2.3. DETERMINACIÓN DE PARÁMETROS.

Clase 2.3 Pág. 1 de 11 2.3. DETERMINACIÓN DE PARÁMETROS. 2.3.1. Porosidad. Hemos visto en la clase 2.1, que la razón entre el volumen de huecos o poros, conectados entre sí y el volumen total de una muestra dada es la porosidad de dicha muestra: m = Volumen total de poros conectados entre sí Volumen total de la muestra La porosidad total m t, es la suma de la porosidad gravífica (o eficaz o útil) m e, que se puede drenar fácilmente por gravedad en periodos de tiempo suficientemente largos, más la porosidad de retención m r, o retención específica, que hace referencia a los poros semicerrados o no conectados entre sí y que se puede drenar o secar mediante centrifugación intensa: m t = m e + m r La porosidad de retención o retención específica m r se relaciona directamente con el concepto de humedad equivalente centrífuga (peso del agua retenida en una muestra saturada, después de someterla durante una hora, a una aceleración de 1.000 veces la de la gravedad, respecto al peso de muestra seca). La porosidad depende: - del empaquetado (considerando en cada caso el mismo diámetro de grano) cúbico 48% rómbico 40% romboédrico 26% - del tamaño del grano - de la forma del grano Sin embargo en la naturaleza, es decir en la realidad física o geológica, los granos o partículas no son esféricos; ni homométricos; ni homogéneos, ya sea morfométrica o mineralógicamente; por ejemplo los granos pequeños pueden rellenar los espacios dejados por los granos mayores, disminuyendo la porosidad del conjunto; pueden existir granos que, a su vez sean porosos.

Clase 2.3 Pág. 2 de 11 Se deben considerar además, otros factores geológicos que también influyen en la porosidad, como la compactación, la presencia de arcillas, la precipitación química o bioquímica, posteriores o sincrónicas con la formación de la roca. Para el estudio y la determinación de la porosidad resultan muy interesantes y útiles las curvas granulométricas (Figura 2.3.1). Dichas curvas se obtienen a partir del tamizado de muestras de rocas sueltas y la posterior confección de curvas acumulativas de los diferentes tamaños de grano. Así, el tamaño d x representa el tamaño o diámetro de grano tal que el x por ciento de los granos son de un tamaño menor. Por tanto, representa también el ancho de malla del tamiz que deja pasar el x por ciento de la muestra. Coeficiente de uniformidad o de distribución f = d 60 /d 10 Al tamaño d 10 se le suele denominar tamaño eficaz o efectivo. 10 0 90 80 PORCENTAJE QUE PASA (%) 70 60 50 40 30 20 10 0 0.01 0.1 1 10 TAMAÑO DE GRANO (mm) Figura 2.3.1. Ejemplos de curvas granulométricas. Algunos valores de la porosidad eficaz están recogidos en la Tabla 2.3.1.

Clase 2.3 Pág. 3 de 11 Porosidad eficaz (%) Material Máxima Mínima Media Arcilla arenosa 18 3 7 Arena fina 28 10 21 Arena media 32 15 26 Arena gruesa 35 20 27 Arena con grava 35 20 25 Gravas finas 35 21 25 Gravas medias 26 13 23 Gravas gruesas 26 12 22 Tabla 2.3.1. Valores de porosidad eficaz en función del material granulométrico (Custodio, E. y Llamas, M.R., 1983). En otro tipo de formaciones geológicas, pueden utilizarse los valores de la Tabla 2.3.2. Tabla 2.3.2. Valores de porosidad total y eficaz de diferentes materiales geológicos(custodio, E. y Llamas, M.R., 1983).

