1. Ciclo hidrológico
Ciclo del agua (USGS)
El ciclo hidrológico o ciclo del agua es el proceso de circulación del agua
entre los distintos compartimentos de la hidrosfera. Se trata de un ciclo
biogeoquímico en el que hay una intervención mínima de reacciones químicas,
y el agua solamente se traslada de unos lugares a otros o cambia de estado
físico.
El agua de la hidrósfera procede de la desgasificación del manto, donde tiene
una presencia significativa, por los procesos del vulcanismo. Una parte del
agua puede reincorporarse al manto con los sedimentos oceánicos de los que
forma parte cuando éstos acompañan a la litosfera en subducción.
La mayor parte de la masa del agua se encuentra en forma líquida, sobre todo
en los océanos y mares y en menor medida en forma de agua subterránea o de
agua superficial (en ríos y arroyos). El segundo compartimento por su
importancia es el del agua acumulada como hielo sobre todo en los casquetes
glaciares antártico y groenlandés, con una participación pequeña de los
glaciares de montaña, sobre todo de las latitudes altas y medias, y de la
banquisa. Por último, una fracción menor está presente en la atmósfera como
vapor o, en estado gaseoso, como nubes. Esta fracción atmosférica es sin
embargo muy importante para el intercambio entre compartimentos y para la
circulación horizontal del agua, de manera que se asegura un suministro
permanente a las regiones de la superficie continental alejadas de los
depósitos principales.
2. Procesos del agua
Los principales procesos implicados en el ciclo del Agua son:
Evaporación. El agua se evapora en la superficie oceánica, sobre el
terreno y también por los organismos, en el fenómeno de la
transpiración. Dado que no podemos distinguir claramente entre la
cantidad de agua que se evapora y la cantidad que es transpirada por
los organismos, se suele utilizar el termino evapotranspiración. Los
seres vivos, especialmente las plantas, contribuyen con un 10% al agua
que se incorpora a la atmósfera. En el mismo capítulo podemos situar la
sublimación, cuantitativamente muy poco importante, que ocurre en la
superficie helada de los glaciares o la banquisa.
Precipitación. La atmósfera pierde agua por condensación (lluvia y
rocío) o sublimación inversa (nieve y escarcha) que pasan según el caso
al terreno, a la superficie del mar o a la banquisa. En el caso de la lluvia,
la nieve y el granizo (cuando las gotas de agua de la lluvia se congelan
en el aire) la gravedad determina la caída; mientras que en el rocío y la
escarcha el cambio de estado se produce directamente sobre las
superficies que cubren.
Infiltración. El fenómeno ocurre cuando el agua que alcanza el suelo
penetra a través de sus poros y pasa a ser subterránea. La proporción
de agua que se infiltra y la que circula en superficie (escorrentía)
depende de la permeabilidad del sustrato, de la pendiente (que la
estorba) y de la cobertura vegetal. Parte del agua infiltrada vuelve a la
atmósfera por evaporación o, más aún, por la transpiración de las
plantas, que la extraen con raíces más o menos extensas y profundas.
Otra parte se incorpora a los acuíferos, niveles que contienen agua
estancada o circulante. Parte del agua subterránea alcanza la superficie
allí donde los acuíferos, por las circunstancias topográficas, interceptan
la superficie del terreno.
Escorrentía. Este término se refiere a los diversos medios por los que el
agua líquida se desliza cuesta abajo por la superficie del terreno. En los
climas no excepcionalmente secos, incluidos la mayoría de los llamados
desérticos, la escorrentía es el principal agente geológico de erosión y
transporte.
Circulación subterránea. Se produce a favor de la gravedad, como la
escorrentía superficial, de la que se puede considerar una versión. Se
presenta en dos modalidades: primero, la que se da en la zona vadosa,
especialmente en rocas karstificadas, como son a menudo las calizas, la
cual es una circulación siempre cuesta abajo; en segundo lugar, la que
ocurre en los acuíferos en forma de agua intersticial que llena los poros
de una roca permeable, la cual puede incluso remontar por fenómenos
en los que intervienen la presión y la capilaridad.
Compartimentos e intercambios de Agua
El agua se distribuye desigualmente entre los distintos compartimentos, y los
procesos por los que éstos intercambian el agua se dan a ritmos heterogéneos.
El mayor volumen corresponde al océano, seguido del hielo glaciar y después
3. por el agua subterránea. El agua dulce superficial representa sólo una exigua
fracción y aún menor el agua atmosférica (vapor y nubes).
Depósito
Volumen (en
millones de km3)
Porcentaje
Océanos 1370 97.25
Casquetes y glaciares 29 2.05
Agua subterránea 9.5 0.68
Lagos 0.125 0.01
Humedad del suelo 0.065 0.005
Atmósfera 0.013 0.001
Arroyo y ríos 0.0017 0.0001
Biomasa 0.0006 0.00004
Depósito Tiempo medio de residencia
Glaciares 20 a 100 años
Nieve estacional 2 a 6 meses
Humedad del suelo 1 a 2 meses
4. Agua subterránea: somera 100 a 200 años
Agua subterránea: profunda 10.000 años
lagos 50 a 100 años
Ríos 2 a 6 meses
El tiempo de residencia de una molécula de agua en un compartimento es
mayor cuanto menor es el ritmo con que el agua abandona ese compartimento
(o se incorpora a él). Es notablemente largo en los casquetes glaciares, a
donde llega por una precipitación característicamente escasa y que abandona
por la pérdida de los bloques de hielo en los márgenes o por la fusión en la
base del glaciar, donde se forman pequeños ríos o arroyos que sirven de
aliviadero al derretimiento del hielo en su desplazamiento debido a la gravedad.
El compartimento donde la residencia media es más larga, aparte el océano, es
el de los acuíferos profundos, algunos de los cuales son «fósiles» que no se
renuevan desde tiempos remotos. El tiempo de residencia es particularmente
breve para la fracción atmosférica, que se recicla muy deprisa.
