instituto de investigaciones agropecuarias (inia...

240 BOLETÍN INIA N° 394

1Instituto de Investigaciones Agropecuarias (INIA) / MINISTERIO DE AGRICULTURA

Seguimiento del perfil salino del acuífero El Culebrón en tiempo real

Autores:Gustavo Cárdenas-CastilleroFrancisco Meza ÁlvarezViviana Andaur Pavez

ISSN

071

7 -

4829

INIA INTIHUASILa Serena, Chile, 2019BOLETÍN INIA Nº 394


Autores: Gustavo Cárdenas-Castillero., Geógrafo, Hidrólogo e Hidrogeólogo, M.Sc. Francisco Meza Álvarez., Ingeniero Agrónomo, M.Sc. Viviana Andaur Pavez, Químico Ambiental.

Comité Editor: Angélica Salvatierra G., Ingeniera Agrónoma, Ph.D. INIA Intihuasi. Francisco Meza A., Ingeniero Agrónomo, M.Sc. INIA Intihuasi. Ernesto Cortés P., Dr. en Ciencias Químicas, Universidad Católica del Norte. Ricardo Oyarzún L., Dr. Universidad de La Serena. Erica González V., Técnico en Biblioteca. INIA Intihuasi.

Director Regional INIA Intihuasi: Edgardo Díaz Velásquez, Ingeniero Agrónomo, Mg.

Boletín INIA Nº394

Cita Bibliográfica correcta:Cárdenas-Castillero, G., F. Meza A. y V. Andaur P. 2018. Seguimiento del

perfil salino del acuífero el culebrón en tiempo real. 240 p. Boletín INIA Nº394. Instituto de Investigaciones Agropecuarias, Centro Regional de Investigación INIA Intihuasi, La Serena, Chile.

© 2019. Instituto de Investigaciones Agropecuarias, INIA, Centro Regional de Investigación Intihuasi. Colina San Joaquín s/n, La Serena. Teléfono: (51) 2223290 – Región de Coquimbo.

ISSN 0717 - 4829

Permitida su reproducción total o parcial citando la fuente y/o autores.

Diseño y diagramación: Jorge Berrios V., Diseñador Gráfico Impresión: Gráfica Andes Ltda.

Cantidad de ejemplares: 300

La Serena, Chile, marzo 2019.


This study focuses on the hydrogeophysical characterization of water from exis-ting wells in El Sauce I, El Culebrón aquifer, for the localization of the different salinity shape. A method based on electrical resistivity was used to obtain profile electrical in order to identify and delimit the shapes of the lithology bounda-ries by resistivity contrasts. The results show a significant conductivity, high concentration of chlorides and high degree of salinization in different shape by stratigraphy. The salinity of the aquifer El Culebrón are linked to natural factors such as: geological structure, climate, natural drainage patterns, topography, human activity and the indiscriminate exploitation of groundwater resources.

The distribution of salinity in the aquifer El Culebrón, and the relative contri-bution of natural and anthropic sources is not yet well known. The sample was tested for pH, electrical conductivity, calcium, magnesium, sodium, potassium, chlorides, sulphates and bicarbonates determinate of type of water. This due to the fact the waters flow over an extensive area of sedimentary deposits, where they are subject to the effects of a variety of geological formations, including tertiary and quaternary deposits due to glacio-eustatism.

Key Words: Hydrogeology, electrical resistivity, electrical conductivity, salinity, aquifer.

Abstract


Cette étude se concentre sur la caractérisation hydrogéophysique et l’identifi-cation des couches salines de l’eau de la partie Ouest de l’aquifère El Culebrón. Cette identification a été faite à partir d’un dispositif de surveillance des eaux souterraines situé dans un puits d’observation. Les résultats montrent une con-ductivité significative, une forte concentration de chlorure et un degré élevé de salinisation tout au long du forage. La salinité de l’aquifère El Culebrón est liée à des facteurs naturels tels que: la structure géologique, le climat, les dra-inages naturels, la topographie, l’activité humaine et la forte exploitation des ressources en eau souterraine.

Cependant, les sources naturelles ou anthropiques de cette salinité ne sont pas encore connues. À partir des prélèvements effectués :

· Le pH, la conductivité électrique, les concentrations de calcium, de magnésium, de sodium, de potassium, de chlorure, de sulfate et de bicarbonate ont été fait pour déterminer le type d’eau.

La salinité de l’aquifère s’explique par le fait que l’eau fait le lavage des couches sédimentaires ; les formations géologiques sont composées par des évaporites qui ont été formées à partir de dépôts du tertiaire et du quaternaire liées aux phénomènes de glacio-eustatisme

Mots clefs : Hydrogéologie, résistivité électrique, conductivité électrique, sa-linité, aquifère.

Résumé


Resumen

La presente investigación se centró en la caracterización hidrogeofísica de las aguas de un pozo ubicado en predios El Sauce I, en la parte Oeste del acuífero El Culebrón de la Región de Coquimbo, con el objetivo de identificar la distribución salina en el perfil del pozo. Se utilizó un dispositivo para la medición en tiempo real de la resistividad eléctrica, obteniendo un perfil que permitió identificar y delimitar capas de mayor y menor resistividad eléctrica. Los resultados muestran una conductividad significativa de alta concentración de cloruros y un alto grado de salinización en diferentes profundidades separados por diferente estratigrafía. La salinidad del acuífero El Culebrón, está relacionada a factores naturales como lo son: la estructura geológica, el clima, drenaje natural, topografía, actividades humanas y la creciente explotación de las aguas subterráneas.

La distribución de la salinidad en el acuífero El Culebrón, y la relativa contribución de fuentes naturales o antrópicas no son aún bien conocidas. Fue testeado el pH, la conductividad eléctrica, aniones y cationes como el calcio, el magnesio, el sodio, el potasio, cloruros, sulfatos y bicarbonatos para determinar el tipo de agua. Esta diferencia es porque el agua fluye a través de una extensa área de depósitos sedimentarios, donde el agua está sujeta a los efectos de las forma-ciones geológicas, incluyendo los depósitos terciarios y cuaternarios debido al glacioeustatismo.

Palabras claves: Hidrogeología, resistividad eléctrica, conductividad eléctrica, acuífero.


Índice de contenidos

PRÓLOGO ............................................................................................................................................ 11

INTRODUCCIÓN ................................................................................................................................ 13

CAPÍTULO 1.DESCRIPCIÓN HIDROGEOFÍSICA DE LA CUENCA COSTERA ENTRE EL ELQUI-LIMARÍ ................................................................................................................................... 19 1.1 Medio hidrogeofísico. Contexto general de Chile ............................................ 19 1.2 Geología de la cuenca costera entre el Elqui - Limarí ................................... 21 1.2.1 Depósitos fluviales Qf - Pleistoceno-Holoceno ..................................... 22 1.2.2 Depósitos aluvionales Qa – Pleistoceno – Holoceno ............................. 23 1.2.3 Depósitos coluviales (Qc) ................................................................................... 23 1.2.4 Depósitos de playas marinas de diversa granulometría (Qm) .......... 23 1.2.5 Depósitos eólicos (Qe) ......................................................................................... 23 1.2.6 El valle ......................................................................................................................... 23 1.2.7 Media montaña ....................................................................................................... 24 1.3 Cuenca del estero El Culebrón ................................................................................... 24 1.3.1 Aspectos geológicos .............................................................................................. 24 1.3.1.1 Rocas consolidadas ...................................................................................... 26 1.3.1.2 Depósitos semiconsolidados .................................................................. 26 1.3.1.3 Formación Coquimbo (PMlcq) – Mioceno/Pleistoceno .............. 26 1.3.1.4 Formación Confluencia (MPlc) – Mioceno/Pleistoceno ............. 27 1.3.2 Aspectos geomorfológicos de la cuenca costera Elqui-Limarí ........ 28 1.3.2.1 Franja litoral o costera ............................................................................... 30 1.3.2.2 Terrazas marinas ........................................................................................... 30 1.3.2.3 Terrazas de abrasión marina .................................................................... 31 1.3.2.4 Terrazas marina por depósitos ................................................................ 35 1.3.2.5 Media montaña ............................................................................................... 40 1.3.2.6 Valle transversal ............................................................................................. 40 1.4 Aspectos climáticos y meteorológicos de la zona de estudio ................... 41 1.4.1 Clima de estepa con nubosidad abundante (BSn) .................................. 42 1.4.2 Clima de estepa templado-marginal (BSIW) ............................................ 43 1.4.3 Clima de desierto frío de montaña (BWk’G)............................................... 43


1.4.4 Clima de tundra de alta montaña (EB) .......................................................... 43 1.5 Aspectos hídricos ............................................................................................................. 44 1.5.1 Características fisiográficas de la cuenca costera Elqui-Limarí ..... 44 1.5.2 Características geométricas ............................................................................. 46 1.5.2.1 Superficie de la cuenca .............................................................................. 47 1.5.2.2 Forma de la cuenca ...................................................................................... 47 1.5.2.3 Largo de la cuenca ........................................................................................ 48 1.5.2.4 Relieve ................................................................................................................. 49 1.5.2.4.1 Escorrentía superficial o directa................................................... 49 1.5.2.4.2 Escorrentía hipodérmica o Subsuperficial ............................... 49 1.5.2.4.3 Escorrentía Subterránea .................................................................. 49 1.5.3 Características fisiográficas de la cuenca del estero el Culebrón ..... 50 1.5.3.1 Características geométricas del estero El Culebrón ................... 50 1.5.3.1.1 Superficie del estero el Culebrón ................................................. 50 1.5.3.1.2 Forma del Estero el Culebrón ......................................................... 52 1.5.3.1.3 Largo del Estero el Culebrón ........................................................... 52 1.6 Aspectos hidrogeológicos ............................................................................................ 52 1.6.1 Contexto general – cuencas limítrofes a la cuenca costera Elqui-Limarí ....................................................................................................................................52 1.6.1.1 Hidrogeología de la cuenca el Elqui ..................................................... 53 1.6.1.2 Hidrogeología de la cuenca Limarí........................................................ 54 1.6.1.3 Hidrogeología de la cuenca costera Elqui-Limarí ......................... 55 1.6.1.3.1 Estero El Culebrón ............................................................................... 55 1.6.1.3.1.1 Unidades hidrogeológicas del estero El Culebrón ...... 57 1.6.1.3.1.1.1 Unidad I................................................................................... 57 1.6.1.3.1.1.2 Unidad II ................................................................................. 58 1.6.1.3.1.1.3 Unidad III ................................................................................ 58 1.6.1.3.1.1.4 Unidad IV ................................................................................ 60 1.6.1.3.1.2 Descripción y geometría del acuífero El Culebrón ..... 60 1.6.1.3.1.2.1 Subcuenca oeste ................................................................ 60 1.6.1.3.1.2.2 Subcuenca central ............................................................ 60 1.6.1.3.1.2.3 Subcuenca este .................................................................. 62 1.6.1.3.1.3 Parámetros hidrodinámicos del acuífero El Culebrón ....62 1.6.1.3.1.3.1 Gradiente hidráulico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón ............................................................................ 62 1.6.1.3.1.3.2 Transmisividad (T) de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón .................................................................................... 64 1.6.1.3.1.3.2.1 Método de Theis ....................................................... 64 1.6.1.3.1.3.3 Coeficiente de almacenamiento (S) de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón ...................................... 67 1.6.1.3.1.3.4 Permeabilidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón .................................................................................... 68


1.6.1.3.1.3.5 Difusividad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón ..................................................................................................... 68 1.6.1.3.1.3.6 Velocidad media de la escorrentía de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón ...................................... 69 1.6.1.3.1.3.7 Velocidad de poro de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón .................................................................................... 69 1.6.1.3.1.4 Superficie piezométrica del acuífero el culebrón ...... 70

CAPÍTULO 2.BALANCE HIDROGEOLÓGICO DE LA CUENCA COSTERA EL CULEBRÓN ................... 85 2.1 Meteorología del estero El Culebrón ...................................................................... 87 2.1.1 Precipitación.............................................................................................................. 88 2.1.2 Temperatura ............................................................................................................... 88 2.1.2.1 Estimación de datos faltantes ................................................................. 88 2.1.2.1.1 Método por la media de la serie de datos ............................... 88 2.1.2.1.2 Método por análisis de regresión ................................................. 89 2.1.2.1.2.1 Recta de regresión ...................................................................... 90 2.1.3 Evapotranspiración ................................................................................................. 91 2.1.3.1 Cálculo de la evapotranspiración potencial mediante el método de Hargreaves ............................................................................................... 92 2.1.3.1.1 Obtención de la radiación solar incidente (RS) ..................... 93 2.1.3.1.2 Formula simplificada .......................................................................... 93 2.2 Definición de balance y sus diferentes términos ............................................. 93 2.2.1 Balance global de una cuenca hidrológica ................................................. 93 2.2.2 Balance global de recarga de un acuífero................................................... 95 2.2.3 Balance simple de recarga de un acuífero .................................................. 95 2.2.4 Balance hidrológico ............................................................................................... 96 2.3 Estimación de la precipitación efectiva y de la recarga del acuífero El Culebrón................................................................................................................................... 96 2.3.1 Método de Thornthwaite ..................................................................................... 96 2.3.2 Dingman ....................................................................................................................... 98 2.3.2.1 Evapotranspiración potencial de Hamon ........................................... 98 2.3.2.2 Evapotranspiración potencial de Penman- Monteith .................. 98 2.3.3 Turc anual ..................................................................................................................100 2.3.4 Estimación de la recarga a partir de las variaciones de los niveles piezométricos ....................................................................................................101 2.4 Resultado y discusión del balance hidrogeológico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón ........................................................................................103