Clase 2.3 Pág. 4 de 11 Sin embargo, cabe destacar que todos los valores citados o recogidos deben usarse como índices meramente estimativos, comparativos o cualitativos, puesto que las condiciones locales de cada situación, acuífero o emplazamiento hidrogeológico presentan características propias y específicas. Además suelen o pueden ser difícilmente conocibles o determinables e imposibilitan una generalización de estos valores, no ya a nivel mundial, sino ni siquiera a nivel nacional o regional. En este sentido, se recomienda leer con suma atención los párrafos 2.5 y 2.6 de la página 467 de Custodio, E., y Llamas, M.R., 1983. El concepto de porosidad está muy claro en los medios porosos de tipo granular o de materiales sueltos, sin embargo en los medios porosos con una porosidad como consecuencia de la fracturación puede no ser tan evidente, y a veces, es preciso considerar grandes masas del macizo fracturado para obtener unos valores representativos reales de la porosidad. 2.3.2. Determinación de la porosidad. 2.3.2.1. Determinación de la porosidad en el laboratorio. La Tabla 2.3.3 recoge para cada parámetro las técnicas o métodos de laboratorio que se emplean para determinarlo. Parámetro m t m e Métodos - Saturación y drenado de muestras - Métodos nucleares - Métodos volumétricos - Saturación y drenado de muestras - Correlaciones granulométricas - Drenado por centrifugación - Inyección de mercurio Tabla 2.3.3. Métodos de laboratorio para determinar la porosidad total m t y eficaz m e. Sin embargo, al tratarse de ensayos sobre muestras tomadas en el campo, ya sea directamente o procedentes de sondeos, deberán tenerse muy presentes las siguientes consideraciones sobre los resultados obtenidos:

Clase 2.3 Pág. 5 de 11 Pueden existir problemas de fiabilidad, tanto en la toma de muestras como en los valores facilitados por los respectivos laboratorios, sobretodo en las muestras de terrenos sueltos, según el método de determinación. En muestras de terrenos coherentes o consolidados, la fiabilidad de los resultados obtenidos puede ser mucho mayor. Las muestras tomadas, sobretodo las procedentes de materiales o rocas sueltas, pueden no ser representativas en absoluto de las condiciones en las que se encuentran en el interior del terreno estudiado. Y en particular, su textura o estructura, puesto que a pesar de haberlas obtenido con sistemas especiales de muestreo (como tubos sacatestigos de doble pared o muestras parafinadas) en el laboratorio, la estructura original puede destruirse o modificarse. Los ensayos realizados suelen ser destructivos y, en consecuencia, no repetitivos excepto para casos específicos (sobretodo en las muestras procedentes de rocas coherentes). Aún así, y en el mejor de los casos (tanto en la toma de muestras como en su determinación), los resultados obtenidos para cada muestra representan exclusivamente un valor único y puntual de la porosidad del terreno a una determinada profundidad en el punto o lugar donde se tomó la muestra, es decir, exclusivamente en unas coordenadas X, Y y Z. Así, para estudiar una gran zona acuífera y/o con gran espesor, pueden precisarse muchos sondeos con muchas muestras, lo cual encarece y ralentiza el estudio enormemente. En consecuencia, en la mayoría de los casos la determinación del valor de la porosidad en el laboratorio suele tener el mismo valor, validez o fiabilidad, como mínimo que el valor obtenido por simple estimación o comparación de la porosidad, sobretodo si se procura contrastarlo con el valor obtenido mediante otros sistemas de determinación. Como conclusión insistir en que, deben tenerse muy presentes las consideraciones mencionadas al usar los valores de la porosidad procedentes de determinaciones en el laboratorio, y ser conscientes o muy críticos con el valor intrínseco o real de las cifras facilitadas por los mismos.

Clase 2.3 Pág. 6 de 11 2.3.2.2. Determinación de la porosidad en el campo. Existen unos métodos que se aplican para determinar la porosidad eficaz en campo (Tabla 2.3.4). Parámetro m e Métodos - Bombeos controlados con pozos de observación (para largos periodos de tiempo) - Balance hídrico en períodos cortos - Ensayos con trazadores Tabla 2.3.4. Métodos de laboratorio para determinar la porosidad eficaz m e. En estos casos, los valores de m e obtenidos son mucho más fiables que los obtenidos en el laboratorio por los siguientes motivos: Se obtienen unos valores medios de este parámetro para grandes áreas (muchos km 2 y con notable espesor vertical o potencia). Se efectúan con las condiciones naturales y con la estructura original del terreno, sin variarla en absoluto. Recogen simultáneamente todos los factores, positivos o negativos. Son repetibles y verificables más de una vez, puesto que no destruyen las muestras. 2.3.3. Permeabilidad o conductividad hidráulica. La conductividad hidráulica es el caudal que pasa o atraviesa una sección vertical unitaria del acuífero, bajo un gradiente unidad. Se suele representar por k, y tiene por dimensiones (L 3 /T)/L 2 = L/T. En cuanto al rango de variabilidad, tenemos que la porosidad oscila entre el 0 % y el 40 %, (variabilidad de 0,1 a 40 es decir, de unas 400 veces), mientras que la conductividad hidráulica puede tomar valores comprendidos entre 10-4 o