Energía del Agua
El ciclo del agua disipa una gran cantidad de energía, la cual procede de la que
aporta la insolación. La evaporación es debida al calentamiento solar y
animada por la circulación atmosférica, que renueva las masas de aire y que es
a su vez debida a diferencias de temperatura igualmente dependientes de la
insolación. Los cambios de estado del agua requieren o disipan mucha energía,
por el elevado valor que toman el calor latente de fusión y el calor latente de
vaporización. Así, esos cambios de estado contribuyen al calentamiento o
enfriamiento de las masas de aire, y al transporte neto de calor desde las
latitudes tropicales o templadas hacia las frías y polares, gracias al cual es más
suave en conjunto el clima planetario.
Balance del agua
Artículo principal: Balance hídrico
Si despreciamos las pérdidas y las ganancias debidas al vulcanismo y a la
subducción, el balance total es cero. Pero si nos fijamos en los océanos se
comprueba que este balance es negativo; se evapora más de lo que precipita
en ellos. Y en los continentes hay un superávit; precipita más de lo que se
evapora. Estos déficit y superávits se compensan con las escorrentías
superficial y subterránea.
Efectos químicos del agua
5. El agua al desplazarse a través del ciclo hidrológico, transporta sólidos y gases
en disolución. El carbono, el nitrógeno y el azufre, elementos todos ellos
importantes para los organismos vivientes, son volátiles y solubles, y por lo
tanto, pueden desplazarse por la atmósfera y realizar ciclos completos,
semejantes al ciclo del agua.
La lluvia que cae sobre la superficie del terreno contiene ciertos gases y sólidos
en solución. El agua que pasa a través de la zona insaturada de humedad del
suelo recoge dióxido de carbono del aire del suelo y de ese modo aumenta de
acidez. Esta agua ácida, al llegar en contacto con partículas de suelo o roca
madre, disuelve algunas sales minerales. Si el suelo tiene un buen drenaje, el
flujo de salida del agua freática final puede contener una cantidad importante
de sólidos totales disueltos, que irán finalmente al mar.
En algunas regiones, el sistema de drenaje tiene su salida final en un mar
interior, y no en el océano, son las llamadas cuencas endorreicas. En tales
casos, este mar interior se adaptara por sí mismo para mantener el equilibrio
hídrico de su zona de drenaje y el almacenamiento en el mismo aumentará o
disminuirá, según que la escorrentía sea mayor o menor que la evaporación
desde el mismo. Como el agua evaporada no contiene ningún sólido disuelto,
éste queda en el mar interior y su contenido salino va aumentando
gradualmente.
Afloramientos de sal
Si el agua del suelo se mueve en sentido ascendente, por efecto de la
capilaridad, y se está evaporando en la superficie, las sales disueltas pueden
ascender también en el suelo y concentrarse en la superficie, donde es
frecuente ver en estos casos un estrato blancusco producido por la
acumulación de sales.
Cuando se añade agua de riego, el agua es transpirada, pero las sales que
haya en el agua de riego quedan en el suelo. Si el sistema de drenaje es
adecuado, y se suministra suficiente cantidad de agua en exceso, como suele
hacerse en la práctica del riego superficial, y algunas veces con el riego por
aspersión, estas sales se disolverán y serán arrastradas al sistema de drenaje.
Si el sistema de drenaje falla, o la cantidad de agua suministrada no es
suficiente para el lavado de las sales, éstas se acumularan en el suelo hasta tal
grado en que las tierras pueden perder su productividad. Éste sería, según
algunos expertos, la razón del decaimiento de la civilización Mesopotámica,
6. irrigada por los ríos Tigris y Eufrates con un excelente sistema de riego, pero
con deficiencias en el drenaje.
Balance hídrico
El concepto de balance hídrico se deriva del concepto de balance en
contabilidad, es decir, que es el equilibrio entre todos los recursos hídricos que
ingresan al sistema y los que salen del mismo, en un intervalo de tiempo
determinado. Sintéticamente puede expresarse por la fórmula:
Para la determinación del balance hídrico se debe hacer referencia al sistema
analizado. Estos sistemas pueden ser, entre otros:
Una cuenca hidrográfica;
Un embalse;
Un lago natural;
Un país;
El cuerpo humano.
Balance hídrico de una cuenca hidrográfica
El estado inicial (en el instante t) de la cuenca o parte de esta, para efecto del
balance hidrico, puede definirse como, la disponibilidad actual de agua en las
varias posiciones que esta puede asumir, como por ejemplo: volumen de agua
circulando en los ríos, arroyos y canales; volumen de agua almacenado en
lagos, naturales y artificiales; en pantanos; humedad del suelo; agua contenida
en los tejidos de los seres vivos; todo lo cual puede definirse también como la
disponibilidad hídrica de la cuenca.
Las entradas de agua a la cuenca hidrográfica puede darse de las siguientes
formas:
Precipitaciones: lluvia; nieve; granizo; condensaciones;
Aporte de aguas subterráneas desde cuencas hidrográficas colindantes,
en efecto, los límites de los aquiferos subterráneos no siempre coinciden
con los límites de los partidores de aguas que separan las cuencas
hidrográficas;
Transvase de agua desde otras cuencas, estas pueden estar asociadas
a:
o Descargas de centrales hidroeléctricas cuya captación se sitúa en
otra cuenca, esta situación es frecuente en zonas con varios
valles paralelos, donde se construyen presas en varios de ellos, y
se interconectan por medio de canales o túneles, para utilizar el
agua en una única central hidroeléctrica;
o Descarga de aguas servidas de ciudades situadas en la cuenca y
cuya captación de agua para uso humano e industrial se
7. encientra fuera de la cuenca, esta situación es cada vez más
frecuente, al crecer las ciudades, el agua limpia debe irse a
buscar cada vez más lejos, con mucha frecuencia en otras
cuencas. Un ejemplo muy significativo de esta situación es la
conurbación de San Pablo, en el Brasil;
Las salidas de agua pueden darse de las siguientes formas:
Evapotranspiración: de bosques y áreas cultivadas con o sin riego;
Evaporación desde superficies líquidas, como lagos, estanques,
pantanos, etc.;
Infiltraciones profundas que van a alimentar aquíferos;
Derivaciones hacia otras cuencas hidrográficas;
Derivaciones para consumo humano y en la industria;
Salida de la cuenca, hacia un receptor o hacia el mar.
