros lo que tiene un efecto determinante en la permeabilidad. La selección de los
granos determina cuan dominante es la presencia de granos de pequeño tamaño en el espacio dejado entre los granos de
mayor tamaño. En este sentido, un sedimento con mala selección tendrá baja porosidad y permeabilidad; y lo contrario se
observa en los sedimentos con buena selección.

Valles Fluviales
Las zonas alrededor de los ríos generalmente constituyen acuíferos. Estas zonas usualmente
están compuestas por depósitos sedimentarios no consolidados de grano grueso y alta
permeabilidad, los que se intercalan con depósitos de sedimento más fino.
Los depósitos sedimentarios asociados a los valles fluviales presentan características de alta.
de su historia. En el caso de ríos con alta energía, la carga de sedimento está conformada
principalmente por sedimento grueso (grava, arena) con poca presencia de material fino,
posiblemente ligado a los eventos de inundación de las riveras de los ríos. En zonas más
planas, la presencia de material fino es mayor ya que en estas partes los ríos tienden a
disminuir su energía y por lo tanto, son capaces de transportar sedimento de menor tamaño.
En forma vertical, los depósitos fluviales presentan una secuencia donde se presentan los
sedimentos gruesos en el fondo, gradando a sedimentos más finos hacia el techo. La
potencia de los sedimentos gruesos o finos depende del tipo de sedimento que acarreó el río
y su historia geológica.
Estos acuíferos en general son poco profundos y se intercambian con las aguas del flujo del
río, además de tener una fuente de recarga prácticamente constante.
Los flujos de agua corresponden al principal agente de transporte de sedimento desde el
continente en dirección a los océanos, mares y lagos. Sin embargo, los ríos no son sólo
agentes de erosión y transporte, sino que también de depositación.
Los depósitos sedimentarios asociados a los cursos fluviales se pueden categorizar en tres
grupos mayores que corresponden a ambientes claramente distintivos:
Diferencias en porosidad causado por la selección de los
granos en los sedimentos no consolidados. El cuadro
superior muestra sedimento con buena selección,
mientras que el cuadro inferior muestra sedimento con
mala selección. El número bajo el diagrama muestra la
porosidad para cada caso.
Tomado de Davis y DeWiest (1966).

· Depósitos de canal: Comprende acumulaciones de material grueso en el fondo del cauce, barras de arena y relleno de
canales secundarios.
· Depósitos de banco: Acumulaciones de sedimento durante eventos de inundación. Se caracterizan por depósitos de dique
bordeando los canales y crevasee (grieta) delta cuando éstos son destruidos.
· Planos de inundación: Sedimento fino depositado durante eventos donde las aguas de inundación sobrepasan los diques.
Representación esquemática de varios tipos de depósitos asociados
a los ambientes fluviales. En este caso se trata de un río meándrico.
Modificado de Cojan y Renard (2002).
En un valle fluvial se pueden distinguir diferentes depósitos
sedimentarios según la región: en la zona alta se presenta un flujo
con alta energía, alto poder erosivo y de transporte de sedimento.
Aquí, los depósitos dejados en el fondo del cauce corresponden
principalmente a bolones y gravas. En la parte media del curso, se
presentan llanuras de inundación y barras de arena en las riveras del
río. Cerca de la desembocadura, el cauce es de poca energía, con
poco poder erosivo y de transporte por lo que dominan los
sedimentos asociados a los planos de inundación (finos).
Perfil longitudinal de un río, mostrando la variación en el
tipo de sedimento que se deposita en el fondo del lecho