CAPITULO 3.EVALUACIÓN DE LA CONDUCTIVIDAD ELÉCTRICA Y LA SALINIDAD DEL ACUÍFERO EL CULEBRÓN ..................................................................................................109 3.1 Propiedades del suelo ..................................................................................................111 3.1.1 Tamaño de partículas ..........................................................................................111 3.1.2 Densidad del suelo ...............................................................................................112 3.1.3 Densidad real ..........................................................................................................112 3.1.4 Densidad aparente ................................................................................................113 3.1.5 Porosidad del suelo ..............................................................................................113 3.1.5.1 Porosidad total ..............................................................................................113 3.1.5.2 Porosidad eficaz ..........................................................................................113 3.1.5.2.1 Determinación de la porosidad ...................................................114 3.1.6 Capacidad de intercambio catiónico (CIC) del suelo ..........................114 3.1.6.1 Teoría de intercambio catiónico .........................................................115 3.1.6.2 Propiedades del intercambio catiónico ............................................116 3.1.6.3 Sustitución iónica en los minerales arcillosos (carga negativa neta) ...............................................................................................................116 3.1.6.4 Capacidad de intercambio ......................................................................116 3.1.7 Cálculo del índice textura .................................................................................117 3.1.8 Cálculo de la conductividad eléctrica ........................................................118 3.1.8.1 Estimación de la superficie de la conductividad generada por la arcilla .......................................................................................................................119 3.1.8.2 Estimación del factor de formación ...................................................119 3.1.9 Estimación de la salinidad a partir de la conductividad eléctrica ....120 3.1.10 Evaluación de la conductividad eléctrica y la salinidad de la subcuenca oeste del acuífero El Culebrón ...........................................................120 3.1.10.1 Descripción geofísica del sector de Pan de Azúcar .................120 3.1.10.2 Estudio geofísico de Pan de Azúcar ................................................121 3.1.10.2.1 Pan de Azúcar, Región de Coquimbo ......................................122 3.1.10.2.2 Zona sur del sector de Pan de Azúcar ..................................123 3.1.10.2.3 Zona central de Pan de Azúcar ................................................125 3.1.10.2.4 Desembocadura Estero Culebrón ............................................126 3.1.10.3 Estudio y perforación para pozo de observación del dispositivo SMD (Sub-Surface Monitoring Device)....................................127 3.1.10.3.1 Perfil litológico ................................................................................129 3.2 Evaluación de la conductividad eléctrica y la salinidad del Acuífero El Culebrón .......................................................................................................................134 3.2.1 Análisis de suelo ....................................................................................................134 3.2.2 Conductividad eléctrica .....................................................................................145


CAPÍTULO 4.HIDROGEOQUÍMICA DE LA SUBCUENCA OESTE DEL ACUÍFERO EL CULEBRÓNESTUDIO DE LAS POSIBLES FUENTES DE SALINIDAD ....................................................157 4.1 Parámetros fisico-químicos ......................................................................................159 4.1.1 Potencial de hidrogeno (pH) ............................................................................160 4.1.2 Conductividad eléctrica (CE) ...........................................................................161 4.1.3 Relación de absorción de sodio (RAS) .........................................................162 4.1.4 Dureza del agua .....................................................................................................163 4.1.5 Calcio (Ca2+) ..............................................................................................................164 4.1.6 Magnesio (Mg2+) .....................................................................................................165 4.1.7 Potasio (K+) ................................................................................................................166 4.1.8 Sodio (Na+).................................................................................................................167 4.1.9 Cloruro (Cl-) ..............................................................................................................168 4.1.10 Sulfato (SO4

2-) .......................................................................................................169 4.1.11 Bicarbonato (HCO3

-) ...........................................................................................170 4.1.12 Nitrato (NO3

-) ........................................................................................................172 4.2 Diagramas .......................................................................................................................174 4.2.1 Diagrama de Stiff ..................................................................................................174 4.2.1.1 Pozo Bertolla ..................................................................................................175 4.2.1.2 Pozo María Barriales ..................................................................................176 4.2.1.3 Pozo El Sauce I ..............................................................................................176 4.2.1.4 Pozo SMD .........................................................................................................177 4.2.1.5 Pozo El Sauce III ...........................................................................................177 4.2.1.6 Pozo El Sauce IV ............................................................................................178 4.2.2 Diagrama de Piper ...............................................................................................178 4.2.3 Diagrama binario ...................................................................................................186 4.3 Posibles fuentes de salinidad ...................................................................................187 4.3.1 Ciclo marino .............................................................................................................188 4.3.1.1 Aerosoles marinos .......................................................................................188 4.3.1.2 Intrusión marina ...........................................................................................188 4.3.1.3 Salmueras sedimentarias ........................................................................189 4.3.2 Dominio continental/interacción agua-roca ...........................................191 4.3.3 Correlación entre aniones y cationes .........................................................193

CAPÍTULO 5. CONCLUSIONES..............................................................................................................................201

CAPÍTULO 6.BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................................................205

CAPÍTULO 7.ANEXOS ..............................................................................................................................................217

CAPÍTULO 8.GLOSARIO .........................................................................................................................................233


La agricultura en Chile es la principal actividad demandante anual de recursos hídricos destinados a agua de riego para el desarrollo de los cultivos, espe-cialmente en las regiones agrícolas por excelencia. En estas zonas sin riego simplemente no es posible su producción, debido a la coincidencia del período seco, de al menos seis meses sin precipitaciones, con el desarrollo vegetativo de la mayoría de las especies cultivadas.

En tal sentido, el agua es gravitante en Chile para el principal usuario, como lo es la actividad agrícola, seguido de la minería, industria y saneamiento. El co-nocimiento de la calidad de las aguas de los cauces naturales, tales como ríos, lagos y acuíferos existentes en una cuenca, así como su comportamiento y evo-lución en el tiempo, es en la actualidad un antecedente de primera importancia para asegurar la sustentabilidad de los sistemas productivos y las actividades antrópicas ligadas a ellos, especialmente aquellas de alta demanda de agua.

Para que el recurso se mantenga en equilibrio natural, implicará que los siste-mas acuáticos sean resguardados, y que se apliquen las medidas pertinentes con el objeto de conservar su equilibrio agroecológico natural en torno a las zonas productivas que han sido intervenidas por el hombre. En tal sentido, el conocimiento de estos fenómenos ha llevado a países desarrollados a buscar modelos de ordenamiento territorial, incluyendo normativas y regulaciones estrictas sobre los procesos productivos y disposición de desechos que puedan ser generados en una cuenca hidrográfica.

El cambio climático y calentamiento global han acelerado y aumentado la frecuencia e intensidad de fenómenos como la escasez de agua y sequías, aumentando ostensiblemente la necesidad de información sobre los estados de composición química, física y biológica del agua en sus diversas fuentes, como lagos, ríos o acuíferos. En la Región de Coquimbo se ha ido intensificando la presencia de fenómenos de déficit pluviométricos, tales como la reciente

Prólogo

Francisco Meza A.Ingeniero Agrónomo [email protected]


sequía de 10 años entre 2008 y 2015, cuyos balances hidrológicos negativos provocaron uno de los mayores impactos por déficit acumulado en la mayoría de las actividades de la región, especialmente en la agricultura.

En este contexto, las fuentes de agua, sus tamaños y en especial los indicadores de calidad, presentan su máxima expresión, dada naturalmente por la mayor concentración de elementos y compuestos disueltos y no disueltos presentes en los cuerpos de agua, que en dichas condiciones de menor volumen presentan cambios de composición y de expresión. Ante este panorama, las comunidades y asociaciones de regantes plantean la necesidad de conocer y saber, así como contar con herramientas para poder reaccionar preventivamente con mínimas acciones para resguardar y proteger sus fuentes de agua.

Las tecnologías de uso tradicional para el monitoreo y seguimiento de la calidad de las aguas superficiales y subterráneas generan un alto nivel de incertidumbre en relación a los resultados obtenidos, debido a la discontinuidad en la toma de mues-tras, manipulación y transporte de ellas al laboratorio de procesamiento y análisis, siendo crítica la frecuencia de muestreo de los cuerpos de agua, requiriéndose que este sistema tienda a la automatización lo más continua posible.

En la mayoría de los países desarrollados, el monitoreo tradicional ha ido evolucio-nando a formas y mecanismos más representativos de lo que sucede, como los sis-temas de toma automática de muestra que se activan cuando se produce un cambio en los niveles de caudal de un flujo en seguimiento, incluido el muestreo habitual programado. Actualmente se están incorporando sistemas de muestreo cada vez más automatizados, que obtienen la muestra con alta frecuencia y procesamiento de ella In situ, con envío de los resultados en tiempo real, lo cual permite detectar cambios químicos y biológicos en un determinado caudal de manera temprana.

En este contexto, el Centro Regional de Investigación Intihuasi, del Instituto de Investigaciones Agropecuarias INIA, ubicado en la Región de Coquimbo, presentó y se adjudicó el proyecto “Vigilancia On-line de la Calidad del Agua, con uso pionero de Tecnologías para detección de metales en aguas superficiales In situ y SMD (Subsurface Monitoring Device) en aguas subterráneas, en sector Río Elqui Bajo y Río Cuncumén”, destinado a realizar un aporte tecnológico al sistema de seguimiento en línea, no solo de indicadores ambientales del agua y de elementos traza metálicos en tiempo real, sino que también de mecanismos de reacción ante posibles alertas proporcionadas por el sistema, todo con fines de prevención y resguardo de los cuerpos de agua, así como de los suelos, cultivos, predios y áreas agrícolas en general.


Los recursos hídricos en Chile poseen alta relevancia en gran parte del país, siendo la agricultura uno de los principales usuarios por sobre el 70% respecto a los demás usos. El cambio climático y recurrencia de períodos de sequía son fenómenos que afectan cada vez más las actividades de producción y a la po-blación en general. La Región de Coquimbo, ubicada en el centro norte del país, muestra una excesiva presión sobre los recursos hídricos, por sobre lo sustentable, incluyendo todas las demandas de los diferentes sectores (Agricultura, Minería, Industria, Agua Potable, Medio Ambiente).

Los acuíferos costeros representan una parte importante de los recursos sub-terráneos, sobre todo en las regiones norte y centro de Chile. En efecto, los acuíferos de estas regiones, fueron formados y moldeados por los procesos de los diferentes períodos geológicos como consecuencia de los cambios de las gradientes hidráulicas inducidas en particular por los movimientos tectónicos, cambios del nivel del mar, cambios morfológicos, y que actualmente continúan afectados por la acción antrópica.

La explotación de los recursos subterráneos costeros en el Norte Chico de Chile, han aumentado en las últimas décadas, paralelo al crecimiento económico y demográfico de la región, lo cual ha motivado diferentes estudios basados en técnicas geofísicas. Sin embargo, aún no se dispone de datos hidrodinámicos fiables que ayuden a comprender de mejor manera el funcionamiento de los acuí-feros, y que faciliten la gestión del recurso subterráneo, que sumado a ausencia de políticas públicas que regulen la explotación de los acuíferos, constituye una barrera a la gestión de los recursos hidrogeológicos.

Frente a esta situación resulta imperioso adquirir conocimientos de los sistemas de aguas subterráneas que integran estas cuencas, de manera que sea posible establecer las potencialidades reales que tienen como fuente segura de abasteci-miento de agua para las distintas demandas que existen a lo largo de las cuencas.En este contexto, el Instituto de Investigaciones Agropecuarias, INIA Intihuasi

Introducción

Francisco Meza A.Ingeniero Agrónomo [email protected]


de La Serena, junto al Gobierno Regional de Coquimbo, ejecutó el proyecto: “Vigilancia On-line de la Calidad del Agua, con uso pionero de Tecnologías para detección de metales en aguas superficiales In situ y SMD en aguas subterráneas, en sector río Elqui bajo y cuenca de Choapa”. En este proyecto fue considerado estudiar el acuífero El Culebrón, ubicado en el sector de Pan de Azúcar en la comuna de Coquimbo, debido a su importancia en el abastecimiento complementario de agua de riego (67%) de una superficie agrícola cercana a las 8.000 ha, cuyo acuífero presenta problemas de salinidad, además de la demanda de aporte para otros usos como actividades mineras en un 19% y agua potable en un 14%, (Soto, 2012).