El establecimiento del balance hídrico completo de una cuenca hidrográfica es
un problema muy complejo, que involucra muchas mediciones de campo. Con
frecuencia, para fines prácticos, se suelen separar el balance de las aguas
superficiales y el de las aguas subterráneas.
Balance hidrico de un embalse o de un lago natural [
Es, en cierta medida, un caso particular del anterior, sin embargo al tratarse de
un ámbito más restringuido, es posible profundizar más en la descripción de
entradas y salidas del embalse o lago natural.
Equilibrio hídrico de los continentes
En grandes números, expresados en mm de capa de agua por año, se tienen
los siguientes valores
Continente
Precipitación
(mm)
Evaporación
(mm)
Escorrentía
(mm)
Europa 734 -415 -319
Asia 726 -433 -293
África 686 -547 -139
América del Norte 670 -383 -287
América del Sur 1,648 -1,065 -583
Australia 440 -393 -47
Promedio 834 -540 -294
Groenlándia . . -180
Tierras Antárticas . . -250
Promedio para todos los 760 -480 -280
8. continentes
Fuente:La influencia del hombre en el ciclo hidrológico. Unesco 1972
Obtenido de "http://es.wikipedia.org/wiki/Balance_h%C3%ADdrico"
A continuación se mostrará la forma de obtener cada uno de los parámetros
contemplados dentro de la ficha hídrica.
1.- Precipitación (cm): Se necesitan registros mensuales de lluvia del sitio en
el que se realizará el balance hídrico; a continuación se presenta registros
mensuales de precipitación para el período 1970-2000 en una estación
climática hipotética:
Cuadro Nº 1: Precipitación (cm). Período 1970-2000.
E F M A M J J A S O N D ∑
4,55 4,42 6,14 10,69 12,32 8,43 9,50 8,73 9,30 11,50 9,11 5,88 100,57
2.- Temperatura (ºC): En este caso también se requieren de datos mensuales
de temperatura, tal como se muestra a continuación para el caso de la estación
climática hipotética:
Cuadro Nº 2: Temperatura (ºC). Período 1970-2000.
E F M A M J J A S O N D μ
8,47 8,85 9,18 9,43 9,48 9,85 8,85 9,26 9,37 9,38 9,52 8,81 9,14
3.- Evapotranspiración potencial corregida (cm) ó ETP corregida (cm):
Este parámetro se obtiene a través de la aplicación de la siguiente formula:
Evapotranspiración corregida en cm (ETP corregida):
ETP corregida: ETP sin corregir * Factor fotoperiodo.
Esta formula implica que ha de contarse con la ETP sin corregir de cada mes,
por lo que adicionalmente se aplica la siguiente fórmula:
Evapotranspiración Potencial sin corregir en cm (ETP sin corregir):
Donde:
δ: 0,49239 + (0,’1792 * i) – ((7,71 * 10-5) * i2) + (6,50 * 10 -7) * i3
i: Índice calórico mensual
En vista de que se desconoce el índice calórico de cada mes, es necesario
efectuar el cálculo de este, operando la siguiente formula:
9. Índice calórico mensual (i):
A continuación se muestra el cálculo del índice calórico mensual de acuerdo a
la aplicación de la formula anterior:
Cuadro Nº 3: Índice calórico mensual.
E F M A M J J A S O N D ∑
2,22 2,37 2,50 2,61 2,63 2,50 3,37 2,54 2,58 2,59 2,65 2,36 30,92
Con los valores estimados del índice calórico mensual es posible estimar el
valor de δ, tal como se muestra a continuaciσn:
10. δ: 0,49239 + (0,1792 * 30,92) – ((7,71 * 10-5) * 30,922) + (6,50 * 10 -7) * 30,923 =
0,99
De esta manera al obtener el valor de δ y la sumatoria de cada νndice calórico
mensual, es posible aplicar la formula de la ETP sin corregir y hallar este
parámetro, tal como se muestra a continuación:
Cuadro Nº 4: ETP sin corregir (cm)
E F M A M J J A S O N D ∑
4,34 4,53 4,70 4,82 4,85 4,70 4,53 4,74 4,79 4,80 4,87 4,51 56,18
Finalmente al calcular la ETP sin corregir es posible estimar la ETP corregida;
para ello solo se requiere conocer el factor fotoperiodo, el cual es una
constante que va a depender de la latitud del lugar. En el siguiente cuadro se
muestra el factor fotoperiodo de cada mes, en un lugar de latitud norte y
longitud occidental.
11. Cuadro Nº 5: Factor fotoperiodo
E F M A M J J A S O N D
1,01 0,92 1,03 1,03 1,07 1,05 1,07 1,06 1,02 1,02 0,98 1,00
El cálculo de la Evapoptranspiración corregida se muestra a continuación:
ETP enero = 4,34 * 1,01 = 4,38
ETP febrero = 4,53 * 0,92 = 4,17
ETP marzo = 4,70 * 1,03 = 4,84
ETP abril = 4,82 * 1,03 = 4,96
ETP mayo = 4,85 * 1,07 = 5,19
ETP junio = 4,70 * 1,05 = 4,93
ETP julio = 4,53 * 1,07 = 4,85
ETP agosto = 4,74 * 1,06 = 5,02
ETP septiembre = 4,79 * 1,02 = 4,88
ETP octubre = 4,80 * 1,02 = 4,89
ETP noviembre = 4,87 * 0,98 = 4,77
ETP diciembre = 4,51 * 1,00 = 4,51
Cuadro Nº 6: ETP corregida (cm)
E F M A M J J A S O N D ∑
4,38 4,17 4,84 4,96 5,19 4,93 4,85 5,02 4,88 4,89 4,77 4,51 57,39
4.- Capacidad de almacenamiento del suelo (reserva): En caso de que en el
sitio donde se efectuará un balance hídrico no exista algún estudio de suelo, se
asumirá una capacidad de almacenamiento de 10 cm, aunque lo ideal sería
contar con el valor real de la capacidad de almacenamiento del suelo.