Por otra parte, la forma del curso de agua puede variar, lo que determinará el tipo y arreglo de los depósitos sedimentarios
asociados a los ríos.
Tipos principales de canales y los depósitos de arena asociados a éstos.
· Canales rectilíneos. Las barras de arena se distribuyen de forma regular a lo largo del
canal.
Se presentan generalmente en zonas de alta pendiente y por lo que general se debe a
un control estructural en la región (fractura, falla).
· Ríos meándricos: El curso es sinuoso y las barras de arena que se forman se
movilizan a medida que la sinuosidad del curso varía. Estas barras pueden llegar a ser
fijas, lo que promueve el aumento del a sinuosidad del río. Este tipo de flujo se
desarrolla en zonas de baja pendiente.
· Ríos trenzados: Corresponde a un sistema de múltiples canales caracterizado por un
canal principal con canales secundarios asociados que fluyen alrededor de barras de
arena, lo que produce un patrón de sedimentación muy complejo. Este tipo de flujo
se desarrolla en zonas de mayor pendiente que aquellas donde se desarrollan los ríos
meándricos.
Abanicos aluviales
Los abanicos aluviales son depósitos de detritos clásticos, que vistos en planta presentan formas cónicas. Son particularmente
comunes en regiones áridas o semiáridas en donde la vegetación es escasa y el transporte de sedimentos ocurre
esporádicamente pero con gran violencia durante las tormentas.
Estos cuerpos sedimentarios con forma de abanico corresponden a acumulaciones de sedimento de grano grueso a fino a los
pies de zonas de alto relieve, generalmente causadas por un quiebre repentino de la pendiente. El transporte de sedimento
es controlado por la energía del flujo que los contiene:

Flujos con alta energía, típicos de las zonas montañosas son capaces de movilizar sedimento de gran tamaño, mientras que
flujos con menos energía ocurren en zonas de menor pendiente, los que sólo son capaces de transportar material más fino.
Este fenómeno es el que da origen a la formación de los abanicos aluviales a los pies de las zonas de alto relieve.
Los abanicos aluviales ocurren rara vez de forma aislada y, a medida en que estos se van interdigitando lateralmente en
dirección al valle, se conforma lo que se denomina piedemonte.
Estos sistemas se forman en zonas tectónicamente activas. Por ejemplo, el sistema de las gravas de Atacama corresponde a
un extenso sistema de depósitos aluviales, fluviales y coluviales formado durante el Mioceno (23-5 Ma) en un periodo de
agradación regional a gran escala como consecuencia de un alzamiento generalizado del altiplano. Depósitos de piedemonte
corresponden a los depósitos de sedimento que rellenan gran parte de la cuenca de Santiago
Sección transversal esquemática de un abanico aluvial. Se observa que los depósitos se acumulan
en capas y que los sedimentos gruesos tienden a depositarse en las zonas proximales, mientras
que la presencia de material fino aumento hacia las zonas distales del abanico.
A. Depósitos de las gravas de Atacama en la Región de Copiapó.
B. Imagen satelital SPOT de Santiago que muestra los depósitos sedimentarios asociados al cambio abrupto de
pendiente en el borde oriental del valle de Santiago.
Modificado de Rauld (2002).

Los abanicos aluviales comprenden
sedimentos con mala selección y
generalmente inmaduros.
Los depósitos se disponen en capas paralelas y
se forman por la acción de flujos esporádicos o
por el desarrollo de un sistema de ríos
trenzados. Los diferentes canales que se
forman sobre el abanico aluvial acarrean
sedimentos de granulometría variada, desde
arcilla a grava gruesa.
Los cambios en la energía de los flujos de agua
a lo largo de los abanicos resultan en la
selección del material de modo que el
sedimento más grueso se presenta en las
partes más cercanas de la montaña (zona
proximal), y los sedimentos más finos se
presentan en las partes más lejanas del
abanico (zona distal), donde por lo general el
gradiente es menor y por lo tanto los canales
tienen menos energía.
Desde el punto de vista morfológico, los
sistemas de abanicos aluviales pueden ser
divididos en tres unidades.
Vista en planta de las diferentes facies que conforman los abanicos aluviales y sección transversal que muestra las variaciones
granulométricas que se observa entre ellas.

Facie proximal: Representada por los sedimentos más gruesos, con mala selección y más angulosos del sistema. Los
sedimentos consisten principalmente de conglomerados con una textura soportada por la matríz, originados por flujos de
detritos, sobre los cuales pueden depositarse conglomerados con una textura soportada por los clastos.
· Facie media: Está caracterizada por sedimentos depositados tanto por flujos de corriente como por flujos de detritos. Los
sedimentos que predominan son depósitos lateralmente continuos de arena y grava, los cuales pueden llegar a presentar
estratificación cruzada.
Los conglomerados dentro de esta facies presentan una imbricación de clastos bien desarrollada, con la inclinación hacia la
parte proximal.
· Facie distante: Los depósitos presentan una continuidad lateral mucho más marcada que en la facie anterior, y son mucho
más finos. Predominan capas de arena y limo, así como algunos conglomerados con mejor selección que en las dos facies
anteriores.
El agua subterránea en estas formaciones se encuentra en acuíferos no confinados, aunque lentes de material fino (arena fina,
arcilla) pueden confinar el acuífero de forma local.
El flujo del agua subterránea es controlado generalmente por la topografía; los flujos de agua en la zona proximal alimentan el
acuífero, mientras que en las zonas distales del abanico es posible observar afloramiento de la napa subterránea.
En estos sistemas la presencia de material fino es mínima lo que le otorga a estas formaciones una alta permeabilidad.
Sin embargo, debido a la estructura estratificada de los abanicos aluviales, se ha observado en estos depósitos que la
permeabilidad horizontal es mayor que la permeabilidad vertical.