Clase 2.3 Pág. 7 de 11 10-5 m/día, como valores más pequeños y 10 4 y 10 5 m/día, como valores más altos, si se expresan en metros por día, es decir, una variación de 1 a 10 10 m/día (de uno a diez mil millones) o más. Cabe prestar mucha atención a la gran diferencia entre el rango de variabilidad o amplitud de ambos parámetros, porosidad y conductividad hidráulica, y el significado práctico que supone en la hidrología subterránea. Es decir, varía mucho más el valor de la conductividad hidráulica que el de la porosidad, por esta razón se debe afinar más en los valores del primer parámetro ya que un error en éste puede ser muy grave. En la Tabla 2.3.5 se recogen los rangos de conductividad hidráulica y cómo se aplican para calificar el terreno, además de ejemplos de terrenos con tales conductividades hidráulicas. Rango 10-7 10-4 10-2 10 0 10 2 10 5 Calificación Impermeable Poco permeable Algo permeable Permeable Muy permeable Calificación de la formación Acuicludo Acuitardo Acuífero pobre Acuífero regular a bueno Acuífero excelente Ejemplos de materiales Arcilla compacta Pizarra Granito Limo arenoso Limo Arcilla limosa Arena fina Arena limosa Caliza fracturada Arena limpia Grava y arena Arena fina Grava limpia Tabla 2.3.5. Rangos de valores de la permeabilidad o conductividad hidráulica en función de las características de los materiales que conforman un terreno. (Custodio, E. y Llamas, M.R., 1983). 2.3.4. Determinación de la conductividad hidráulica. 2.3.4.1. Determinación de la conductividad hidráulica en el laboratorio. Las técnicas de determinación de la conductividad hidráulica en el laboratorio (Tabla 2.3.6) adolecen de los mismos defectos mencionados anteriormente al tratar la determinación de la porosidad en el laboratorio.

Clase 2.3 Pág. 8 de 11 Parámetro k Métodos - Uso de permeámetros (de carga fija, variable o diferencial) sobre muestras. - Métodos intrínsecos mediante fórmulas matemáticas, según la granulometría, etc.: Hazen: K 0 = C* (d eficaz ) 2 el rango de C varía entre 90 y 120 Slichter: K 0 = C * (d eficaz ) 2 * m n t, donde n = 3,3 Kozeny, Fair y Hatch: 2 3 ( ) V m K o = X * * S 1 m 2 siendo V/S la superficie específica de los granos (superficie total de los poros del volumen V) 2 V El valor C* puede admitirse como 1/200 (Custodio, E., y S Llamas, M.R., 1983). - Uso de los gráficos de Breddin y de las curvas granulométricas de las muestras del material que conforman el terreno. Tabla 2.3.6. Técnicas de determinación de la conductividad hidráulica en el laboratorio. 2.3.4.2. Determinación de la conductividad hidráulica en el campo. Las técnicas de determinación de la permeabilidad en campo (Tabla 2.3.7) ofrecen las mismas ventajas que las mencionadas anteriormente al tratar la determinación de la porosidad en el campo. Parámetro k Métodos - Ensayos de bombeo controlados, con todas sus variantes (caudal fijo, variable, entre otros) - Determinación de caudales específicos q (caudal / unidad de descenso hidráulico), y que en realidad se trata de una medida de la transmisividad, T. - Ensayos de descenso o admisión en piezómetros o sondeos, registros geofísicos, ensayos de marcado de columna de agua, ya sea por tramos verticales o en la totalidad de la columna de agua, entre otros. - Ensayos con trazadores naturales o artificiales (como físicos, químicos, colorantes, isotópicos, microbiológicos o hidrológicos). Esto supone que hay que prestar mucha atención a la dilución, las distancias, la orientación del ensayo con respecto al flujo subterráneo, su destrucción o eliminación, tomas de muestras, límites analíticos de detección, entre otros. Tabla 2.3.7. Técnicas de determinación de la conductividad hidráulica en campo.