CÁLCULO DEL BALANCE HÍDRICO
El cálculo del balance hídrico se comienza a partir del mes siguiente al mes con
mayor precipitación (clima húmedo), asumiéndose una capacidad de
almacenamiento del suelo de 10 cm, el balance hídrico esta basado en los
siguientes casos:
*Si el balance es mayor de 10, la reserva será 10, el resto será el exceso de
agua y el déficit de agua será igual a cero.
*Si el balance es menor de 10, la reserva será el resultado del balance y el
exceso y el déficit de agua será igual a cero.
12. *Si el balance es menor de cero, la reserva y el déficit será igual a cero,
mientras que el déficit de agua será el resultado del balance pero con signo
positivo.
Los supuestos expuestos en líneas anteriores implican lo siguiente:
Balance hídrico:
Reserva mes anterior + Precipitación mes actual – ETP mes actual
Reserva: 10 (en caso de que se desconozca el valor real), si el balance es >
10, la reserva seguirá siendo igual a 10; si el balance es < 10 pero > 0, la
reserva será igual al resultado del balance; si el balance es < 0, la reserva será
igual a 0.
Variación de la reserva: Reserva mes actual – Reserva del mes anterior.
Déficit de agua: Si el balance es < 0, el déficit será el resultado del balance
pero con signo positivo, pero si el balance es > 0, el déficit será 0.
Exceso de agua: Si el balance es >10, el exceso será igual a la diferencia
entre el balance y 10; si el balance es <10, pero > 0, el exceso será 0.
En el caso de los datos de precipitación de la estación hipotética se observa
que el mes con mayor cantidad de lluvia es mayo, esto significa que en este
mes la reserva será igual a 10 cm y el balance se comienza a partir de junio (el
balance hídrico se trabajará de esta manera ya que según los valoresde
precipitación y temperatura se puede inferir que se trata de un clima húmedo,
sin embargo se recomienda revisar otros trabajos a fin de ver como se procede
en el caso de un clima seco), hasta cerrar el balance en mayo, tal como se
muestra a continuación:
Balance del mes de junio
10 + 8,43 – 4,93 = 13,51
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 3,51
Balance del mes de julio
10 + 9,50 – 4,85 = 14,65
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 4,65
Balance del mes de agosto
10 + 8,73 – 5,02 = 13,71
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
13. Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 3,71
Balance del mes de septiembre
10 + 9,30 – 4,88 = 14,42
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 4,42
Balance del mes de octubre
10 + 11,50 – 4,89 = 16,61
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 6,61
Balance del mes de noviembre
10 + 9,11 – 4,77 = 14,34
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 4,34
Balance del mes de diciembre
10 + 5,88 – 4,51 = 11,37
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 1,37
Balance del mes de enero
10 + 4,55 – 4,38 = 10,17
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 0,17
Balance del mes de febrero
10 + 4,42 – 4,17 = 10,25
14. Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 0,25
Balance del mes de marzo
10 + 6,14 – 4,84 = 11,30
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 1,30
Balance del mes de abril
10 + 10,69 – 4,96 = 15,73
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 5,73
Balance del mes de mayo
10 + 12,32 – 5,19 = 17,13
Reserva: 10
Variación de la reserva: 10 -10 = 0
Déficit de agua= 0
Exceso de agua = 7,13
Si se observa la figura Nº 1 se puede notar que existen otros parámetros
implícitos dentro de la ficha hídrica que aún no han sido calculados, ya que
estos no son necesarios para efectuar el cálculo del balance hídrico, como por
ejemplo: La ETR, el escurrimiento y el coeficiente de humedad, sin embargo a
continuación se mostrará la forma de obtener estos parámetros:
Evapotranspiración Real (cm) ó ETR (cm): Para hallar este parámetro se
establece una comparación entre la precipitación y la ETP corregida,
asumiéndose como ETR el menor valor, tal como se muestra en el siguiente
cuadro:
Cuadro Nº 7: ETR (cm)
E F M A M J J A S O N D
Pp 4,55 4,42 6,14 10,69 12,32 8,43 9,50 8,73 9,30 11,50 9,11 5,88
16. Hidrogeología
La hidrogeología es una rama de las ciencias geológicas (dentro de la
Geodinámica Externa), que estudia las aguas subterráneas en lo relacionado
con su circulación, sus condicionamientos geológicos y su captación, así su
definición dice «La hidrogeología es la ciencia que estudia el origen y la
formación de las aguas subterráneas, las formas de yacimiento, su difusión,
movimiento, régimen y reservas, su interacción con los suelos y rocas, su
estado (líquido, sólido y gaseoso) y propiedades (físicas, químicas,
bacteriológicas y radiactivas); así como las condiciones que determinan las
medidas de su aprovechamiento, regulación y evacuación» (Mijailov, L. 1985.
Hidrogeología. Editorial Mir. Moscú, Rusia. 285 p)
Actualmente los estudios hidrogeológicos son de especial interés no solo para
la provisión de agua a la población sino también para entender el ciclo vital de
ciertos elementos químicos, como así también para evaluar el ciclo de las
sustancias contaminantes, su movilidad, dispersión y la manera en que afectan
al medio ambiente, por lo que esta especialidad se ha convertido en una
ciencia básica para la evaluación de sistemas ambientales complejos. El
abordaje de las cuestiones hidrogeológicas abarcan: la evaluación de las
condiciones climáticas de una región, su régimen pluviométrico, la composición
química del agua, las características de las rocas como permeabilidad,
porosidad, fisuración, su composición química, los rasgos geológicos y
geotectónicos, es así que la investigación hidrogeológica implica, entre otras,
tres temáticas principales:
1. El estudio de las relaciones entre la geología y las aguas subterráneas.
2. El estudio de los procesos que rigen los movimientos de las aguas
subterráneas en el interior de las rocas y de los sedimentos.
3. El estudio de la química de las aguas subterráneas (hidroquímica e
hidrogeoquímica).