Deltas
Los deltas se forman cuando un río descarga en un cuerpo de agua mayor, como un lago, golfo o el océano.
A medida que el río ingresa al cuerpo de agua mayor, la velocidad del flujo disminuye de forma abrupta y por lo tanto su carga
de sedimento es depositada.
El material que se presenta en los deltas es generalmente fino, ya que en la mayoría de los casos, los ríosal acercarse a su
desembocadura, son de baja energía y por lo tanto son capaces de transportar sedimento de poco tamaño.
Los deltas son clasificados según su forma y las fuerzas que controlan su geometría: delta de dominio fluvial, dominado por las
olas, dominado por las mareas.
Los deltas dominados por olas se forman en zonas donde la acción de las olas es capaz de erodar los depósitos sedimentarios
fluviales en la desembocadura del río. Así, la forma del frente del delta es redondeada y suave. El retrabajo que realizan las
olas resulta en la extracción del material más fino y la selección del material arenoso.
Los deltas dominados por mareas, al igual que los deltas dominados por olas, también presentan retrabajo del sedimento y
una forma redondeada del frente. Sin embargo, las fuerzas de las mareas actúan de forman perpendicular al frente de la ola
por lo que se observan lóbulos de sedimento que corren perpendiculares al frente del delta.
Los deltas de dominio fluvial son aquellos cuya forma es controlada por el aporte de sedimento por el río. Se forma
generalmente en ambientes de baja energía. Es típica de estos deltas la formación de pilas alargadas de sedimento que se
extienden hacia el océano.

Depósitos Glaciares
Los depósitos glaciares corresponden a material erosionado y depositado
por acción de los glaciares. Los depósitos glaciares pueden ser muy
permeables o muy apretados según el proceso que haya gobernado la
depositación del material. Estos depósitos se pueden diferenciar en tres
tipos:
 Depósitos no estratificados (till): Corresponden a sedimentos
depositados directamente por el glaciar. Éstos contienen clastos de
diferentes tamaños (bloque a arcilla) y mala selección.
En general, estos depósitos presentan baja porosidad y baja permeabilidad
por lo que tienden a constituir acuíferos con baja productividad.
 Depósitos estratificados: Estos depósitos están compuestos de capas de
sedimentos (estratos) debido a que han sido retrabajados por las aguas
de deshielo.
Presentan estratificación bien desarrollada y buena selección.
Tipos de deltas según el agente dominante en el aporte de sedimento.
A. Delta dominado por olas (Delta del río Nilo).
B. Delta dominado por mareas (Delta del río Ganges).
C. Delta de dominio fluvial (Delta del río Mississippi).
Modificado de McGeary et al. (2001).
 Depósitos de arrastre: Depósitos de aluvio formados cuando el agua de derretimiento de los glaciares arrastra material
aguas abajo. Estos depósitos están conformados principalmente por arenas y gravas, los granos se encuentran con buen
redondeamiento y son permeables, por lo que constituyen buenos acuíferos.