El proyecto incorporó el uso de una metodología innovadora de seguimiento de la dinámica química de las aguas subterráneas, para su estudio y análisis. Se trata de un dispositivo que registra lecturas en tiempo real de la resistividad en función de la profundidad, conocido como “Sub-surface Monitoring Device, SMD”, de origen francés, cuyos resultados son analizados y presentados por esta investigación.

El SMD fue instalado en un pozo de observación que consiste en un dispositivo compuesto por un tren de sensores que forman un sistema de medidas del per-fil de resistividad subterránea, automatizada. Las medidas de resistividad son calculadas bajo una metodología de investigación eléctrica, donde dos sensores son configurados para inyectar una corriente eléctrica, mientras que otros dos (los dos siguientes) miden la tensión generada en función al fluido contenido en el medio físico. Los datos de resistividad son almacenados en una memoria In situ, luego son enviados vía data 3G/4G a un sistema central, para ser calibrados y luego proyectados online en el portal web ImaGeau. A partir de los datos de resistividad se puede estimar la conductividad eléctrica en mS/cm y la salinidad del perfil del acuífero en mg/L.

El conocimiento de la concentración salina por estratos de las aguas subterráneas, su dinámica y comportamiento, podrían ser elementos vitales para la sustentabi-lidad de fuentes de agua como el acuífero El Culebrón. Si a esto se agrega el uso de modelos computacionales para la toma de decisiones en tiempo real, podrían marcar la diferencia en alternativas de gestión y uso de aguas subterráneas, especialmente en casos vulnerables a salinidad o déficit de recarga.

Uno de los objetivos específicos de esta investigación fue identificar cuál es la conformación o distribución salina de la subcuenca Oeste del acuífero El Cu-


lebrón. Para ello, se realizó un exhaustivo diagnóstico de estudios y revisiones precedentes, de tal forma de fortalecer la ubicación de la zona de observación y dar validez a los resultados a obtener. Se realizó una completa recopilación de los estudios geológicos, geomorfológicos (DGA, 2001; Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008; Avilés, 2011, Lagos Salazar, 2013; Cabello Espinola, 2015) e hidrogeológicos (Román, 1993; Karzulovic Kokot, 1994; INGEOREC, 2008; INGEOREC, 2011; CORFO, 2015) de la zona de Pan de Azúcar y de toda la cuenca del estero El Culebrón.

Antecedentes del estudio La alta demanda agrícola desarrollada en la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, su explotación y la calidad del agua subterránea, son factores que motivan el desarrollo e implementación de técnicas geofísicas para la medida y control del agua subterránea del acuífero.

El sector El Sauce de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, presenta mayores diferencias de salinidad de las aguas subterráneas, con valores que varían entre los 2.000 hasta los 6.500 mS/cm, entre pozos de extracción ubicados a corta distancia entre ellos. El sector El Sauce es una zona de alta actividad agrícola, siendo atractivo poder contar con indicadores de agua para el riego de los cultivos y uso potable del agua (Proyecto INIA-Intihuasi, 2016).

Este factor, da origen a la búsqueda de técnicas de investigación y medidas de la calidad del agua subterránea, apoyado en estudios geofísicos realizados en la zona, lo cual contribuye a la selección del sitio de estudio para el perfil hidrogeofísico de la zona, perfil constituido por sedimentos superficiales no saturados que alcanzan los 90 m de profundidad.

Contexto del estudioFundamentado en la necesidad de explorar y conocer la calidad del agua sub-terránea según el perfil litológico, se realiza la presente investigación, asociada a la ejecución del proyecto financiado por el Gobierno Regional de Coquimbo “Vigilancia On-line de la Calidad del Agua, con uso pionero de Tecnologías para detección de metales en aguas superficiales In situ y SMD en aguas


subterráneas, en sector río Elqui bajo y cuenca de Choapa”, que da génesis a los trabajos para implementar el uso del dispositivo de vigilancia de aguas subterráneas SMD. Este proyecto permite complementar la investigación a través de la realización de una tesis de magister de la Universidad de Paris, Francia.

La investigación se expone en 4 capítulos descritos de la siguiente manera: el primer capítulo se basa en una profunda revisión bibliográfica sobre las carac-terísticas geológicas, geomorfológicas, hidroclimáticas e hidrogeológicas que caracterizan la cuenca costera Elqui-Limarí, y la subcuenca del estero El Cule-brón. Además, se estiman algunas de las características fisiográficas de ambas cuencas y se estiman los parámetros hidrodinámicos para la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón.

El segundo capítulo se enfoca concretamente en el balance hidrológico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón. Se estima la recarga de la subcuen-ca Oeste del acuífero, desde la precipitación efectiva y de la variación de los niveles piezométricos, con el software ESPERE (Estimación de la Precipitación Efectiva y de la Recarga Según Diferentes Métodos), desarrollado por el Instituto Mineralógico de Francia.

El tercer capítulo está consagrado al estudio, emplazamiento del dispositivo SMD y análisis de las mediciones de resistividad registradas por el dispositivo. Este capítulo, presenta las medidas de conductividad eléctrica y salinidad obtenidas al inicio de la resistividad.

El cuarto capítulo explica las posibles fuentes de salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, que en su mayoría corresponderían a origen natural, sumado a fuentes antrópicas de origen difuso. Esto se fundamenta en los análisis de aguas tomados en la subcuenca Oeste del acuífero a partir de las concentra-ciones registradas para los aniones, cationes y elementos menores del agua del acuífero, más los aspectos geológicos y geomorfológicos de la zona de estudio.

Presentación del proyectoFundamentado en la necesidad de explorar y conocer la calidad del agua sub-terránea según el perfil litológico, se presenta el proyecto financiado por el Gobierno Regional de Coquimbo “Vigilancia On-line de la Calidad del Agua, con uso pionero de Tecnologías para detección de metales en aguas superfi-


ciales In situ y SMD en aguas subterráneas, en sector Río Elqui bajo y cuenca de Choapa”, que da génesis a los trabajos para implementar el dispositivo de vigilancia de aguas subterráneas SMD.

Objetivos

Objetivo general:

Evaluar la salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón con un dis-positivo de vigilancia online de aguas subterráneas In situ.

Objetivos específicos:

1. Revisión bibliográfica del contexto geológico y geomorfológico de la cuenca costera Elqui-Limarí, y de la subcuenca del estero El Culebrón,

2. Realizar y evaluar el balance hidrológico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón,

3. Estudiar el perfil litológico del predio El Sauce, para instalación del dispositivo SMD,

4. Identificar los estratos salinos de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón,5. Estudiar la hidrogeoquímica de la subcuenca Oeste del acuífero el Culebrón,6. Identificar las posibles fuentes de salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero

el Culebrón.

MetodologíaEl primer capítulo se divide en una primera parte exponiendo los resultados encontrados luego de una profunda revisión bibliográfica sobre el contexto geológico, geomorfológico, hidrometeorológico e hidrogeológico de la cuenca costera Elqui-Limarí y la cuenca del estero El Culebrón. Luego de una rigurosa revisión bibliográfica, se describen los procesos de formación de la cuenca del Estero El Culebrón de acuerdo a los diferentes periodos geológicos. La segunda parte expone las variables estimadas según las características fisiográficas y los parámetros hidrodinámicos estimados de ambas cuencas. Las características fisiográficas fueron estimadas a partir de los datos de geometría calculados por el software ArcGis. En cambio, los parámetros hidrodinámicos fueron estimados


en base al mapa piezométrico de junio de 2007 (INGEOREC, 2008), y los datos de ensayo de bombeo del predio El Sauce, realizados por la empresa Valle Grande S.A., en 2008.

El segundo capítulo expresa los resultados del balance hidrológico de la sub-cuenca oeste del estero El Culebrón. El balance fue realizado gracias a los datos de precipitación y temperatura registrados por la estación La Serena-Romeral. Aplicando el software ESPERE se estimó la recarga de la parte Oeste del acuífero El Culebrón a través de la precipitación efectiva (métodos de Thornthwaite, Ding-man Penman, Dingman Hamon y Turc) y la variación de los datos piezométricos (Water Table Fluctuation, Caballero et al., 2015).

El tercer capítulo está dedicado al estudio y emplazamiento del dispositivo SMD, y estimación de la salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón. El emplazamiento del dispositivo SMD se llevó a cabo luego de la revisión de estudios geofísicos realizados en el sector de Pan de Azúcar, así como la visita y la exploración del terreno. Una vez seleccionado el sitio de emplazamiento se realizó la perforación del pozo de 100 metros de profundidad, tomando muestra de suelos cada dos metros, muestras estudiadas y analizadas posteriormente.

La instalación del dispositivo SMD, se realizó el día 8 de mayo, desde esa fecha se obtuvo las primeras medidas de resistividad, y a partir de la ecuación de Archie y Waxman & Smith se estimó la conductividad y posteriormente la salinidad (ecuación de la salinidad en función de la conductividad y temperatura).

El cuarto capítulo explica las posibles fuentes de salinidad a partir de muestras de aguas tomadas en la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón. Se analiza y compara las concentraciones de aniones y cationes, con los resultados de una extensiva revisión bibliográfica, donde se establece el origen a partir de los ran-gos de concentración. La hidrogeoquímica de las aguas de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, se estudian con el diagrama de Stiff, diagrama de Piper y diagramas de Binarios, con el fin de establecer el tipo de agua de la subcuenca.El tipo de aguas, más las posibles fuentes de salinidad, abre el telón a nuevas investigaciones acerca de los parámetros hidrogeoquímicos del acuífero.


1.1 Medio hidrogeofísico

Contexto general de Chile

Chile presenta un medio físico accidentado de grandes contrastes geográficos, con una topografía* erosionada y constantemente modificada por la fuerte ac-tividad tectónica a la cual está sometida. La Figura 1.1 ilustra las macro-formas del país austral.

Capítulo 1.

Descripción hidrogeofísica de la cuenca costera entre el Elqui-Limarí

Gustavo Cárdenas-CastilleroM.Sc. Geógrafo, Hidrólogo-Hidrogeó[email protected]

Figura 1.1. Topografía de Chile vista desde el mar hasta la cordillera de Los Andes. El relieve chileno se divide en Planicie Litoral, Cordillera de la Costa, depresión intermedia, Precordillera Andina y Cordillera de Los Andes.Fuente: Inzunza Juan, Meteorología Descriptiva, capitulo 15 - Clima de Chile. Página 422.


Sin embargo, estas macro-formas varían de una región a otra, la Figura 1.2 ilus-tra el relieve de la IV Región de Coquimbo, Chile, lugar donde está emplazado el sitio de estudio. Donde las Planicies Litorales son amplias, la Cordillera de la Costa y la depresión intermedia prácticamente desaparecen formando los Valles Transversales. La Cordillera de Los Andes es maciza y alta alcanzando una altura en este punto de 4.000 metros sobre el nivel del mar1.

Figura 1.2. Perfil topográfico 30° Latitud Sur. Zona de Norte Chico (III y IV región).Fuente: Topografía de Chile. http://www.saladehistoria.com/geo/Cont/C012.htm (23 de junio 2017).

La cuenca costera entre Elqui y Limarí, se sitúa entre las planicies litorales y los valles transversales. La cuenca costera se caracteriza por estar situada en un territorio orográficamente accidentado, donde las unidades físicas fundamenta-les del país se restringen a dos grandes grupos: las planicies litorales fluviales y marinas o ambas a la vez, en la costa, y una región montañosa interior en donde la cordillera de la Costa y de Los Andes se imbrican desde el punto de vista del relieve, aunque no litológicamente (Ministerio de Obras Públicas, 2001).

La cuenca costera comprende un área de 2.299,42 km2, extendiéndose de Norte a Sur desde el límite entre la ciudad de la Serena y Coquimbo, hasta la zona de la ribera norte de la desembocadura del río Limarí. Esta gran cuenca costera está comprendida por diferentes sub-cuencas exorreicas* que terminan directamente en el Océano Pacífico. Su nombre se debe a que limita entre las cuencas hidro-lógicas del río Elqui y el río Limarí.

La Figura 1.3 ilustra el emplazamiento de la cuenca costera entre Elqui – Limarí, provincia del Elqui, Región de Coquimbo.