La Hidrósfera [editar]
El hombre en su intento de sistematizar el estudio del planeta tierra y entender
como se arma la arquitectura del globo terráqueo ha definidos varias zonas o
dominios, entre ellos el denominado geósfera que involucra el manto terrestre
con sus continentes, la atmósfera que comprende el espacio de contención de
los gases y sus divisiones, la biosfera que comprende el espacio ocupado por
la masa viva y, finalmente, la hidrósfera que es la que involucra a todas las
formas de yacencia del agua en el globo. La hidrósfera y la atmósfera
constituyen los ambientes principales sobre los que se sustenta la vida. La
geósfera hace de soporte sólido, de substrato, sobre el que se desarrolla una
serie de fenómenos que condicionan la existencia de la vida en el planeta
Tierra. La hidrósfera incluye los océanos, mares, ríos, agua subterránea, el
hielo y la nieve, es así que la hidrogeología comprende el estudio de una
porción de este extendido mundo acuático, sobre la que centraremos nuestra
atención, y que más adelante ampliaremos buceando en la hidrología.
17. Agua subterránea
El agua subterránea representa una fracción importante de la masa de agua
presente en cada momento en los continentes, con un volumen mucho más
importante que la masa de agua retenida en lagos o circulante, y aunque
menor al de los mayores glaciares, las masas más extensas pueden alcanzar
millones de km (como el acuífero guaraní). El agua del subsuelo es un recurso
importante, pero de difícil gestión, por su sensibilidad a la contaminación y a la
sobreexplotación. Acuífero cautivo: Se encuentra encerrado entre dos capas
impermeables y solo recibe el agua de lluvia por una zona en la que existen
materiales permeables. A esta zona de recarga se le llama zona de
alimentación.
Es una creencia común que el agua subterránea llena cavidades y circula por
galerías. Sin embargo, no siempre es así, pues puede encontrarse ocupando
los intersticios (poros y grietas) del suelo, del sustrato rocoso o del sedimento
sin consolidar, los cuales la contienen como una esponja. La única excepción
significativa, la ofrecen las rocas solubles como las calizas y los yesos,
susceptibles de sufrir el proceso llamado karstificación, en el que el agua
excava simas, cavernas y otras vías de circulación, modelo que más se ajusta
a la creencia popular.
Acuíferos y niveles de presión
Artículo principal: Acuífero
El agua subterránea se encuentra normalmente empapando materiales
geológicos permeables que constituyen capas o formaciones a los que se le
denominan acuíferos.
Un acuífero es aquella área bajo la superficie de la tierra donde el agua de la
superficie (p. ej. lluvia) percola y se almacena. A veces se mueve lentamente al
océano por flujos subterráneos. Una formación acuífera viene definida por una
base estanca (muro), y por un techo, que puede ser libre, semiimpermeable o
impermeable; por lo que son los continentes de las masas de agua
subterránea.
Si se excava o perfora la tierra para conectar con un acuífero, a través de
pozos y/o galerías se puede explotar esta masa de agua para consumo
humano, agrícola o industrial. La capa freática es el acuífero subterráneo que
se encuentra a poca profundidad relativa y que tradicionalmente abastece los
pozos de agua potable. Es, obviamente la capa más expuesta a la
contaminación procedente de la superficie.
18. En lugares alejados de ríos, lagos o mares, estos acuíferos son a menudo la
única fuente de agua disponible, especialmente en extensas áreas como los
desiertos de Atacama, Kalahari y Sahara. A veces esta agua sale a la
superficie por sí sola a través de encharcamientos, manantiales (oasis, en los
desiertos), surgencias manantiales, rezumes, aguas termales, o géiseres. La
zona del subsuelo en la que los huecos están llenos de agua se llama zona
saturada. El nivel superior de la zona freática a presión atmosférica, se conoce
como nivel freático. El nivel freático puede encontrarse a muy diferentes
profundidades, dependiendo de las circunstancias geológicas y climáticas,
desde sólo unos centímetros hasta decenas de metros por debajo de la
superficie. En la mayoría de los casos la profundidad varía con las
circunstancias meteorológicas de las que depende la recarga de los acuíferos.
El nivel freático no es horizontal, a diferencia del nivel superior de los mares o
lagos, sino que es irregular, con pendiente monótonamente decreciente desde
el nivel fijo superior al nivel fijo inferior. Por encima de la zona saturada, desde
el nivel freático hasta la superficie, se encuentra la zona no saturada o zona
vadosa, en la que la circulación es principalmente vertical, representada por la
percolación, que es la circulación movida por la gravedad, del agua de
infiltración.
Cuando el nivel freático no se encuentra a la presión atmosférica, sino que la
supera, se dice que el acuífero no es libre, sino cautivo o confinado; en este
caso, cuando realizamos un pozo o sondeo, el agua tiende a ascender
traspasando el techo (semiimpermeable o impermeable) del acuífero. En estas
únicas condiciones, el nivel freático pasa a denominarse entonces nivel
piezométrico; el cual podría llegar hasta la superficie del terreno o incluso
superarla, provocando excepcionalmente lo que se conoce como surgencia o
pozo artesianos. Pero por lo general, la mayoría de los pozos de acuíferos
cautivos no son artesianos, sino que el agua asciende por el pozo, sin llegar a
la superficie; pero que es ésta la explicación física a este fenómeno. Muy raras
veces, los niveles piezométricos pueden incluso descender dentro del pozo,
fenómeno que se explica, por la existencia de dos acuíferos: un acuífero
superior (confinado o no) pero a mayor presión, que recarga el existente
inferior, proceso singular que habríamos provocado nosotros mismos, a través
de la conexión hidráulica por el pozo.
De este modo, la principal diferencia entre un nivel freático y otro piezométrico,
es que, mientras el primero es "real" y prácticamente invariable (en función,
principalmente, de la pequeña variación barométrica del lugar), el piezométrico
es "virtual" y es función de la profundidad que alcancemos con la perforación o
excavación de un pozo o sondeo; ascendiendo, en un sector de descarga
(flujos subterráneos ascendentes); o descendiendo, en un sector de recarga
(flujos subterráneos descendentes). También el nivel piezométrico puede ser
independiente de la profundidad, en ciertas áreas denominadas "de tránsito"
(flujos subterráneos horizontales).