Depósitos de Remociones en Masa: Coluvios
Los movimientos de remociones en masa son
importantes en la región de la Cordillera de Los Andes
debido a que esta joven unidad morfológica presenta un
relieve abrupto, actividad sísmica y volcánica
importante, combinado con una alta tasa de
meteorización y erosión de material.
Los movimientos en masa son parte de los procesos
denudativos que modelan el relieve de la tierra. Su
origen obedece a una gran diversidad de procesos
geológicos, hidrometeorológicos, químicos y mecánicos
que se dan en la corteza terrestre y en la interface entre
esta, la hidrósfera y la atmósfera. Así, si por una parte el
alzamiento forma montañas, por otra la meteorización,
las lluvias, los sismos y otros eventos (incluyendo la
acción del hombre) actúan sobre las laderas para
desestabilizarlas y cambiar el relieve a una condición
más plana.
El término movimientos en masa incluye todos aquellos
movimientos ladera abajo de una masa de roca, de
detritos o de tierras por efectos de la gravedad. A los
depósitos dejados por este tipo de fenómenos se les
puede denominar de forma general como coluvios y se
clasifican según lo muestra el Cuadro siguiente.
Depósitos sedimentarios asociados al retroceso de
un glaciar. Depósitos no estratificados: Morrenas,
Drumlins. Depósitos estratificados: Kame, Esker,
Kettle.
Depósitos de arrastre: Llanura de inundación.
Representación esquemática de los tipos de
remociones en masa y el material dominante
involucrado en cada uno de ellos.

El material removido es depositado en un lugar ladera abajo donde
alcance la estabilidad. Los depósitos de coluvios son generalmente
mal seleccionados, compuestos por clastos gruesos inmersos en una
matriz de material fino, no presentan estratificación y presentan
moderada a alta porosidad. En ocasiones estos depósitos se
mantienen en movimiento muy lento ladera abajo posterior al
movimiento de remoción principal.
Clasificación de los movimientos de remoción en masa y el tipo de material involucrado en
estos fenómenos
Ejemplo de depósitos de sedimento producidos por deslizamientos de materialdesde laderas
inestables. Imágenes tomadas de Sernageomin, 2007
Ejemplo de depósitos de caída de roca en laderas montañosas.
Imágenes tomadas de Sernageomin, 2007.

RESUMEN
A continuación se presenta los Cuadros resumen que resume los ambientes sedimentarios y las características de los depósitos
que en ellos se forman y, a continuación, en el siguiente cuadro también se muestra valores de porosidad representativos para
rocas y sedimento no consolidado.

EL ACUÍFERO. DEFINICIÓN
Los acuíferos son reservorios de agua que están ubicados debajo de la superficie terrestre. Estos acuíferos permiten la
circulación del agua a través de diversas grietas y de la porosidad de su estructura.
En los acuíferos es posible diferenciar entre el nivel freático (el sector superior), la zona de saturación (el espacio dondelos
poros rocosos se llenan de agua) y la capa impermeable. Sobre el nivel freático, y antes de la superficie, se encuentra otro
sector conocido como zona de aireación.
Se pueden hacer muchas clasificaciones de los acuíferos, ya que son numerosas las modalidades que existen. No obstante,
entre las agrupaciones más frecuentes podemos encontrar las siguientes:
-En base a lo que es su comportamiento hidráulico, nos topamos con los acuíferos confinados, que son los que están entre
dos capas impermeables; los semi-confinados; los subestimados o libres, que se hallan en contacto directo con lo que es el
área subsaturada del suelo; y los costeros.
-Según lo que es su estructura, se pueden clasificar en dos grandes grupos: los libres y los confinados.
-Partiendo del criterio de lo que son sus texturas, nos encontramos con los fisurales y los porosos.
-Si nos sustentamos en lo que es el comportamiento hidrodinámico, están los acuíferos, los acuícludos, los acuitardos y los
acuífugos.
Es importante tener en cuenta que los acuíferos permiten que una buena parte de la población de todo el mundo acceda al
agua. Sin embargo, la explotación sin control y la contaminación amenazan este recurso. Los fertilizantes químicos que utiliza
la agricultura, los desechos de la actividad industrial y la explotación petrolera son algunos de los factores que pueden
contaminar un acuífero.
https://definicion.de/acuifero/