Clase 2.3 Pág. 9 de 11 2.3.5. Transmisividad. La transmisividad (T) es el caudal que atraviesa una franja vertical del acuífero, que tenga por ancho la unidad de medida y por altura, la altura saturada del acuífero b, bajo un gradiente unidad y a una temperatura dada. Se calcula como el producto de la conductividad hidráulica horizontal k por el espesor saturado b: T = k*b Sus unidades son L 2 /T (m 2 /día), y representa también una medida del caudal específico q (caudal/unidad de descenso hidráulico). Así por ejemplo, se habla de 500 m 2 /día, 6500 m 2 /día o menos de 1 m 2 /día. Cabe indicar que la influencia que ejerce la temperatura sobre la transmisividad es análoga a como sucede en el caso de la conductividad hidráulica. Cuanto mayor sea T, mayor será el caudal explotable del pozo en cuestión (mayor permeabilidad y/o mayor espesor susceptible de ser abatido, disminuido o bajado). Los sistemas de determinación son, obviamente los mismos que los de la conductividad hidráulica, puesto que en realidad este es el parámetro que suele determinarse y no el de la transmisividad, salvo en casos específicos. La siguiente fórmula empírica nos permite tener una idea aproximada de la transmisividad, es la aproximación de Galofré: ( l s) ( m) Q / 100 = T / s 2 ( m dia) siendo s el descenso del nivel en el pozo.

Clase 2.3 Pág. 10 de 11 2.3.6. Coeficiente de almacenamiento. El coeficiente de almacenamiento es el volumen de agua que se obtiene de un prisma de acuífero, que tenga por base la unidad de área y por altura, la altura saturada del acuífero, cuando se deprime o rebate el nivel piezométrico en una unidad. Suele denotarse por S y es adimensional (L 3 /L 3 ), es decir es un número. La Tabla 2.3.8 presenta las diferencias entre acuífero libre y cautivo con respecto al coeficiente de almacenamiento. Acuífero libre Simple drenaje físico S m e Acuífero cautivo Efectos elásticos del agua y del acuífero. Problemas de subsidencia o hundimiento del terreno progresivos por explotación excesiva del acuífero cautivo. Relación con los cambios de presión atmosférica (eficiencia barométrica) o a las mareas (eficiencia a las mareas) S = γ b (m β + α) γ Peso específico del agua b Espesor del acuífero m Porosidad del acuífero β Coeficiente de compresibilidad del agua α Coeficiente de compresibilidad del terreno Valores: de 0 y 0,3 a 0,4 400 L/m 2 y m de descenso. Valores: de 10-3 a 10-5 0,001 a 0,0001 L/m 3 y metro de descenso. Tabla 2.3.8. Diferencias entre los parámetros hidráulicos y funcionamiento hidráulico de un acuífero cautivo y un acuífero libre.

Clase 2.3 Pág. 11 de 11 2.3.7. Determinación del coeficiente de almacenamiento En la Tabla 2.3.9 se enumeran los métodos de determinación del coeficiente de almacenamiento para un acuífero cautivo y un acuífero libre. Parámetro S Métodos Acuífero libre Se determina de forma análoga que para determinar la porosidad. S m e Acuífero cautivo - Ensayos de bombeo. - Cálculos con α y β. - Cálculos con la eficiencia a las mareas o a los cambios de presión atmosférica. Tabla 2.3.9. Métodos de determinación del coeficiente de almacenamiento en un acuífero libre y un acuífero cautivo.