Estructura
19. Un acuífero es un terreno rocoso permeable dispuesto bajo la superficie, en
donde se acumula y por donde circula el agua subterránea. En un acuífero
"libre" se distinguen:
Una zona de saturación, que es la situada encima de la capa impermeable,
donde el agua rellena completamente los poros de las rocas. El limite superior
de esta zona, que lo separa de la zona vadosa o de aireación, es el nivel
freático y varía según las circunstancias: descendiendo en épocas secas,
cuando el acuífero no se recarga o lo hace a un ritmo más lento que su
descarga; y ascendiendo, en épocas húmedas.
Una zona de aireación o vadosa, es el espacio comprendido entre el nivel
freático y la superficie, donde no todos los poros están llenos de agua.
Cuando la roca permeable donde se acumula el agua se localiza entre dos
capas impermeables, que puede tener forma de U o no, vimos que era un
acuífero cautivo o confinado. En este caso, el agua se encuentra sometida a
una presión mayor que la atmosférica, y si se perfora la capa superior, fluye
como un surtidor, tipo pozo artesiano.
Por lo que, perforando el terreno hasta la zona de saturación es como se
obtiene un pozo ordinario, mientras que, como vimos, la formación de un
manantial surgente o pozo artesiano se produce en un acuífero cautivo, cuando
el nivel piezométrico "virtual" aflora en la superficie y las aguas surgen al
exterior.
Tipos de acuíferos
Tipos de acuíferos
Desde el punto de vista de su conformación se pueden distinguir los acuíferos
libres, y los acuíferos confinados.
En la figura al lado se ilustran los dos tipos de acuíferos:
río o lago (a), en este caso es la fuente de recarga de ambos acuíferos.
suelo poroso no saturado (b).
suelo poroso saturado (c), en el cual existe una camada de terreno
impermeable (d), formado, por ejemplo por arcilla, este estrato
impermeable confina el acuífero a cotas inferiores.
suelo impermeable (d).
20. acuífero no confinado (e).
manantial (f);
pozo que capta agua del acuífero no confinado (g).
pozo que alcanza el acuífero confinado, frecuentemente el agua brota
como en un surtidor o fuente, llamado pozo artesiano (h).
Recarga
El agua del suelo se renueva en general por procesos activos de recarga
desde la superficie. La renovación se produce lentamente cuando la
comparamos con la de los depósitos superficiales, como los lagos, y los cursos
de agua. El tiempo de residencia (el periodo necesario para renovar por
completo un depósito a su tasa de renovación normal) es muy largo. En
algunos casos la renovación está interrumpida, por la impermeabilidad de las
formaciones geológicas superiores (acuitardos), o por circunstancias climáticas
sobrevenidas de aridez.
En ciertos casos se habla de acuíferos fósiles, estos son bolsones de agua
subterránea, formados en épocas geológicas pasadas, y que, a causa de
variaciones climáticas ya no tienen actualmente recarga.
El agua de las precipitaciones (lluvia, nieve,...) puede tener distintos destinos
una vez alcanza el suelo. Se reparte en tres fracciones. Se llama escorrentía a
la parte que se desliza por la superficie del terreno, primero como arroyada
difusa y luego como agua encauzada, formando arroyos y ríos. Otra parte del
agua se evapora desde las capas superficiales del suelo o pasa a la atmósfera
con la transpiración de los organismos, especialmente las plantas; nos
referimos a esta parte como evapotranspiración. Por último, otra parte se infiltra
en el terreno y pasa a ser agua subterránea.
La proporción de infiltración respecto al total de las precipitaciones depende de
varios factores. La litología (la naturaleza del material geológico que aflora e la
superficie) influye a través de su permeabilidad, la cual depende de la
porosidad, del diaclasamiento (agrietamiento) y de la mineralogía del sustrato.
Por ejemplo, los minerales arcillosos se hidratan fácilmente, hinchándose
siempre en algún grado, lo que da lugar a una reducción de la porosidad que
termina por hacer al sustrato impermeable. Otro factor desfavorable para la
infiltración es una pendiente marcada. La presencia de vegetación densa
influye de forma compleja, porque reduce el agua que llega al suelo
(interceptación), pero extiende en el tiempo el efecto de las precipitaciones,
desprendiendo poco a poco el agua que moja el follaje, reduciendo así la
fracción de escorrentía y aumentando la de infiltración. Otro efecto favorable de
la vegetación tiene que ver con las raíces, especialmente las raíces densas y
superficiales de muchas plantas herbáceas, y con la formación de suelo,
generalmente más permeable que la mayoría de las rocas frescas.
21. La velocidad a la que el agua se mueve depende del volumen de los intersticios
(porosidad) y del grado de intercomunicación entre ellos. los dos principales
parámetros de que depende la permeabilidad. Los acuíferos suelen ser
materiales sedimentarios de grano relativamente grueso (gravas, arenas, limos,
…). Si los poros son suficientemente amplios, una parte del agua circula
libremente a través de ellos impulsada por la gravedad, pero otra queda fijada
por las fuerzas de la capilaridad y otras motivadas por interacciones entre ella y
las moléculas minerales.
En algunas situaciones especiales se ha logrado la recarga artificial de los
acuíferos, pero este no es un procedimiento generalizado, y no siempre es
posible. Antes de poder plantearse la conveniencia de proponer la recarga
artificial de un acuífero es necesario tener un conocimiento muy profundo y
detallado de la hidrogeología de la región donde se encuentra el acuífero en
cuestión por un lado y por otro disponer del volumen de agua necesario para tal
operación.
Descarga
El agua subterránea mana (brota) de forma natural en distintas clases de
surgencias en las laderas (manantiales) y a veces en fondos del relieve,
siempre allí donde el nivel freático intercepta la superficie. Cuando no hay
surgencias naturales, al agua subterránea se puede acceder a través de pozos,
perforaciones que llegan hasta el acuífero y se llenan parcialmente con el agua
subterránea, siempre por debajo del nivel freático, en el que provoca además
una depresión local. El agua se puede extraer por medio de bombas.
Otras veces, se puede hablar de una descarga debida a un flujo hipodérmico o
"interflujo", que es aquel que circula de modo somero y rápido por ciertas
formaciones permeables de escasa profundidad, por lo general, ligada a alveos
fluviales (acuíferos subálveos); que proceden de una rápida infiltración, alta
velocidad de transmisión, y escaso recorrido, que hacen que pronto vuelvan al
exterior, representando ser formaciones de escaso o nulo almacenamiento.