TIPOS DE ACUÍFEROS
¿Qué es un acuífero?
Un acuífero es un volumen de rocas o sedimentos cuyos poros, huecos fisuras o grietas
pueden ocuparse por agua y esta agua puede circular libremente por acción de la
gravedad en cantidad apreciable.
https://geotecniafacil.com/que-es-un-acuifero/
El valor medio a largo plazo de este flujo, que recorre el acuífero y sale del mismo, procedente de la alimentación externa que
recibe, es conocido como recarga media anual o recurso renovable. El término recurso cuando se refiere a aguas subterráneas
debe entenderse en este sentido, es decir, como recarga media anual del acuífero o de la unidad hidrogeológica.
Un acuífero se forma o mejor dicho se recarga con el agua procedente de las precipitaciones (líquidas y sólidas), las cuales se
infiltran en el terreno y se acumulan a favor de los poros, grietas y fisuras de los materiales permeables, que tienen capacidad
para almacenarla y transmitirla.
Es decir, un acuífero es simultáneamente almacén de agua y vehículo de transporte de la misma en forma de flujo subterráneo
hacia un río o punto de drenaje natural o artificial.
El concepto de acuífero hace referencia, por tanto, a su capacidad de almacenar y transmitir agua a través del subsuelo.
Tradicionalmente se tiene la creencia de que el significado de acuífero se asocia a una cavidad o cueva subterránea llena de
agua donde el agua circula por grandes galerías inundadas pero esto no siempre es así, de hecho, es uno de los casos menos
comunes de acuíferos.(un ejemplo claro sería la imagen de portada).
También puede referirse la definición de acuífero a cuerpos de rocas o sedimentos en los que todos sus huecos, poros, fisuras
o grietas están ocupados por agua (zona saturada) y esta agua puede circular libremente por acción de la gravedad a
manantiales, otros acuíferos, captaciones, etc.
Unas lluvias intensas elevan la posición de este nivel, incrementando las reservas e intensificando el flujo subterráneo
instantáneo.

Tipos de acuíferos
Existen numerosas clasificaciones de acuíferos, las más comunes se presentan a continuación que son en base a su
comportamiento hidrodinámico, hidráulico y composicional.
Tipos de acuíferos según su comportamiento hidrodinámico
Desde el punto de vista hidrodinámico podemos distinguir los siguientes:
Acuíferos
Formaciones geológicas con buenas características para almacenar y transmitir el agua. Por ejemplo, formaciones de arenas y
gravas o de calizas karstificadas.
Acuitardos
Se trata de formaciones geológicas con buenas capacidades para almacenar agua, pero el agua es trasmitida lentamente. Por
ejemplo, los limos.
Acuícludos
Se trata de formaciones geológicas que pueden contener agua, pero su poder de transmisión es muy baja o nula debido a su
baja permeabilidad. Por ejemplo, las formaciones arcillosas.
Acuífugos
Formaciones geológicas que no pueden ni almacenar agua y por consiguiente tampoco transmitirla. Por ejemplo, rocas ígneas
no fisuradas ni fracturadas.
Tipos de acuíferos según su comportamiento hidráulico
Acuífero libre
Se trata de un acuífero que no se encuentra confinado por ninguna capa impermeable o de baja permeabilidad y por tanto el
límite superior de la zona saturada de agua (véase nivel freático) se encuentra a presión atmosférica.
Por encima de este límite superior de agua, los poros se encuentran, al menos en parte ocupados por aire constituyendo la
zona no saturada.

Acuífero confinado
También denominado acuífero cautivo, es un
acuífero cuya parte superior esta delimitado por
un nivel impermeable o de muy baja
permeabilidad por la que el flujo de agua es
prácticamente inexistente. El acuífero se encuentra
completamente saturado y la presión a la que se
encuentra sometida el agua es superior a la
atmosférica. En los casos, en el que las captaciones
de agua subterránea, el agua asciende hasta la
superficie se denomina captaciones surgentes o
artesianas.
Los acuíferos confinados reciben la recarga de agua de otras zonas más alejadas donde la capa superior no es impermeable y
por tanto en esta zona funcionan como acuíferos libres.
Acuífero semiconfinado
Se trata de acuíferos intermedios entre acuíferos libres y acuíferos confinados. Su característica principal es que la parte
superior de los acuíferos semiconfinados está compuesta por un terreno de permeabilidad reducida, pero sin llegar a ser
impermeable. Es posible la recarga a través de este nivel pero en un trascurso de tiempo importante