1 Geografía de Chile 2014. Perfiles topográficos. http://www.saladehistoria.com/geo/Cont/C012.htm (23 junio 2017).


1.2 Geología de la cuenca costera entre el Elqui y Limarí

Esta zona costera cuenta con la presencia de la Cordillera de la Costa con sus respectivas cuencas de drenaje que van a dar al océano. Es una bahía abierta hacia el norte, que limita con el Océano Pacífico a través de una estrecha plataforma continental (Aviles Hahuelpan, 2016).

La geología del área está constituida predominantemente de rocas funda-mentales preterciarias sobre sedimentos terciarios y cuaternarios, los cuales se ubican en las zonas llanas, por debajo de los 200 m.s.n.m., y en los sectores depresionales, entre macizos rocosos a cotas superiores a la indicada (Aviles Hahuelpan, 2016).

Próximo a la costa, existe un registro de sedimentación marina que va desde el Mioceno Medio (Ver Anexo 1) hasta el Pleistoceno Medio conocidos como Formación Coquimbo (MPlcq). La Formación Coquimbo junto con la Formación Confluencia cubre lo que se ha denominado como la Cuenca Cenozoica* (Aviles Hahuelpan, 2016).

Figura 1.3. Ubicación geográfica de la cuenca costera entre el Equi y Limarí.Fuente: INIA-Intihuasi, 2017.


Los depósitos de la Formación Coquimbo están compuestos por depósitos de bahía que incluyen arcillas, areniscas, coquinas y conglomerados, que se han acumulado durante una serie de transgresiones y regresiones relacionadas con los movimientos tectónicos regionales y locales combinados con las variaciones globales del nivel del mar (Aviles Hahuelpan, 2016).

La Formación Confluencia (MPlc), del Mioceno-Plioceno, corresponde a una serie sedimentaria continental, en parte bien estratificada y con débil litificación, la que alcanza una altura de hasta 100 m. Esta formación forma planicies o terrazas en los valles y quebradas principales, coalescentes en sus cursos inferiores o confluencias, forma conos en sus cabeceras y flancos de grandes quebradas con laderas muy escarpadas (Aviles Hahuelpan, 2016).

Del Cuaternario encontramos depósitos fluviales* del Pleistoceno-Holoceno (Qf), depósitos aluvionales* (Qa), depósitos coluviales* (Qc), y depósitos de playas marinas* de diversa granulometría (Qm). En el estudio y reconocimiento de los aspectos geológicos de la cuenca costera Elqui-Limarí, se identifican los siguientes depósitos (Aviles Hahuelpan, 2016):

1.2.1 Depósitos fluviales Qf - Pleistoceno-Holoceno

Yacen en los valles y en el curso medio e inferior de las grandes quebradas, formando terrazas de 1 a 10 metros de altura adyacentes a los caudales ac-tuales, como depósitos activos. De esta manera se dividen en dos fases (Aviles Hahuelpan, 2016):

· Depósitos antiguos: están compuestos por gravas gruesas y muy gruesas polimícticas con abundante matriz de arena, débilmente consolidadas. Pre-sentan intercalaciones de gravas finas arenosas y arenas de guijarros. Estos depósitos al estar más consolidados que los recientes son los que forman terrazas (Avilés, 2016).

· Depósitos recientes: los conforman gravas gruesas y muy gruesas polimícticas con abundante matriz de arena, no consolidadas. Presenta clastos orientados y/o imbricados. Constituyen los cauces de las quebradas actuales (Aviles Hahuelpan, 2016).


1.2.2 Depósitos aluvionales Qa – Pleistoceno – Holoceno

Constituyen el relleno de quebradas y forman conos en la salida de ellas, donde se pueden observar en pequeñas quebradas afluentes. Son depósitos originados por flujos turbulentos y breves, con cierta incidencia en procesos de remocio-nes en masa. Están compuestos por brechas no consolidadas, polimícticas, con matriz de arena y limo. Su edad se calcula al Pleistoceno-Holoceno (Aviles Hahuelpan, 2016).

1.2.3 Depósitos coluviales (Qc)

Los cuales corresponden a clastos* oligo y monomícticos, angulosos, con matriz de limo. Se trata de depósitos no consolidados, adosados a las laderas. Son de aspecto macizo y es posible observar una mala estratificación que se engrosa al descender la cota. Son brechas* no consolidadas, polimícticas, con matriz de arena y limo. Constituyen el relleno de quebradas y forman conos aluvionales* que cubren una topografía labrada en los depósitos fluviales antiguos. Engranan con los depósitos fluviales recientes (Aviles Hahuelpan, 2016).

1.2.4 Depósitos de playas marinas de diversa granulometría (Qm)

Los cuales son sedimentos no consolidados, líticos y en proporciones menores bioclásticos, que afloran en la desembocadura de las quebradas mayores (Aviles Hahuelpan, 2016).

1.2.5 Depósitos eólicos (Qe)

Corresponden a arenas bien seleccionadas de grano medio a muy fino, con nulo a leve grado de consolidación (Aviles Hahuelpan, 2016). A parte de los depósitos, se encuentran las siguientes formaciones: 1.2.6 El valle

Está formado casi exclusivamente por gravas, arenas y ripios aluviales; terrazas originadas en el Terciario Superior y el Cuaternario (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).


1.2.7 Media montaña

Está constituida por numerosos plutones*, principalmente granodioríticos y graníticos. Se encuentran las siguientes formaciones (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008):

· Gravas de Atacama: constituyen gravas, conglomerados, ripios y areniscas poco consolidadas del Mioceno-Pleistoceno (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

· Grupo Bandurrias: corresponden a andesitas porfíricas, brechas volcánicas, tobas con intercalaciones sedimentarias o marinas (principalmente Neoco-miano, Titoniano-Aptiano, volcánico, marino (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

Descrito los aspectos geológicos de la cuenca costera Elqui-Limarí, se procede a la descripción de los aspectos geológicos de la cuenca del estero El Culebrón. Se hace la división porque el estero El Culebrón es un valle emplazado dentro de la cuenca costera entre El Elqui y Limarí. No obstante, la descripción general de la cuenca costera aporta una base geológica y geomorfológica a gran escala del sitio de estudio.

1.3 Cuenca del estero El Culebrón

1.3.1 Aspectos geológicos

Godoy, 2012 localiza la cuenca del estero Culebrón en la provincia del Elqui, en el valle de Pan de Azúcar, Región de Coquimbo. Esta cuenca se desarrolla aproximadamente entre las coordenadas UTM 6.667.000 a 6.685.000 m. Norte y 274.000 a 294.000. La cuenca de estudio está limitada al Norte por la cuenca El Elqui, al Oeste por la Cordillera de la Costa, al Este por la cuenca Elqui-sur y al Sur por la subcuenca Lagunillas. El Canal Bellavista atraviesa El Culebrón de Norte a Sur, pasando por la comunidad de Pan de Azúcar, este canal es utilizado por la irrigación y recarga artificial del acuífero (Ver Anexo 1).

La Figura 1.4 ilustra la geología del estero El Culebrón, y muestra las diferentes unidades de rocas presentes en el área. Se observa el basamento rocoso, el cual está conformado por rocas de edad Cretácica, mayoritariamente de origen vol-cánica y sedimentaria continental, de igual manera se observan afloramientos de rocas intrusivas, como en el cerro Pan de Azúcar.


Figura 1.4. Geología del Estero El CulebrónFuente: INGEOREC, 2008.


El relleno de la cuenca está formado en el sector occidental de la hoya por sedi-mentos marinos y en los sectores centro y este por sedimentos continentales, con-formada por rocas consolidadas y depósitos semi-consolidados (INGEOREC, 2008).

1.3.1.1 Rocas consolidadas

El basamento rocoso está constituido en el borde oriental mayoritariamente por rocas estratificadas cretácicas y en el borde occidental por rocas estratificadas y plutónicas de edad Jurásico2. El sistema de rocas cretácicas está formado por una secuencia sedimentaria y volcánica, principalmente de origen continental, denominado Formación Quebrada Marquesa (Kqm) y por la Formación Arqueros (Ka) con rocas volcánicas depositadas en ambientes submarinos y aéreos, y que incluye una gruesa intercalación de sedimentos marinos (INGEOREC, 2008).

El sistema de rocas estratificadas del Jurásico lo conforma el Complejo Volcánico continental Agua Salada (Jas), con lavas andesíticas y dacíticas y escasas inter-calaciones de areniscas y lutitas. Las rocas intrusivas* presentan afloramientos subordinados en la cuenca y tienen cierta importancia en el extremo sur occidental del sector estudiado, en el resto del área sólo se reconocen pequeños afloramientos dispersos. Se trata de intrusitos graníticos a dioríticos del Cretácico Inferior alto (Klgd) e intrusivos dioríticos de edad Neocomiano3 (Jkd) (INGEOREC, 2008).

1.3.1.2 Depósitos semiconsolidados

Presentan una gran exposición en el valle del Estero Culebrón y corresponden a de-pósitos sedimentarios de origen continental y marino. Los depósitos marinos de la Formación Coquimbo (MPlcq) afloran ampliamente en la ladera poniente de la hoya, mientras que los sedimentos de la Formación Confluencia (MPlc) afloran en la cabe-cera, eje central y ladera oriental de la hoya del Estero Culebrón (INGEOREC, 2008).

Además de los tipos de rocas descritas, se reconocen las siguientes formaciones en la zona de estudio:

1.3.1.3 Formación Coquimbo (PMlcq) – Mioceno/Pleistoceno

La Formación Coquimbo comprende una secuencia sedimentaria marina fosilí-fera con débil litificación. En la zona de estudio se han distinguido dos facies

2 El periodo jurásico se extiende desde 206 a 144 millones de años atrás (Rojas, 2008).3 En geología, el Neocomiano hace referencia a la parte inferior del período Cretácico, comprendiendo las primeras edades de esta era (Wikipedia, junio 2015).


sedimentarias de ambiente litoral y transicional. La primera facies aflora en la zona costera y corresponde a areniscas finas de coloración gris anaranjado a pardo claro, con intercalaciones de areniscas muy gruesas de guijarros con bioclastos y escasas diatomitas. Para esta unidad se midieron espesores de 25 a 80 m (INGEOREC, 2008).

La segunda facies comprende calizas bioclásticas blancas con intercalación de areniscas bioclásticas finas a gruesas de color pardo claro. Esta facies se expone en los flancos de las quebradas y en el sector llano del poniente de la hoya del Estero Culebrón, presenta espesores de hasta 40 m en la base de la quebrada Lagunillas y hasta 60 m en las inmediaciones del cerro Pan de Azúcar (INGEOREC, 2008).

1.3.1.4 Formación Confluencia (MPlc) – Mioceno/Pleistoceno

La Formación Confluencia corresponde a una secuencia sedimentaria continental de coloración parda, bien estratificada y con débil litificación, que con alturas de hasta 100 m, formando terrazas y planicies. La Formación Confluencia se compone de formaciones de origen fluvial que forman planicies, la cual está constituido por gravas gruesas bien redondeadas, con intercalaciones de areniscas poco consolidadas y lentes de limo. La Figura 1.5 ilustra el perfil geofísico al sur del cerro Pan de Azúcar.

Figura 1.5. Perfil geológico del estero El Culebrón al sur del cerro de Pan de Azúcar. El estero presenta en su parte central una formación de gravas, arenas y gravas limosas hacia el área este del perfil geológico. El área oeste presenta una formación sedimentaria calcárea, apoyada sobre una formación de calizas y areniscas bioclásticas. Todo el perfil geológico al sur de Pan de Azúcar descansa sobre un basamento de rocas consolidadas indiferenciadas, a lo largo de la cual se identifican fallas normales de origen tectónico.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero El Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2008, página 10.


Figura 1.6. Perfil geológico del estero El Culebrón sobre el área del Sauce y Condominio Don Osvaldo. El perfil presenta claramente depósitos aluviales, coluviales y fluviales hacia el oeste del es-tero, en cambio en la parte central del perfil predomina la Formación Confluencia compuesto por limos arcillosos, gravas y arenas. Hacia el centro del perfil se observa un afloramiento de basamento rocoso compuesto de rocas consolidadas indiferenciadas de aproximadamente 100 metros sobre el nivel del mar. Dividiendo la cuenca hidrogeológica en dos sectores, cuenca hidrogeológica este y cuenca hidrogeológica oeste. El perfil geológico oeste está compuesto por la Formación Confluencia, formada por limos arcillosos, gravas, arena y gravas limosas, llegando hasta el basamento rocoso, el cual se encuentra esta parte del estero El Culebrón a una profundidad que varía entre los 50 hasta -10 metros bajo el nivel del mar; no obstante, a partir de esta profundidad florece sobre el nivel medio del mar.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2008.

La Figura 1.6 ilustra el perfil geofísico desde el Sauce hasta el Condominio Don Osvaldo.