Sobreexplotación
22. Los pozos se pueden secar si el nivel freático cae por debajo de su profundidad
inicial, lo que ocurre ocasionalmente en años de sequía, y por las mismas
razones pueden dejar de manar las fuentes. El régimen de recarga puede
alterarse por otras causas, como la repoblación forestal, que favorece la
infiltración frente a la escorrentía, pero aún más favorece la evapotranspiración,
o por la extensión de pavimentos impermeables, como ocurre en zonas
urbanas e industriales.
La principal razón para el descenso del nivel freático es sin embargo la
sobreexplotación. En algunas partes del mundo la extensión de la irrigación y
de otras actividades que consumen agua se ha hecho a costa de acuíferos
cuya recarga es lenta o casi nula. El resultado ha sido diverso pero siempre
negativo. En algunos casos la sobreexplotación ha favorecido la intrusión de
agua salina por la proximidad de la costa, provocando la salinización del agua e
indirectamente la de los suelos agrícolas.
Contaminación del agua subterránea
El agua subterránea tiende a ser dulce (es decir, de muy baja salinidad) y
potable (puede ser bebida sin riesgo). Sin embargo en ocasiones las capas
freáticas son demasiado ricas en sales disueltas como para ser consumida, y
eso mismo puede resultar inconveniente también para otros usos
determinados. La circulación subterránea tienden a depurar el agua de
partículas y microorganismos, pero en ocasiones éstos llegan al acuífero por
contaminación debida a los usos humanos, como fosas sépticas o residuos
agrícolas. El agua subterránea puede contaminarse por otras causas
antropogénicas (debidas a los seres humanos), como la infiltración de nitratos y
otros abonos químicos muy solubles usados en la agricultura, que suele ser
una causa grave de contaminación de los suministros en llanuras de elevada
productividad agrícola y densa población.
Algunos contaminantes se originan de la erosión natural de las formaciones
rocosas. Otros contaminantes provienen de descargas de fábricas, productos
agrícolas, o químicos utilizados por las personas en sus hogares y patios. Los
contaminantes también pueden provenir de tanques de almacenamiento de
agua, pozos sépticos, lugares con desperdicios peligrosos y vertederos.
Actualmente, los contaminantes del agua subterránea que más preocupan son
los compuestos orgánicos industriales, como disolventes, pesticidas, pinturas,
barnices, o los combustibles, como la gasolina.
Otro capítulo lo forman los abonos químicos minerales, especialmente los
nitratos, que son el contaminante inorgánico más conocido y quizás uno de los
que genera mayor preocupación. El nitrato se origina de diferentes fuentes:
aplicación de fertilizantes, pozos sépticos que no estén funcionando bien,
lagunas de retención de desperdicios sólidos no impermeabilizadas por debajo
y la infiltración de aguas residuales o tratadas. El envenenamiento con nitrato
es peligroso en los niños. Altos niveles de nitrato en el cuerpo pueden limitar la
capacidad de la sangre para transportar oxígeno, causando asfixia en bebés.
En el tubo digestivo el nitrato se reduce produciendo nitritos, que son
cancerígenos.
23. En el bajo valle del Ganges se da un caso particularmente serio de
contaminación por arsénico, que está causando la intoxicación crónica, para
combatir la cual no se encuentran medios, de decenas de millones de
personas. La causa es la combinación de un factor antropogénico, la
contaminación orgánica ligada a la intensificación del regadío, y una natural,
una cepa bacteriana del suelo que, bajo las nuevas condiciones, libera el
arsénico soluble y tóxico que antes permanecía retenido en la roca. Éste es sin
duda el problema más agudo de contaminación detectado hasta la fecha.
El agua subterránea en áreas costeras puede contaminarse por intrusiones de
agua de mar cuando la tasa de extracción es muy alta, causando que el agua
del mar penetre en los acuíferos de agua dulce. Este problema se puede
aplazar diseñando apropiadamente la ubicación de los pozos y excavando
otros pozos que ayuden a mantener el agua salada lejos del acuífero de agua
dulce, pero es inevitable a la larga mientras la extracción supere a la recarga
por agua dulce.
La contaminación del agua subterránea es especialmente grave por su
persistencia. Es una consecuencia de su pequeña tasa de renovación y largo
tiempo de residencia. Además el agua no tiene la accesibilidad necesaria para
usar procesos artificiales de depuración como los que se puede aplicar en caso
de necesidad a los depósitos superficiales.
24. Concepto de hidrogeología
Estudia el almacenamiento, circulación y distribución de las aguas terrestres en
las zonas
saturada y no saturada de las formaciones geológicas, teniendo en cuenta sus
propiedades
físicas y químicas, sus interacciones con el medio físico y biológico y sus
reacciones a la acción
del hombre.
Desde el punto de vista cualitativo la porosidad es la capacidad de una roca
de tener poros,
entendiendo por poro cualquier espacio de una masa rocosa que no esté
ocupado por un
material sólido, sino por un fluido (agua, aire, petróleo,..).
Cuantitativamente, la porosidad se define como el espacio total total ocupado
por poros en un
volumen determinado de roca.
Porosidad total m = (Vh / V) 100
Vh : Volumen de huecos
V: Volumen total
Porosidad de algunos tipos de rocas (en %):
Gravas, 25-40; arenas y gravas, 25-30; arenas, 25 a 47; arcillas, 44-50; limos,
34 a 50; caliza,
1-17; arenisca, 4-26; yeso, 4
El interés hidrogeológico se centra en los poros intercomunicados, de manera
que se define la
porosidad real como:
Pero no todos los poros son iguales, y en función de su tamaño el agua
circulará más o menos
libremente. A grandes rasgos, distinguimos tres tipos de porosidad:
Microporosidad <0.1 mm
Porosidad capilar 0.1-2 mm
Macroporosidad > 2 mm
Los poros pueden ser el resultado de procesos muy diferentes; unos (porosidad
primaria) se
originan al mismo tiempo que las rocas en los que se encuentran, por ejemplo
los que existen
entre los diversos fragmentos que constituyen una roca detrítica (arena de una
playa o de una
duna, depósitos aluviales de un río, etc..); otros (porosidad secundaria) se
originan con
posterioridad a la formación de la roca y a menudo por procesos
completamente diferentes a
los que dieron origen a aquella, por ejemplo, fisuras o diaclasas en una roca
fracturada, o lo
que quizás es mejor conocido, la red de conductos y cavidades producida por
disolución de
rocas solubles (simas, sumideros o cuevas).