Tipos de acuíferos según su litología
Tradicionalmente, en función de las características de la formación que forma el acuífero, podemos diferenciar dos tipos o
clases de acuíferos:
Acuíferos carbonatados
Se trata de acuíferos ligados a rocas carbonatadas, las cuales están constituidas fundamentalmente por minerales del grupo de
los carbonatos.
Los materiales constituyentes de estos acuíferos son mayoritariamente calizas, dolomías, mármoles ymargocalizas.
Su permeabilidad está íntimamente relacionada con su red de fracturación y diaclasado (permeabilidad secundaria) pues las
rocas sanas y masivas tienen una permeabilidad primaria muy reducida.
El proceso diaclasado y fracturación va progresando a lo largo del tiempo mediante la disolución del carbonato debido a que el
agua que se va infiltrando esta cargada en CO2. Este proceso se llama karstificación o carstificación.
Este tipo de acuífero tiene como principal característica su elevada permeabilidad ya que el agua puede circular con mucha
velocidad a través de las grietas y fisuras lo que lo convierte en una clase de acuífero muy vulnerable a la contaminación.
A continuación puede verse un ejemplo extremo de fisuración de un acuifero kárstico donde una fractura previa ha sido
ensanchada por la disolución de la caliza.
Complejo Ramblazo-Motillas. P.N. Alcornocales (Cádiz). Cortesía del espeleólogo Francisco Javier Cabeza Torres del CM Sierra Sur.
Acuíferos detríticos
Los acuíferos detríticos están formados por materiales o clastos granulares de diversa
naturaleza y tamaño como arenas, gravas, conglomerados, arcillas, etc.
Las partículas que lo constituyen reciben distintos nombres según su tamaño. De menos
a mayor diámetro puede distinguirse arcillas. Limos, arenas, gravas, bolos y bloques.

Complejo Ramblazo-Motillas. P.N. Alcornocales (Cádiz). Cortesía del espeleólogo Francisco Javier Cabeza Torres del CM Sierra Sur.
Estas denominaciones también son válidas para los sedimentos correspondientes.
El agua se acumula y circula a través de los espacios que dejan los distintos granos entre ellos. Es decir, su porosidad o
permeabilidad primaria.
Su capacidad de contener y transmitir agua es función del porcentaje de huecos disponibles entre sus partículas. En los casos
en los que la presencia de arcillas y limos sea apreciable la permeabilidad se reduce considerablemente y por tanto, su
capacidad acuífera.
Normalmente, la velocidad de circulación del agua es muy pequeña, inferior a la que tiene en los acuíferos carbonatados.
¿Cuáles son los acuíferos más importantes del mundo?
Sistema Acuifero Guarani
Se trata del mayor acuífero de agua dulce del mundo ocupando parte de las superficies de Brasil, Argentina, Uruguay y
Paraguay. Ocupa una extensión de 190.000 km2 y un volumen de 40.000 km3.
Se trata de la tercera reserva de agua dulce más grande del mundo.
Esta sección sería infinita por ello os invito a que me ayudéis a completarla dejándome un comentario con otros ejemplos de
acuíferos.
Por ejemplo, uno de los acuíferos de España más grandes y de mayor importancia es el sistema acuífero de la Mancha
Occidental o Sistema 23 con una extensión de 5.500 km2.
¿Cuál es el acuífero más grande de tu región?

NIVEL PIEZOMÉTRICO
El nivel piezométrico corresponde en los acuíferos libres a la altura de la superficie libre de agua
sobre el nivel del mar, y en los acuíferos confinados, corresponde a la presión existente y la altura
que alcanzaría el agua sobre un punto del acuífero en el cual está se encuentra o un pozo o un
sondeo hasta equilibrarse con la presión atmosférica; Por lo tanto, en cada punto donde exista
una perforación de un acuífero confinado se tiene un nivel piezométrico propio y diferente.
https://blog.fibrasynormasdecolombia.com/nivel-freatico-y-nivel-piezometrico/
En la imagen, se describe de forma esquemática la definición de nivel piezométrico donde:
h = Es el nivel piezométrico en el punto de medida A (Altura que tendrá la tabla de agua dentro del sondeo
desde un punto inicial o datum).
z = Representa la energía generada por la elevación del punto A sobre el nivel de referencia o datum.
P = Es la presión que ejerce la columna de agua sobre el punto A
Pw = Es el valor de la densidad del agua.
g = Es la constante de la gravedad.
P/Pw*g = Es la fórmula que representa la longitud de la columna de agua dentro del sondeo o la perforación.