1.3.2 Aspectos geomorfológicos de la cuenca costera Elqui -Limarí

En el área comprendida entre los 27-33°S (área dentro del cual está ubicado el estero El Culebrón) no existe depresión intermedia, lo que se explica por la subducción de la dorsal de Juan Fernández4. En esta área tampoco existe acti-vidad volcánica reciente, la que habría culminado en el Mioceno, esto se explica por el bajo ángulo de subducción entre placas en el área (Pfeiffer Jakob, 2011).

4 La dorsal de Juan Fernández es una dorsal asísmica que corre en dirección este-oeste ubicada en la placa de Nazca frente a las costas de Chile y cuyas elevaciones más altas corresponden al archipiélago Juan Fernández. Actualmente la dorsal de Juan Fernández está siendo subducida bajo la placa Sudamericana en las costas de la porción norte de la región de Valparaíso en Chile central. El punto de subducción de la dorsal de Juan Fernández bajo América del Sur ha ido migrando hacia el sur por todo el Norte Chico desde hace 18 millones de años atrás, coincidiendo con una supresión de actividad volcánica en las zonas afectadas (Wikipedia, marzo 2016).


El reconocimiento morfodinámico del litoral es de suma importancia para la descripción geomorfológica de la cuenca, ya que su correlación con los diseños tectónicos principales y el análisis morfoestructural costero permite diferenciar y destacar el control tectónico en la configuración de la línea costera. Factor muy importante debido al escenario inestable en que se ubica Chile, como es la convergencia del bloque continental de la placa Sudamericana en subducción con la placa de Nazca (Figura 1.7).

Figura 1.7. Subducción entre la cuenca del estero El Culebrón y la Bahía de Tongoy.Fuente: Cabello, Misael. 2015. Memoria para optar al título de Geógrafo. Análisis geomorfológico de la sección occidental del cordón arco: identificación de terrazas marinas Región de Coquimbo, Chile. Página 43.

Diferentes procesos tectónicos han provocado solevantamientos y hundimientos, condicionando las características basales, donde ocurren los procesos geodiná-micos externos que modelan el borde costero (Lagos Salazar, 2013).

La actividad tectónica y las condiciones climáticas, tienen su expresión en el dominio costero, con la formación y evolución de la denominada Cordillera de la Costa, producto de procesos de solevantamiento continental, y de los me-canismos físicos y químicos de meteorización y erosión superficial (Cabello Espinola, 2015).

De cordillera a mar, en la cuenca costera se reconocen las siguientes entidades geomorfológicas, tomando en cuenta que la cuenca del estero El Culebrón forma parte de cuenca costera Elqui-Limarí. Teniendo en cuenta que ambas comparten las mismas entidades geomorfológicas a describir a continuación:


1.3.2.1 Franja litoral o costera Constituye la unidad geomorfológica más occidental y de menor altitud de la hoya hidrográfica. En ella se encuentran terrazas marinas construidas ya sea a partir de depositaciones o de procesos de labrado de las rocas litorales. Las terrazas marinas bajan gradualmente en dirección al mar con una pendiente de 7%. Cerca de la desembocadura de la cuenca hidrológica del Elqui, alcanzan aproximadamente de 120 a 130 m.s.n.m. Las terrazas logran su mayor desarrollo en la bahía de Coquimbo (29º 53’ S, 71º 18’ O), donde se asienta la conurbación La Serena-Coquimbo con sus casi 325.000 habitantes.

La franja litoral se extiende aproximadamente 25 km tierra adentro, hacia el interior del valle (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008). Las terrazas com-prendidas entre la zona situada entre La Serena y el río Limarí corresponden a la serie fluvio-marina con abundantes ripios gruesos e ingentes masas de calcáreo. Con respecto al origen de las transgresiones y regresiones marinas que han mo-delado el paisaje costero, se esgrimen argumentos por el lado de la influencia tectónica y por el de la acción eustática marina, dependiendo siempre del nivel del mar (Ministerio de Obras Públicas 2001).

1.3.2.2 Terrazas marinas

Las terrazas marinas se suelen reconocer como terrazas escalonadas, donde la correlación entre la línea de máxima transgresión y los niveles altos del mar, permiten reconstruir la actividad tectónica de un determinado sector. Las terrazas marinas, se diferencian e identifican en dos tipos. La primera de ellas, corresponde a la superficie rocosa de abrasión con o sin cubierta sedimentaria considerable, que se denomina terrazas de abrasión marina y el segundo tipo, corresponde a superficies cubiertas de depósitos marinos sedimentarios cuyo espesor es variable, denominado como terrazas marinas por depósitos (Cabello Espinola, 2015).

La secuencia lógica de las terrazas marinas señala que las superficies más altas son las más antiguas y al contrario las superficies más bajas son las más recientes; esta morfología de sucesiones de terrazas marinas, son el resultado combinado del solevantamiento tectónico en margen activo de la costa y las variaciones glacioeustáticas (Cabello Espinola, 2015).


1.3.2.3 Terrazas de abrasión marina

Paskoff 1999, apoyado en investigaciones geomorfológicas, estratigráficas, sedimentológicas y paleontológicas, analizó el conjunto de terrazas litorales escalonadas que rodea la Bahía de Coquimbo y la pequeña bahía de la Herradu-ra. Esta cronoestratigrafía fue generalizada y aplicada a toda la costa Norte de Chile y del Norte Grande. Herm y Paskoff en 1967 introdujeron por primera vez el concepto de glacioeustatismo en la génesis de las terrazas litorales.

Se le atribuyó fundamentalmente a la acción abrasiva de las sucesivas trans-gresiones que se habían producido durante el Cuaternario en fase con las épocas interglaciares. (Lagos Salazar, 2013), basada en recientes estudios, determina seis transgresiones a través de la data de fósiles con 87Sr/86Sr, siendo la primera entre 11,9–11,2 Ma., y la última entre 1,7–1,4 Ma., Lagos Salazar 2013, además señala que la Formación Coquimbo forma parte de una serie de cuencas discontinuas del Cretácico Tardío al Neógeno, extendidas en las costas de Chile desde Antofagasta (23ºS) hasta la Península de Taitao (47ºS) y que han sido afectadas por cuatro episodios de transgresión y regresión marina durante el Cuaternario.

El nuevo enfoque de la época (década de 1970), permitió una clasificación cro-nológica de las formas y de los depósitos marinos atribuidos a aquella época. De esta manera, el Pleistoceno fue dividido en cuatro estadios: Herradura II, Herra-dura I, Serena II y Serena I, desde el más reciente al más antiguo (Paskoff, 1999).

Se correlacionó el Herradura II con el último interglaciar, el Herradura I con el Pleistoceno medio, La Serena II y I con el Pleistoceno antiguo. A partir de evidencias arqueológicas confirmadas por dataciones absolutas arrojadas por el método del Carbono 14, la terraza más baja, llamada nivel de la Vega, fue atribuida al Holoceno (Paskoff, 1999).

Sin embargo, argumentos geomorfológicos hicieron pensar que la transgresión postglacial solamente recuperó una terraza que había sido labrada durante un episodio previo – llamado estadio de Cachagua – correspondiente a una trans-gresión inierestadial, acaecida durante la última época glacial, alrededor de 30.000 años antes del presente, la que se acercó del actual nivel del mar sin alcanzarlo (Paskoff, 1999).


Dentro de los componentes geomorfológicos costeros, la formación y presencia de terrazas marinas, se convierte en un importante marcador geomorfológico que proporciona variada información sobre la paleo dinámica costera. Estas se utilizan como evidencias del solevantamiento de la costa, a lo largo del margen activo en aproximadamente 1 Ma., dado que son los registros de los cambios del nivel del mar en una costa, está sujeta a movimientos verticales.

Los distintos niveles de las terrazas marinas muestran que los diferentes mo-vimientos de glacioeustatismo son a escala global, mientras que los procesos tectónicos tienen un carácter regional o local (Cabello Espinola, 2015). La Figura 1.8 ilustra las variaciones glacioeustáticas del mar y el solevantamiento de la costa chilena.

Figura 1.8. Imagen según Lajoie 1986, sobre la relación entre las variaciones glacioeustá-ticas del nivel del mar y la altura de las terrazas emergidas en una costa que se levanta. La pendiente (R) de línea trazada entre el punto más alto alcanzado por una transgresión y la altura máxima de la terraza correspondiente expresa la velocidad de solevantamiento. El diagrama supone una velocidad constante del solevantamiento de la costa en el curso del tiempo, lo que es una visión teórica que no se verifica en los hechos.Fuente: Roland Paskoff 1999. Contribuciones recientes al conocimiento del Cuaternario marino del centro y del norte de Chile, pág. 46.

Para el Cuaternario marino, se ha identificado a partir de estudios isotópicos de oxígeno, caracterizadas épocas glaciales e interglaciares acaecidas durante el Cuaternario, con un periodo de recurrencia de unos 10.000 años. Se admite que el nivel del mar nunca subió de manera significativa encima de su nivel actual durante las épocas interglaciares. La única excepción se relaciona con la trans-gresión que culminó hace alrededor de 125.000 años y que alcanzó probable-mente una altura de unos metros por sobre su posición actual (Paskoff, 1999).


Diversos estudios realizados, arrojan información respecto a que una misma terraza puede haber sido labrada por una transgresión y reocupada por la si-guiente que se limitó a retocarla. Parece lógico pensar que la terraza Herradura II, ha sido ocupada por la transgresión máxima de la última época interglacial hace 125.000 años (subestadio isotópico 5), como ya se había supuesto antes (Paskoff, 1999). Ver Anexo 2 sobre los estadios isotópicos.

Sin embargo, la existencia de un material faunístico aparentemente más antiguo en los depósitos que cubren esta terraza hace pensar que haya sido labrada previamente por una transgresión ocurrida aproximadamente 220.000 años (estadio isotópico5 7e) (Paskoff, 1999).

Del mismo modo, la terraza Herradura 1 que podría ser atribuida a la transgre-sión vinculada al estadio isotópico 9, de hace 330.000 años, y durante la cual se produjo un mega-tsunami que dejó enormes bolones esparcidos en la superficie de la plataforma. Quizás fue labrada antes por la transgresión ligada al estadio isotópico 11, hace 400.000 años (Paskoff, 1999).

Para Paskoff 1999, si el fechamiento de la terraza Herradura II, atribuida al último período interglacial, es correcto, la velocidad de solevantamiento del borde continental en los alrededores de la bahía de Coquimbo ha sido menor de 0,2 mil años. Es una velocidad lenta que explica la reocupación recurrente de terrazas por transgresiones glaciales sucesivas, reocupación igualmente sugerida por las mediciones de aminoácidos. Desde este enfoque de estudio, la transgresión ligada, como para rebasar y reocupar cualquier terraza vinculada con la transgresión anterior, correspondiente al estadio isotópico 7 (ver Anexo 2).

5 Los estadios isotópicos marinos o MIS por su nombre en inglés, Marine Isotope Stages, son períodos alternativos de frío y calor en el paleoclima de la Tierra. Anteriormente eran llamados OIS (Oxygen Isotope Stages). Sirven para deducir la temperatura y el clima del mundo en un determinado pe-ríodo del pasado, utilizando para ello los datos de los isótopos de oxígeno tomados de muestras de fondo marino, suficientemente profundas y grandes como para ver los estratos. Cada estadio es un período de más o menos temperatura medidos en decenas de miles de años, o cientos de miles o incluso millones. Un estudio completo de estos estadios isotópicos revela el avance y retroceso de los hielos durante las últimas glaciaciones, y el aumento o disminución del mar. Así se pueden unir a glaciaciones o a períodos intermedios entre las glaciaciones. Cada estadio isotópico representa un período glacial o interglacial, y también estadial o interestadial. El estadial es un período frío durante un interglacial no lo suficientemente frío como para ser considerado glacial. Y el interestadial es un período cálido dentro de uno de glaciación que no es lo suficientemente prolongado o cálido para ser llamado interglacial (Cagliani, 2009).


Otras investigaciones han confirmado la ocupación de la terraza más baja (nivel de la vega) por la transgresión holocénica. Sin embargo, se sospecha que se trata de una reocupación. Muy probablemente, esta plataforma ha sido labrada por una transgresión anterior que podría corresponder al interestadio isotópico 5 (ver Anexo 1) durante el cual se acercó al nivel actual sin alcanzarlo (Paskoff, 1999).

A partir de otros estudios, Lagos 2013, con respecto a los análisis realizados sobre los niveles de terraza, destaca que, desde los primeros estudios efectuados en el área de Coquimbo hasta Tongoy, las edades que se les atribuía eran por correlación topográfica con las terrazas marinas de la Herradura (Herradura I y II) y de la Serena (Sereniense I y II). La Figura 1.9 ilustra las terrazas marinas descritas por Paskoff en 1970.