Estas diferencias genéticas llevan aparejados otros contrastes de mayor
relevancia: en las
25. rocas con porosidad primaria, intergranular, la porosidad se aprecia en
muestras de pequeño
tamaño ("porosidad en pequeño") y su distribución es más o menos
homogénea en el seno de
la roca; por el contrario, en las rocas de porosidad secundaria, ésta suele tener
una distribución
muy irregular (condicionada por las características del proceso que genera la
porosidad), de
modo que pueden existir bloques de gran tamaño absolutamente carentes de
poros, separados
entre sí por conductos de mayor o menor envergadura; el resultado es que, por
un lado, la
porosidad sólo se manifiesta si se consideran volúmenes grandes de roca
("porosidad en
grande") y, por otro lado, el comportamiento de tales rocas suele ser
heterogéneo, (es decir,
diferente de unos puntos a otros) y anisótropo (diferente en distintas
direcciones); estas
características influyen decisivamente en el comportamiento hidrogeológico de
las rocas.
Igualmente importantes son también las consecuencias que derivan del hecho
de que los poros
pueden tener muy distinto tamaño: son muy pequeños los que existen entre
partículas de
arcilla (muy por debajo de 1 mm), pero pueden ser de orden métrico o
superiores los
producidos por disolución. En los poros de muy pequeño tamaño el agua está
firmemente
adherida a las paredes del poro por varios mecanismos, de los que el más
importante es la
tensión superficial; en tales poros el agua es retenida contra la acción de la
gravedad
("capacidad de retención específica") y no puede fluir libremente. Por el
contrario, en los poros
de cierto tamaño una parte del agua (la no retenida del modo descrito) fluye
libremente por
gravedad ("agua gravífica")
En consecuencia, la porosidad describe la capacidad de las rocas para
albergar agua, pero no
la cualidad -tan importante desde el punto de vista hidrogeológico- de que el
agua pueda
circular en el seno de la roca. Esta última cualidad es la permeabilidad, que
requiere no sólo
que la roca sea porosa sino que además los poros tengan un cierto tamaño
para contener
"agua gravífica"; a la porosidad correspondiente al agua gravífica se la
denomina porosidad
eficaz.
26. La porosidad eficaz depende de la forma, tamaño y disposición de los granos;
disminuye con el
diámetro y aumenta con la uniformidad.
Métodos de medida: Normalmente se estima en función de la granulometría.
Concepto de acuífero
En función de las características de las rocas, se puede hacer la siguinete
clasificación:
Acuifugo: No posee capacidad de circulación ni de retención de agua
Acuicludo: Contiene agua en su interior, incluso hasta la saturación, pero no la
transmite
Acuitardo: Contiene agua y la transmite muy lentamente
Acuífero: Almacena agua en los poros y circula con facilidad por ellos.
Desde otro punto de vista, se define un acuífero como aquella formación
geológica capaz de
almacenar y transmitir agua susceptible de ser explotada en cantidades
económicamente
apreciables para atender diversas necesidades.
Zonas de un acuífero
Si admitimos que los acuíferos reciben agua de la precipitación (aunque puede
recibirla por
otras vías), se pueden definir tres zonas: zona de alimentación o recarga, zona
de circulación y
zona de descarga.
La zona de alimentación es aquella donde el agua de precipitación se infiltra.
La zona de
descarga es la zona donde el agua sale del acuífero, como puede ser un
manantial o la
descarga al mar o a un río. La zona de circulación es la parte comprendida
entre la zona de
alimentación y la zona de descarga, en donde el agua se desplaza por
gravedad.
Tipos de acuíferos
Según las caracterísiticas litológicas: detríticos, carbonatados
Según el tipo de huecos: poroso, kárstico, fisurado
Según la presión hidrostática: libres, confinados y semiconfinados
Acuíferos libres
También llamados no confinados o freáticos.
En ellos existe una superficie libre y real del agua encerrada, que está en
contacto con el aire y
a la presión atmosférica.
El nivel freático define el límite de saturación del acuífero libre y coincide con la
superficie
piezométrica. Su posición no es fija sino que varía en función de las épocas
secas o lluviosas.
Si perforamos total o parcialmente la formación acuífera, la superficie obtenida
por los niveles
27. de agua de cada pozo forman una superficie real: superficie freática o
piezométrica, que
coinciden.
Acuíferos confinados
También llamados cautivos, a presión o en carga.
El agua está sometida a una presión superior a la atmosférica y ocupa
totalmente los poros o
huecos de la formación geológica, saturándola totalmente. No existe zona no
saturada.
Si perforamos, el nivel de agua asciende hasta situarse en una determinada
posición que
coincide con el nivel de saturación del acuífero en el área de recarga.
Si la topografía es tal que la boca del pozo está por debajo del nivel del agua,
el pozo es
surgente o artesiano; si no es así el nivel del agua ascenderá hasta el nivel
correspondiente,
pero no será surgente.
La superficie piezómetrica es una superficie ideal resultante de unir todos los
niveles en
diferentes perforaciones que capten el acuífero.
Acuíferos semiconfinados
El muro y/o techo no son totalmente impermeables sino que son acuitardos y
permiten la
filtración vertical del agua y, por tanto, puede recibir recarga o perder agua a
través del techo o
de la base. Este flujo vertical sólo es posible si existe una diferencia de
potencial entre ambos
niveles.
Un mismo acuífero puede ser libre, cautivo y semicautivo según sectores.
Acuíferos colgados
Se producen ocasionalmente cuando, por efecto de una fuerte recarga,
asciende el nivel
freático quedando retenida una porción de agua por un nivel inferior
impermeable.