¿Cuáles son los principales tipos de instrumentos que se usan en la medición del nivel piezométrico?
Piezómetros hidráulicos: Se utilizan para medir la presión de poros en terraplenes y presas. Este tipo de medidor consiste de
uno o dos tubos llenos con fluido y una punta porosa; el piezómetro se conecta a un manómetro en el punto de medición.
Cuando se emplea el piezómetro hidráulico de dos tubos, el segundo tubo sirve como un medio de limpieza para remover gas
o sedimento acumulado en la perforación.
Piezómetro de cuerda vibrante: Se instalan en terraplenes con el objetivo de monitorear la presión de agua de las rocas y son
empleados en zonas donde la implementación de piezómetros de tubo abierto podrían verse afectados si interfieren con el
equipo de construcción.
Corte trasversal de un acuífero donde se observa la instalación de un Piezómetro al interior
de un sondeo vertical
¿Cómo se realiza la medición del nivel piezométrico?
Para determinar el nivel piezométrico en un acuífero, se hace uso
de un piezómetro, el cual está diseñado para medir presiones
estáticas y es un dispositivo que se emplea para medir la presión
de un líquido en un sistema mediante la medición de la altura de
la tabla de agua que se eleva contra la gravedad. La aplicación
principal del piezómetro es geotécnica y se emplea para
determinar la presión de agua en el terreno o el nivel de agua en
perforaciones.
El diámetro de los tubos piezométricos no debe ser mayor a 5
milímetros, y el piezómetro no puede indicar valores de presión
en negativo ya que esto significaría la entrada de fluidos externos
al interior del tubo.

Piezómetro de resistencia eléctrica: Este tipo de piezómetro tiene como ventaja que el sitio de lectura de la medición es
independiente de la localización del sensor y sus limitaciones están relacionadas principalmente a la medición de diminutos
cambios de resistencia del acuífero.
Piezómetros Casagrande: Los piezómetros casagrande son usados para la medición de la presión del agua en terraplenes o en
sitios seleccionados de los contrafuertes de las presas. Pueden instalarse en una perforación o en terraplenes durante la
construcción.
Superficie piezométrica
La superficie piezométrica es una superficie que se proyecta en dos dimensiones (X, Y), y representa la geometría que une los
puntos que indican la altura de la tabla de agua en un acuífero a una determinada profundidad en el mismo. Este tipo de
superficies son representadas mediante isopiezas (líneas que unen puntos de igual valor del nivel piezométrico), donde el
valor de las isopiezas debe ser expresada siempre junto a las mismas y se debe procurar que la separación entre ellas sea
equidistante. Las superficies piezométricas tienen como finalidad demostrar la evolución espacial de la profundidad del agua
en factores como la superficie del terreno, el valor de los gradientes hidráulicos, la dirección y sentido del flujo de agua
subterránea, entre otros.
¿Cómo se trazan las superficies piezométricas?
Para poder realizar el trazado de estas superficies, se requieren información del nivel piezométrico y dicha información se
obtiene a partir de valores medidos de pozos y sondeos, a partir de dichos datos, se trazan las isopiezas que ayuden a definir
la superficie piezométrica; para realizar el trazado de isopiezas de un acuífero, se requiere que los valores del nivel
piezométrico medidos, correspondan a un mismo acuífero y que dichos valores estén expresados en cotas absolutas (metros
sobre el nivel del mar).

Se infiere que el medio donde se realizará el trazado de la superficie
piezométrica es homogéneo e isótropo y que el nivel varía de manera
gradual. Se deben tener en cuenta las siguientes recomendaciones para el
trazado de las isopiezas:
El trazado de las isopiezas debe ser concordante con la topografía del
terreno.
Las isopiezas deben ser perpendiculares con los límites impermeables del
acuífero y paralelas a las superficies y líneas de nivel constante que tengan
conexión hidráulica con el acuífero.
La separación espacial entre isopiezas disminuirá cuando el gradiente
hidráulico aumente ya sea por la disminución de la permeabilidad del medio
o la existencia de una zona de descarga natural en el acuífero.
Ejemplo del gráfico de superficies
piezométricas en acuíferos confinados, el
valor de las isopiezas está dado en metros
sobre el nivel del mar