Figura 1.9. Perfil de niveles de terrazas marinas pliocuaternarias correlacionadas.Sector Coquimbo. P: Mioceno; SI: Sereniense I; SII: Sereniense II; HI: Herraduriense I; HII: Herraduriense II. C: Cachaguiense. V: VeguienseFuente: Lagos Salazar Geraldine. Caracterización geomorfológica y dinámica costera de bahías del semiárido de chile. Universidad de Chile 2013. Pág. 22.

En la Bahía de Coquimbo se identificó cinco niveles de terrazas marinas a las cuales se les otorgó el nombre de Serenience I; Sereniense II; Herraduriense I; Herraduriense II y Vegiense.

Respecto a la primera terraza marina (Sereniense I), la más alta y la más antigua, se estableció a una altura de 120 a 130 m.s.n.m., se caracteriza por ser la más ancha y extensa de estas terrazas, con pocos procesos de erosión y acumulación de depósitos aluviales o coluviales, el desarrollo de suelo al encontrarse sobre formación calcárea, presenta encostramientos calcáreos, también se presentan fósiles de conchas de moluscos pertenecientes al Mioceno (Cabello Espinola, 2015).


La segunda terraza marina la Sereniense II, tiene una altura aproximada de 75 a 80 m.s.n.m., presenta depósitos fluviales y marinos, correspondientes a dos facies distintas, las cuales estarían marcadamente diferenciadas por un aumento en el periodo de las crecidas del caudal Río Elqui y la aparición de un ambiente deltaico, el corte donde se analizó su estratigrafía tiene una altura de 78 metros (Cabello Espinola, 2015).

La Herraduriense I, se encuentra a una altura que va aproximadamente desde los 35 a 40 m.s.n.m., se encuentra conformada por una pendiente que separa a la terraza marina anterior, sobre su superficie aparece una gran duna, su ancho es de 500 metros, y también presenta restos de fósiles de moluscos correspon-dientes al Mioceno. Actualmente se encuentra muy erosionado por el océano, el corte que se analizó tiene una altura de 45 metros (Cabello Espinola, 2015).

Para la Herraduriense II, su altura es de 15 a 20 m.s.n.m., con un ancho también de 500 metros, sobre su superficie aparecen cordones dunarios antiguos, de arenas alteradas y poco consolidadas, también se identifican fósiles de moluscos pertenecientes al Mioceno (Cabello Espinola, 2015).

Finalmente, la última terraza marina corresponde al Vegience, tiene una altura de 4 a 5 m.s.n.m. y abarca la orilla actual del litoral, es decir la playa actual, presenta 2 a 3 metros de espesor de formaciones sueltas abandonadas en el momento de su emersión, con depósitos arenosos, turbosos o de conchas, con-tiene clastos rodados que le suceden hacia la base y corresponden a una fase anterior transgresiva, sobre su superficie presenta dunas y cordones litorales (Cabello Espinola, 2015).

1.3.2.4 Terrazas marina por depósitos

La formación de las terrazas marinas por depósitos está vinculada principalmente al glacioeustatismo y solevantamiento tectónico. La diferencia principal entre una terraza de abrasión marina y una terraza marina por depósitos, es que, la primera se encuentra desarrollada por ondas de corte en las penínsulas o en secciones de laderas que estaban en contacto directo con el océano (Cabello Espinola, 2015).

En cambio, la segunda es desarrollada por ondas de construcción que se dan, en las paleo bahías y bahías actuales, identificando depósitos de sedimentos


marino. Esta última característica señala otra importante diferencia, la litología donde se esculpió las secuencias de terrazas marinas. Las terrazas de abrasión marina se encuentran elaboradas en la roca in situ, las terrazas marinas con depósitos se han construidos en secciones o segmentos donde ha sido posible primero el avance del mar (transgresión) y posteriormente las depositaciones de sedimentos marinos, como son las paleo bahías (Cabello Espinola, 2015).

La Figura 1.10 ilustra la formación de terrazas marinas por depósitos. Se tomó como ejemplo el Río Copiapó de la región de Atacama, Chile, para ilustrar la ubicación de las terrazas en la costa central y Norte. La figura presenta terra-zas marinas emergidas a una altura de 125 m.s.n.m. Igualmente se observan paleo-bahías que hoy son pendientes situadas aproximadamente hasta 10 km tierra dentro desde la costa.

Figura 1.10. Morfología de terrazas marinas con depósitos desarrollados por procesos glacioeustáticos y tectónicos.Fuente: Cabello, Misael. 2015. Memoria para optar al título de Geógrafo. Análisis geomorfológico de la sección occidental del cordón arco: identificación de terrazas marinas región de Coquimbo, chile. Página 42.


Esquema de reconstrucción por Marquardt en 2004 a lo largo del río Copiapó, muestra las relaciones geométricas y la discordancia entre el lecho rocoso y las unidades sedimentarias del Cenozoico Tardío. La importancia de este esquema radica en la superposición de las fases de depósitos tanto continentales como marinos que conforman una terraza marina con depósitos, también los procesos más recientes del Holoceno, como los conos aluviales y dunas.

Cabello Espinola 2015, basado en los estudios realizados por Paskoff en 1970, explica a partir del modelo evolutivo y la formación de terrazas marinas, tres casos, siendo el último caso, el que expone cómo se formaron las terrazas ma-rinas por depósitos de sedimentos.

La presencia de dos elevaciones alineadas meridionalmente, separadas entre sí por un compartimiento hundido entre ellas, condiciona la sedimentación marina en el caso de las regresiones y transgresiones del mar.

Para Paskoff en 1970 (Cabello 2015), cuando comenzó la transgresión del Mio-ceno Medio al Superior, el nivel del mar casi alcanzó la altura de las dos eleva-ciones, los cuales pueden funcionar morfológicamente, donde el mar deposita una serie arenosa en el bloque deprimido.

La Figura 1.11 ilustra el nivel del mar durante el Pleistoceno medio sobre la bahía de Tongoy, la cual se ubica en la cuenca costera Elqui-Limarí. La bahía de Tongoy está ubicada al Suroeste del estero El Culebrón, por lo cual, una analogía entre esta bahía y el estero es propicia para comprender los efectos que han tenido los diferentes fenómenos glacioeustáticos que han tocado la costa chilena; sobre todo, percibir el origen de las principales formaciones geológicas de esta región.

Este modelo puede ser representado con la cuenca del estero de El Culebrón a partir de la siguiente analogía (Figura 1.12):

Cuando el mar pierde su estabilidad y comienza la regresión, los diferentes ciclos marinos quedan registrados en estos sedimentos poco resistentes depositados en la depresión. La conservación de estos depósitos es gracias a las elevaciones, que funcionaron como isla y que después del proceso de sedimentación funcionan como barreras, protegiendo, amortiguando y aislando a estos sedimentos de la acción erosiva del mar. Paskoff en 1970 (Cabello Espinola, 2015), establece que este caso queda claramente identificado en los alrededores de la zona de Coquimbo.


Figura 1.12. Analogía entre la cuenca del estero El Culebrón y la Bahía de Tongoy.Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Imagen a la izquierda (A), imagen a partir de la plataforma Google Earth del Valle de Pan de Azúcar. Imagen a la derecha (B), Cabello, Misael. 2015. Memoria para optar al título de Geógrafo. Análisis geomorfológico de la sección occidental del cordón arco: identificación de terrazas marinas Región de Coquimbo, chile. Página 43.

Figura 1.11. Bloque diagrama de la paleo bahía de Tongoy. (A) Se aprecia la altura que alcanzó el nivel del mar en el Pleistoceno medio (aproxima-damente 781 miles de años) y que cubre lo que hoy es la actual bahía de Tongoy. (B), corresponde a la actual bahía de Tongoy, la cual tiene relación con los 5 niveles de terrazas marinas identificadas por Paskoff, desarrolladas por los depósitos de sedimentos marinos tanto por las transgresiones y las regresiones, y preservadas por los alzamientos tectóni-cos (flechas blancas). Las flechas rojas indican el movimiento de la falla de Puerto Aldea.Fuente: Cabello, Misael. 2015. Memoria para optar al título de Geógrafo. Análisis geomorfológico de la sección occidental del cordón arco: identificación de terrazas marinas Región de Coquimbo, Chile. Página 43.

Se toma como ejemplo el modelo realizado en la Bahía de Tongoy, para compren-der el proceso de formación de terrazas marinas a partir de depósitos, donde la sedimentación juega un papel importante.


Según Cabello Espinola 2015, la litología es una de las características más relevantes a la hora de identificar y reconocer terrazas marinas, donde los se-dimentos marinos litificados que conforman las terrazas marinas con depósitos son la estructura principal, la cual es observada y analizada mediante perfiles estratigráficos.

Los perfiles estratigráficos de una terraza marina con depósitos y su ciclotema (secuencia de sedimentos depositados rítmicamente), permite determinar la naturaleza de sus ambientes depositacionales, si estos son marinos o conti-nentales, así como también su composición granulométrica, que abarca desde bloques hasta arenas finas, arcillas y limos (Cabello Espinola, 2015). La Figura 1.13 ilustra los diferentes procesos de formación de terrazas marinas, donde la Figura 1.12 B hace referencia a la formación de terrazas marinas a partir de la sedimentación marina.

Figura 1.13. Topografía del margen continental y terrazas marinas. Modelo evolutivo de terrazas marinas por Paskoff en 1970 según Cabello 2015: (A) muestra la situación donde la posibilidad de crear una plataforma de abrasión marina y posterior terraza de abrasión es nula; (B) Situación donde sí es posible el desarrollo de una plataforma de abrasión marina y la posterior terraza de abrasión marina.; (C) Condición donde es posible el desarrollo de terrazas marinas sedimentarias. La presencia de horst o elevaciones, dependiendo siempre de su tamaño y del nivel del mar, funciona como isla, permitiendo la sedimentación con la costa. Después de la sedimentación producto de las transgresiones y regresiones, estas elevaciones posibilitan la protección de estos sedimentos de la acción erosiva del mar.Fuente: Cabello, Misael. 2015. Memoria para optar al título de Geógrafo. Análisis geomorfológico de la sección occidental del cordón arco: identificación de terrazas marinas Región de Coquimbo, chile. Página 40.


1.3.2.5 Media montaña

Corresponde a los sectores de interfluvios o serranías que limitan la hoya hidro-gráfica. Se trata de un macizo montañoso de altitud regular que se encuentra muy disectado por la erosión fluvial. La precipitación promedio anual en la media montaña es cercana a los 100 mm, con una gran variabilidad interanual (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

Esta pluviometría no permite la formación de cursos permanentes de agua; los escurrimientos son sólo esporádicos y ocurren en respuesta a precipitaciones intensas y concentradas, particularmente durante ocurrencias del fenómeno de El Niño oscilación del Sur (ENOS), durante el cual la precipitación aumenta marcadamente (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

1.3.2.6 Valle transversal

La cuenca costera Elqui-Limarí no presenta esta condición geomorfológica; sin embargo, se menciona ya que las dos cuencas hidrológicas colindantes y de gran influencia en la cuenca del estero El Culebrón. Los caudales interrumpen suce-sivamente la media montaña y más al Oeste las terrazas marinas, manifestando una diferenciación significativa respecto al paisaje árido y semiárido en que se encuentra inmerso.

Desde el sector de El Molle hasta la desembocadura en el mar, el cauce principal presenta escurrimiento de tipo anastomosado y valles con mayores amplitudes cuyo material de sedimentación fluvial ha originado amplias terrazas laterales de significativa importancia, localizadas a unos 25 km de la desembocadura. Las diferencias de altitud en el valle transversal oscilan entre los 700 m por el norte del cauce principal de la cuenca y 260 m por el sur del mismo curso fluvial (Aviles Hahuelpan, 2016).

La cuenca Elqui-Limarí ha estado sometida a fuertes cambios dentro de los dife-rentes periodos geológicos. A continuación, se describen los aspectos climáticos y meteorológicos de la región donde se encuentra emplazada la cuenca costera Elqui-Limarí y la cuenca del estero El Culebrón.


1.4 Aspectos climáticos y meteorológicos de la zona de estudio

La zona de estudio se localiza en un área de transición climática entre el desier-to hiperárido de Atacama6 y el clima mediterráneo de Chile Central7, la cual ha tenido intervalos que la han situado entre condiciones más húmedas y secas que las actuales. La disponibilidad de agua en la costa semiárida del Norte de Chile es limitada y dependiente de la ocurrencia de lluvias, las cuales son esporádicas y se concentran durante el invierno y la primavera austral (Aviles Hahuelpan, 2016).

Los frentes se hacen más recurrentes e intensos durante fases cálidas de El Niño, Oscilación del Sur8, producto del debilitamiento del Anticiclón Subtropical del Pacífico Suroriental9 y la mayor frecuencia y/o persistencia de anticiclones de bloqueo localizados al suroeste de Sudamérica producto del patrón de tele-conexión10 trópico extratrópico Pacífico-América del Sur asociado al El Niño (Aviles Hahuelpan, 2016).

