E5 Flujo Subterráneo y Acuíferos

Tópico

El agua subterránea ocupa los poros y las fracturas de las rocas y los sedimentos que están saturados por debajo del nivel freático, la misma superficie que ya se describió al hablar de la zona no saturada que queda justo por encima.

Los acuíferos libres, o no confinados, tienen su nivel superior, el propio nivel freático, en contacto directo con la presión atmosférica, y es precisamente ese contacto directo el que hace que estos acuíferos respondan con rapidez a cualquier evento de recarga que reciban.

Los acuíferos confinados, en cambio, están limitados en su parte superior por una capa impermeable, y es la presión que esa capa impermeable ejerce sobre el agua confinada la que hace que el nivel piezométrico de este tipo de acuífero pueda quedar por encima del propio techo del acuífero, produciendo los pozos surgentes que brotan por sí solos al perforarlos.

El flujo de agua dentro de cualquiera de estos acuíferos queda descrito por la ley de Darcy, ya mencionada en documentos anteriores, generalizada aquí a las tres dimensiones del espacio y combinada con la ecuación de continuidad, dando lugar a una ecuación de difusión del potencial hidráulico que gobierna todo el acuífero a la vez.

La ecuación de Theis describe, dentro de un acuífero confinado, el abatimiento del nivel piezométrico que produce el bombeo de un solo pozo; su solución, conocida como la función de pozo de Theis, permite calcular tanto la transmisividad como el coeficiente de almacenamiento del acuífero a partir de los datos de un único ensayo de bombeo, las mismas dos propiedades que ya se describieron al hablar de la caracterización del suelo y del subsuelo.

La interacción entre un río y el acuífero que tiene debajo determina si ese río es ganador, cuando recibe agua del acuífero, o perdedor, cuando es el propio río el que alimenta al acuífero; es la diferencia entre el nivel freático local y el nivel del agua que lleva el río la que determina, en cada tramo, cuál de las dos situaciones ocurre.

El tiempo de residencia del agua dentro de un acuífero puede variar enormemente, desde apenas unos días en los acuíferos superficiales más activos hasta varios millones de años en los acuíferos fósiles de ciertos desiertos, como el acuífero de Ogallala o el acuífero de Nubia; la recarga de cualquier acuífero es, precisamente, el flujo neto de agua que llega desde la zona no saturada hacia la zona saturada, típicamente concentrado en los periodos de lluvia o bajo ciertas coberturas vegetales que favorecen la infiltración.

El comportamiento esperado de todo este sistema incluye una respuesta muy lenta de los niveles freáticos frente a los eventos de recarga, y una atenuación marcada de las fluctuaciones del caudal base en los ríos que esos mismos acuíferos alimentan. Así, desde los poros saturados con los que arranca este documento hasta la atenuación del caudal base con la que termina, pasando por los acuíferos libres y confinados, la ecuación de Theis y la interacción entre ríos y acuíferos, el agua subterránea hace que la lentitud misma con la que se mueve bajo tierra termine amortiguando, en la superficie, buena parte de la variabilidad que trae consigo cada evento de lluvia.

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