NIVEL FREATICO
El nivel freático, también conocido como manto freático, capa
freática, napa subterránea o tabla de agua es el nivel en donde
tanto el suelo como las rocas se encuentran permanentemente
saturados, es la línea de división entre la zona de aireación y la
zona de saturación de los acuíferos, el nivel freático, puede
encontrarse en la superficie formando lagos, ríos, manantiales y
pantanos. La profundidad del nivel freático de un acuífero suele
variar en función de las precipitaciones estacionales de ala zona,
la permeabilidad de las rocas o el caudal de agua extraído por la
población tanto para el consumo como para uso agrícola. Localización del nivel freático en las aguas subterráneas
¿Cómo se mide el nivel freático?
El nivel freático puede ser medido mediante una perforación o sondeo en el suelo, el nivel de agua que alcance la
perforación corresponde con la tabla de agua del acuífero; en este punto la presión del acuífero es igual a la presión
atmosférica, mientras que, en niveles por debajo del nivel freático, la presión del acuífero es mayor que la atmosférica y se
relaciona con la presión hidrostática la cual se puede ver afectada por el flujo de agua subterránea.
La presión que se encuentra inmediatamente por encima del nivel freático es menor que la atmosférica generando un
fenómeno conocido como succión capilar; cerca del nivel freático gran parte de los capilares del suelo se encuentran
saturados de agua, mientras que el sector localizado encima de la zona de succión capilar se denomina como zona no
saturada.
La medición de la succión es tomada con un tensiómetro, el cual es un instrumento que consta de un tubo cerámico

MOVIMIENTO DEL AGUA EN LOS ACUÍFEROS
Factores del movimiento de aguas subterráneas
Los factores del movimiento son porosidad, permeabilidad y
filtración.
Porosidad
Alude a la cantidad de espacios vacíos dentro de la masa
rocosa; la arcilla y la arena son porosas, igualmente una
arenisca mal cementada o una roca fracturada o con planos
de disolución, porque hay volumen de espacios vacíos en el
seno de la roca.
Porosidad y permeabilidad
Juan Julio Ordoñez Gálvez
Permeabilidad
La permeabilidad alude a la capacidad que tiene un material de permitir que se establezca el flujo de aguas subterráneas -o
cualquier fluido- a través suyo. Ello dependerá de la porosidad y de la conexión entre las aberturas e intersticios, y del
tamaño y forma de tales conductos. En otras palabras la permeabilidad depende no sólo de la porosidad de la roca, sino del
tamaño de los poros.
Filtración
La filtración varía mucho, según la naturaleza del suelo, la vegetación y la estación.
Un suelo arenoso y desnudo puede absorber del 30 al 60 % del agua lluvia caída. El mismo terreno arenoso recubierto de
vegetación, sólo deja filtrar un 10 %, exclusivamente durante el otoño y el invierno.

Movimiento de las aguas subterráneas
La dinámica del flujo en un medio poroso saturado se describe mediante la ley de Darcy. Esta ley fue obtenida por Darcy
usando un aparato similar al mostrado en la siguiente Figura. Allí, se tiene un flujo constante de agua a través de un medio
poroso de longitud l, manteniendo constante el nivel de agua sobre el mismo. Darcy encontró que el volumen V de agua
que atravie-sa el sistema en un tiempo t, viene da-do por:
Ley de Darcy
Donde:
A —> es el área de la sección transversal del medio poroso y
K —> Constante de proporcionalidad, denominada conductividad hidráulica o
permeabilidad.
La velocidad promedio del flujo a través de la sección es entonces,
Más generalmente, la ley de Darcy dice que la velocidad del flujo a través del
medio poroso es directamente proporcional a la gradiente de presión
piezométrica o carga hidráulica h:
Aquí, “z“ es la altura del punto en cuestión (entrada, salida o cualquier punto
intermedio en el medio poroso) respecto de un cierto nivel de referencia, p la
presión hidrostática en dicho punto, r la densidad del agua y g la aceleración de
la gravedad.

Finalmente, en la siguiente figura se aprecia el esquema conceptual práctico de la aplicación de la Ley de Darcy .
Ley de Darcy
El flujo natural del agua subterránea se puede esquematizar
mediante redes de flujo. En la Figura siguiente, se muestra el
esquema del flujo subterráneo teniéndose en cuenta las
características de un suelo homogéneo e isótropo.
Así mismo en la misma Figura, se aprecia las características
siguientes:
 Área de recarga, son aquellas en las que el flujo subterráneo
presenta una componente vertical descendente,
 Área de descarga, el flujo subterráneo presenta una
componente ascendente.
Redes de flujo de agua subterránea

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