6 Se extiende por el Norte Grande de Chile, hasta la frontera con Perú y Bolivia, abarcando las re-giones de Arica y Parinacota, Tarapacá, Antofagasta y el norte de la Región de Atacama. Cubre una superficie muy extensa, unos 105.000 km2 (Maeztu, Susana. Página web: http://www.laalcazaba.org/el-desierto-de-atacama-chile-el-mas-arido-del-planeta-por-susana-maeztu-almagro/?print=pdf )7 Este clima se da entre el río Aconcagua y el río Toltén. Las temperaturas medias anuales son de aproximadamente 16ºC. Las lluvias van aumentando hacia el sur y lo mismo ocurre con los relieves más altos. La vegetación típica es la espinal, las gramíneas y las hierbas. En los lugares con más humedad hay distintas especies de árboles como el lingue, el roble y el laurel. En las zonas más al sur de la zona de clima mediterráneo hay bosques más densos (ICARITO, página web: http://www.icarito.cl/2009/12/46-8709-9-climas-de-chile.shtml/) 8 El Niño es una perturbación del sistema acoplado océano-atmósfera del Pacífico tropical que tiene amplio impacto sobre las condiciones meteorológicas y climáticas globales. Ésta es considerada la mayor señal climática que existe actualmente en nuestro planeta. Originalmente “El Niño” era una expresión usada para denotar un fenómeno oceanográfico de carácter local observado en la costa oeste de Sudamérica (Pizarro et al., 2013).9 Circulación en la capa superficial, dando como resultados grandes giros, conducida principalmente por el viento que gira alrededor de los centros de alta presión llamados anticiclones. El movimiento vertical y horizontal en estos giros cumple un rol fundamental en el control de la interacción entre el océano y la atmósfera, y es de gran importancia para la comprensión de la circulación oceánica general y la variabilidad climática a diferentes escalas de tiempo. En la cuenca del Pacífico Sur, el Anticiclón Subtropical del Pacífico Sudeste (ASPS) es el forzamiento dominante del giro subtropical, el cual en su flanco derecho está constituido por el sistema de las corrientes del Pacífico sudeste conformado por la corriente de chorro de Humboldt, corriente oceánica de Humboldt, corriente costera de Humboldt, contracorriente Perú-Chile, corriente subsuperficial Perú-Chile, corriente costera de Chile, corriente del Pacífico Sur y corriente ecuatorial del Sur (Ancapichún et al., 2015).10 Correlación significativa, positiva o negativa, en las fluctuaciones de un campo en puntos separados por grandes distancias. Normalmente aplicado a la variabilidad en escalas de tiempo mensuales y mayores, el nombre se refiere al hecho de que tales correlaciones sugieren que la información se está propagando entre los puntos distantes por la atmosfera (Giddings et al., 2006).


El clima de la costa semiárida se presenta como una zona de transición entre los climas desérticos y con aquellos donde la humedad posibilita la aparición de vegetación, siendo considerado como semiárido o de estepa, caracterizado por un régimen de lluvias irregulares y un déficit de humedad durante, al menos, nueves meses al año (Aviles Hahuelpan, 2016).

Está gobernado por el Anticiclón Subtropical del Pacífico Sur (ASPS: cuya acción bloquea la influencia de las masas de aire cargadas de humedad provenientes del sur del país), los vientos del oeste y alisios y la corriente fría de Humboldt11 (cuyo efecto moderador del régimen térmico, limita la formación de nubes que generan precipitación). Todo lo anterior sumado con las características topográficas de la costa gobierna el clima de la zona (Aviles Hahuelpan, 2016).

Las hoyas hidrográficas de la zona presentan un carácter árido con influencias del clima desértico del norte y del clima semiárido de Chile central. A continuación, se describe el tipo de clima predominante en la región de emplazamiento de la cuenca costera.

Se describen los climas que predominan en la región donde está ubicada la cuenca de estudio. La finalidad de hacerlo es que estos condicionan el escenario de análisis hidrogeofísico, y propician las condiciones de los aspectos hídricos de la zona de estudio.

1.4.1 Clima de estepa con nubosidad abundante (BSn)

Ocupa las planicies litorales y su influencia se hace sentir hacia el interior, adonde penetra hasta 40 km por los valles transversales y quebradas. Se caracteriza por presentar niveles elevados de humedad y nubosidad, productos de la cercanía del mar. Las temperaturas son muy moderadas y no presentan grandes contrastes térmicos diarios (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

11 La corriente de Humboldt es una corriente oceánica fría que fluye en dirección norte a lo largo de la costa occidental de Sudamérica; también se la conoce como corriente Peruana o del Perú. Fue descubierta en 1800 por el naturalista y explorador alemán Alexander von Humboldt, al medir la temperatura de la zona oriental del Océano Pacífico frente a las costas de Callao (Perú). Se forma frente a las costas de Chile, Perú y Ecuador debido a que los vientos reinantes que soplan paralelos a la costa arrastran el agua caliente de la superficie. Por este motivo, la temperatura de estas aguas es entre 5 y 10 ºC más fría de lo que debería ser, incluso en las proximidades del Ecuador (Duque María, página web: http://fluidos.eia.edu.co/hidraulica/articuloses/interesantes/humboldt/humboldt.htm)


1.4.2 Clima de estepa templado-marginal (BSIW)

Se localiza hacia el interior, donde la influencia oceánica tiende a desaparecer. Se caracteriza por la presencia de una atmósfera más bien seca y con poca nu-bosidad. En comparación con la costa, la temperatura y la oscilación térmica son mayores. Esta zona climática se presenta por sobre los 800 m.s.n.m; su influencia se hace sentir hasta las primeras altitudes de la alta montaña (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

1.4.3 Clima de desierto frío de montaña (BWk’G)

Se manifiesta sobre los 2.000 m.s.n.m. El régimen térmico es más frío; pero las oscilaciones térmicas son menores que en el desierto marginal bajo, debido a la altitud. La humedad relativa es baja; los cielos son predominantemente despejados, diáfanos12 y limpios. La precipitación es muy escasa y se produce casi exclusivamente en los meses de invierno (mayo a agosto). Ésta es de origen frontal y muchas veces nivosa (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008). Las temperaturas bajas y las cantidades apreciables de nieve en el invierno hacen que la línea de nieves eternas se ubique entre los 5.000 y los 6.000 m.s.n.m, razón por la cual a los picachos más altos de la cordillera de la región se les denomina como “nevados” (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

1.4.4 Clima de tundra de alta montaña (EB):

Corresponde a las altas cumbres de la Cordillera de Los Andes, donde el hielo y la nieve persisten durante todo el año. Sobre los 4.000 m.s.n.m, bajo la denomi-nación de climas de alta montaña, se engloban aquellos ambientes que, debido a su altitud, presentan bajas temperaturas durante todo el año, con variaciones por debajo y por sobre 0ºC, pero que ni en el verano alcanzan temperaturas mayores a 10ºC (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008).

Las precipitaciones, de cantidad variable, se producen, por lo general, en forma de nieve, incluso las que ocasionan las raras y breves tormentas de verano. A estas altitudes el aire es seco y el juego diario de las temperaturas por sobre y bajo 0 °C, combinado con las fuertes pendientes, provoca curiosos fenómenos morfológicos (Cepeda, Cabezas, Robles, & Zavala, 2008). Tomando en cuenta los parámetros climáticos y meteorológicos que condicionan la región donde está emplazada la zona de estudio, se procede al análisis y estudio de los aspectos hídricos.

12 Cielo sin nubes.


1.5 Aspectos hídricos

1.5.1 Características fisiográficas de la cuenca costera Elqui-Limarí

La Figura 1.14 presenta los aspectos fisiográficos de la cuenca costera Elqui-Li-marí y de la cuenca del estero El Culebrón.

A partir del Modelo Digital del Terreno de América del Sur, se extrajo los dife-rentes raster que se observan en la Figura 1.14. A continuación, se explica las cuatro imágenes:

· Cuenca costera Elqui-Limarí: en el primer cuadrado se muestra la imagen que hace referencia al contorno de la cuenca costera Elqui-Limarí. Sobre esta imagen se hizo la extracción sobre el raster de América del Sur, y se extrajo exactamente el raster de la cuenca costera.

· Raster de la cuenca costera Elqui-Limarí: en base a esta ima-gen raster de la cuenca costera, se puede definir la dirección de los flujos superficiales, y los puntos de acumulación del recurso hídrico (Cuadro 1.1).

· Dirección de fluidos de la cuenca costera Elqui-Limarí: este pro-ceso se resume, en primer lugar, mediante la creación de una red de orientación. En este proceso se puede definir la dirección del flujo-marca de camino hacia abajo de una célula a la otra.

· Acumulación de fluidos de la cuenca costera Elqui-Limarí: flujo que se acumula en cada célula del raster.

Cuadro 1.1.

Dirección flujos superficiales Código

Este 1

Sureste 2

Sur 4

Suroeste 8

Oeste 16

Noroeste 32

Norte 64

Noreste 128


Figura 1.14. Proceso de extracción de la cuenca costera Elqui-Limarí, a partir de un DEM (Modelo Digital del Terreno). Esta información está disponible online, a partir de la carpeta llamada HydroSHEDS, datos SRTM. Los datos SRTM están disponibles al público desde septiembre de 2003. Datos pro-cesados a partir del TopographyMission, datos satelitales proporcionados por la agencia satelital NASA, a partir de una campaña de medición con el altímetro del transbordador espacial Endeavour en el año 2000.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: USGS, Science for a change World. https://hydrosheds.cr.usgs.gov/dataavail.php.


Para estudiar una cuenca hidrológica se requieren métodos cuantitativos y cualitativos. En el primer caso, es fundamental definir parámetros que repre-senten algunas características particulares e importantes, que pueden ofrecer una información relevante acerca de las variables y los procesos hidrológicos.

1.5.2 Características geométricas

Las características físicas de una cuenca forman un conjunto que influye pro-fundamente en el comportamiento hidrológico de dicha zona tanto a nivel de las excitaciones como de las respuestas de la cuenca tomada como un sistema. Una cuenca hidrográfica actúa como un colector natural, encargada de evacuar parte de las aguas de lluvia en forma de escurrimiento. En esta transformación de lluvias en escurrimiento se producen pérdidas, o mejor, desplazamiento de agua fuera de la cuenca debido a la evaporación y la percolación.

A causa de este ciclo de pérdidas y desplazamientos internos de una cuenca, se hace necesario el estudio y análisis de los parámetros generales, ya que estos recogen aspectos básicos y constituyen la información mínima que debemos conocer para formarnos una primera idea de la naturaleza y comportamiento de una cuenca.

El Cuadro 1.2 presenta los valores físicos del área y perímetro de la cuenca costera Elqui-Limarí y de la cuenca del estero El Culebrón.

Cuadro 1.2.

Área Perímetro Nombre Tipo de cuenca (km2) (km)

Cuenca Costera Elqui-Limarí Cuenca costera exorreica 2.299,42 350,43 Cuenca del Estero El Culebrón Cuenca costera exorreica 206 ~60

Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Laboratorio de Teledetección del Instituto de Investigaciones Agropecuarias INIA-INTIHUASI

La herramienta calcular geometría permite tener acceso a la geometría de las entidades de una capa (representación del objeto de estudio, en este caso la cuenca costera Elqui-Limarí y la cuenca del estero El Culebrón). La herramienta puede calcular valores de coordenadas, longitudes y áreas, dependiendo de la geometría de la capa de entrada13.

13 Esri. ArcMap. Calcular el área, la longitud y otras propiedades geométricas. http://desktop.arcgis.com/es/arcmap/10.3/manage-data/tables/calculating-area-length-and-other-geometric-proper-ties.htm (Consultado el 13 de julio de 2017).


A continuación, se presentan los cálculos y los resultados aplicados a la geo-metría de la cuenca costera Elqui-Limarí a partir de los datos del Cuadro 1.2.

1.5.2.1 Superficie de la cuenca

Para relacionar la forma de una cuenca con la respuesta hidrológica y ciertas características del hidrograma de crecida, se utilizan comúnmente índices de formas adimensionales que relacionan el área de la cuenca con su perímetro “suavizado”, tales como el coeficiente de compacidad de Gravélius y el índice de circularidad. La cuenca Costera Elqui-Limarí posee una superficie de 2.299.42 km2 el punto siguiente sustenta y describe los aspectos de la cuenca costera.

1.5.2.2 Forma de la cuenca

En la caracterización física de la cuenca costera Elqui-Limarí, se utilizó el factor de forma, que se representa a través del coeficiente de Gravélius (Ecuación 1.1) y da la relación entre el perímetro de la cuenca y la circunferencia del círculo que tiene la misma superficie, comparando la forma de la cuenca con la de una circunferencia (Fuentes Junco, 2004). El coeficiente de Gravélius se obtuvo a partir de la siguiente ecuación.

Kg = 0,28 P/ A

Kg = 0,28 (350.43/ 2299,42)

Kg = 2,04

Dónde:Kg = Índice de compacidad de Gravélius,P = Perímetro de la cuenca costera (km)A = Superficie de la cuenca costera (km2)

Un índice de compacidad de Gravélius de 2,04, indica una cuenca hidrológica alargada. La Figura 1.15 ilustra las formas de las cuencas hidrológicas, de acuerdo con los diferentes índices de compacidad de Gravélius. De acuerdo con la forma observada, se puede estudiar el impacto directo que tiene el recurso hidrográfico, y en la recarga superficial anual de la cuenca.


Este coeficiente define la forma de la cuenca, respecto a la similaridad con for-mas redondas, dentro de rangos que se muestran a continuación (FAO, 1985):

· Clase Kc1: Rango entre 1 y 1,25 corresponde a forma redonda a oval redonda,· Clase Kc2: Rango entre 1,25 y 1,50 corresponde a forma oval redonda a oval

oblonga,· Clase Kc3: Rango entre 1,5 y 1,75 corresponde a forma oval oblonga a rec-

tangular oblonga,· Clase Kc4: Rango mayor a 1,6 corresponde a forma rectangular oblonga.

1.5.2.3 Largo de la cuenca

El largo de la cuenca costera se puede estimar a partir de la Ecuación 1.2.

L = [(P + (P2+16A))/4]

L = [(350,43 + (350,43)2+16(2299,42))/(4)]

L = 187,48 km

Donde: L = Largo de la cuenca costera (km)P = Perímetro de la cuenca costera (km) A = Superficie de la cuenca costera (km2)

Figura 1.15. Diferentes formas de cuencas hidrológicas de acuerdo a los valores del índice de compacidad de Gravélius.Fuente: Características de una cuenca hidrológica. http://echo2.epfl.ch/VICAIRE/mod_1a/chapt_2/main.htm (Consultado el 21 de mayo de 2017).


1.5.2.4 Relieve

La influencia del relieve sobre la escorrentía se puede estimar a partir de los parámetros hidrometeorológicos, ya que estos varían con la altitud (precipi-taciones, temperaturas, etc.) y la morfología de la cuenca. La importancia de conocer el relieve de una cuenca hace referencia a la velocidad de la escorrentía en la superficie.

La escorrentía es la parte de la precipitación que llega a alimentar a las corrientes superficiales, continuas o intermitentes, de una cuenca. Existen distintos tipos de escorrentías dependiendo de su procedencia:

1.5.2.4.1 Escorrentía superficial o directa

La Escorrentía Superficial o Directa es la precipitación que no se infiltra en ningún momento y llega a la red de drenaje moviéndose sobre la superficie del terreno por la acción de la gravedad. Corresponde a la precipitación que no queda tampoco detenida en las depresiones del suelo, y que escapa a los fenómenos de evapotranspiración14.

1.5.2.4.2 Escorrentía hipodérmica o Subsuperficial

Es el agua de precipitación que, habiéndose infiltrado en el suelo, se mueve sub-horizontalmente por los horizontes superiores para reaparecer súbitamente al aire libre como manantial e incorporarse a microsurcos superficiales que la conducirán a la red de drenaje15.

1.5.2.4.3 Escorrentía Subterránea

Es la precipitación que se infiltra hasta el nivel freático, desde donde circula hasta alcanzar la red de drenaje16.

14 Capítulo 5. Escorrentía. http://caminos.udc.es/info/asignaturas/grado_itop/415/pdfs/Capitulo%205.pdf (Consultado el 9 de julio de 2017).15 Ibíd. 16 Ibíd.


1.5.3 Características fisiográficas de la cuenca del estero El Culebrón

La hoya hidrográfica del Estero Culebrón es una pequeña cuenca costera de 206 km2 (Godoy Urrutia, 2012) situada entre los Ríos Elqui y Limarí. Se trata de una cuenca exorreica, que limita al norte con la cuenca del Río Elqui y con pequeñas cuencas costeras pertenecientes al interfluvio Elqui – Culebrón.

Al este y sur con las cuencas de los Ríos Elqui y Lagunillas; al poniente con el interfluvio costero Culebrón - Lagunillas, donde se sitúan una serie de playas de importancia como La Herradura, Maitencillo, Totoralillo y Morrillos. Hasta el sector denominado Pan de Azúcar, la cuenca presenta, en general una orientación S-N, desde donde adquiere un sentido SE-NW (INGEOREC, 2008).

En general, se puede decir que la cuenca del Estero Culebrón prácticamente carece de recursos propios, recogiendo aguas de derrames de riego artificial y drenajes, procedentes mayoritariamente del Canal Bellavista que extrae aguas del Río Elqui y que parte de ellas llegan a la cuenca del Estero Culebrón (IN-GEOREC, 2008).

La Figura 1.16 muestra los procesos de extracción de la cuenca ya estudiada, pero enmarcando el área que cubre la cuenca del estero El Culebrón.

Tomando en cuenta el área que comprende el estero El Culebrón, y la geomorfo-logía ya descrita para la misma, se procede al estudio y análisis de la superficie, forma y largo del estero El Culebrón.

1.5.3.1 Características geométricas del estero El Culebrón

1.5.3.1.1 Superficie del estero El Culebrón

El estero El Culebrón posee una superficie de drenaje aproximado de 206 km2 (Godoy Urrutia, 2012). La superficie del estero El Culebrón es limitado por las cotas de las elevaciones que enmarcan el estero como un valle exorreico.


Figura 1.16. Ubicación del estero El Culebrón en la extracción de la cuenca costera Elqui – Limarí. La tercera ilustración muestra los sentidos de los flujos superficiales ubicados dentro del estero El Culebrón; de igual manera, la cuarta ilustración muestra los cursos fluviales ubi-cados en el estero El Culebrón.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: USGS, Science for a change World. https://hydrosheds.cr.usgs.gov/dataavail.php.


1.5.3.1.2 Forma del Estero El Culebrón

Aplicando el factor de forma de Gravélius (Ecuación 1.1), se obtiene el siguiente valor de factor de forma:

Kg = 0,28 P/ A

Kg = 0,28 (60,00/ 206,00)

Kg = 1,17

Este valor adimensional, independiente del área estudiada tiene por definición un valor de 1 para cuencas imaginarias de forma exactamente circular. Los valores de Kc nunca serán inferiores a 1. El calor encostrado de 1,17 indica una tendencia a concentrar fuertes volúmenes de aguas de escurrimiento, lo cual quiere decir que entre más bajo sea Kc, mayor será la concentración de agua (Cortolima, S/A).

1.5.3.1.3 Largo del Estero El Culebrón

A partir de la Ecuación 1.2, se puede estimar el largo del estero:

L = [(P + (P^2+16A))/4.00]

L = [(14,35 + (14,35) ^2+16,00(206,00))/(4,00)]

L = 43,94 km

1.6 Aspectos hidrogeológicos

1.6.1 Contexto general – cuencas limítrofes a la cuenca costera Elqui-Limarí

La geología identifica las formaciones litoestratigráficas a partir de las carac-terísticas de los materiales y de la estructura del subsuelo. Estas determinan, por las informaciones de aguas subterráneas, las formaciones hidrogeológicas (Castany, 1982).

Las formaciones hidrogeológicas permeables constituyen los depósitos de agua subterránea o acuíferos, determinándose a partir de ellos, su configuración y es-


tructura del reservorio. La localización en función a la profundidad y la extensión geográfica de los acuíferos o zonas hidrogeológicas, están estrictamente ligadas a las formaciones hidrogeológicas (Castany, 1982).

Según Castany, 1982 un acuífero es un sistema dinámico caracterizado por su configuración y su estructura, las funciones de su reservorio y sus comporta-mientos. La identificación de un acuífero reposa sobre tres criterios:

· Criterios geológicos,· Criterios hidrodinámicos,· Criterios hidroquímicos.

Para Castany, 1982 la alimentación, el almacenamiento y la escorrentía del agua subterránea son impuestas, en primer lugar, por la geología, bases fundamen-tales de la hidrogeología. Un acuífero es un sistema hidrológico, determinado, desde un inicio por el dominio de espacio subterráneo finito y continuo llamado reservorio. El reservorio es caracterizado por el siguiente conjunto:

· Su configuración: la configuración describe el contorno, sus dimensiones (volumen) y la naturaleza de sus límites geológicos;

· Su localización: localización en el subsuelo a partir de la altitud y de la pro-fundidad de los límites geológicos;

· Su estructura: la estructura es determinada por la litología y el análisis es-tructural. Ella es identificada por las características físicas, geoquímicas y estructurales de los materiales que constituyen el reservorio.

Los aspectos hidrogeológicos de la cuenca costera Elqui-Limarí, depende de las cuencas hidrológicas Elqui y Limarí, cuencas subyacentes, cuyos acuíferos están conectados hidrodinámicamente. A continuación, se procede a explicar brevemente los aspectos hidrogeológicos de las cuencas subyacentes.

1.6.1.1 Hidrogeología de la cuenca el Elqui

La cuenca hidrogeológica del Elqui, se extiende desde la latitud 29º18 por el norte hasta la latitud 30º26 por el sur. En la parte alta, destaca la existencia de permeabilidad muy baja debido a la existencia de rocas metamórficas y sedi-mentarias, volcánicas y plutónicas e hipabisales del período paleozoico motivo por el cual el escurrimiento subterráneo ocurre paralelo a los cauces.


De acuerdo a la Dirección General de Aguas 2004, destacan claramente tres escurrimientos:

· En dirección ESW paralelo al río Turbio hasta el poblado de Rivadavia con una profundidad promedio de 45 m y productividad de 50 m3/h/m. Este acuífero escurre a través de rocas de permeabilidad muy baja encauzándose paralelo al río Turbio.

· En dirección Sur a Norte por un lecho de rocas Plutónicas escurren aguas subterráneas paralelas al río Claro o derecho hasta la confluencia con el Turbio en Rivadavia.

· En dirección EW, desde Rivadavia hasta la desembocadura a La Serena. Esta zona está conformada por depósitos no consolidados o rellenos con profun-didades freáticas que varían de los 17 a los 3 metros, encajonados por rocas sedimentario – volcánicas de muy baja productividad. En este sector del valle, el acuífero freático que se extiende ininterrumpidamente a lo largo de todo el valle sólo muestra un leve grado de semiconfinamiento en el sector terminal (La Serena). Dicho acuífero presenta valores de transmisividad variable entre 4.200 y 100 m2/día, estimándose como valor medio unos 500 m2/día.

1.6.1.2 Hidrogeología de la cuenca Limarí

La cuenca hidrográfica del río Limarí se extiende desde la latitud 30º 09’ por el norte hasta la latitud 31º 22’ por el sur. En la parte alta destaca la existencia de permeabilidad muy baja debido a la existencia de rocas plutónicas e hipabisales del Paleozoico Plutónico, de muy baja permeabilidad hidráulica.

En la sección media, predominan las rocas volcánicas sedimentarias del cre-tácico Terciario con algunas intrusiones de Terciarias plutónicas de muy baja permeabilidad. Las características de impermeabilidad de las rocas originan que el acuífero escurra paralelo a los cursos de agua.

De acuerdo con la Dirección General de Aguas 2004, destacan claramente tres escurrimientos:

· En dirección SW que escurre paralelo al río Hurtado con profundidades freáti-cas que van de los 2 a los 3,6 m, hasta las cercanías de la localidad de Ovalle.


· En dirección NWW (por un lecho de rocas sedimentario – volcánicas del Cretácico Terciario mixto y Plutónicas del Terciario) escurre un acuífero paralelo al río Grande hasta la confluencia con el río Hurtado en Ovalle. Destacan los bajos niveles freáticos de los acuíferos que van desde los 17 a los 4,5 m.

· En dirección SN escurre el último acuífero paralelo al río Combarbalá hasta el Embalse La Paloma por un lecho de rocas impermeables constituido de rocas sedimento, volcánicas con profundidades freáticas de 3 a 1,5.

· En dirección SWW, desde la confluencia del Limarí con Hurtado a la altura de Ovalle hasta la desembocadura al acuífero, escurre por un lecho de depósitos no consolidadas y rellenos hasta el sector de Barraza, lugar donde atraviesa un lecho de rocas plutónicas del Jurásico hasta la desembocadura al mar con profundidades que van desde los 3,1 a 1,21 m.

1.6.1.3 Hidrogeología de la cuenca costera Elqui-Limarí

La hidrogeología de la cuenca costera Elqui-Limarí consta de tres cuerpos freá-ticos: Peñuelas, Culebrón y Lagunillas. Por efectos de este estudio, se presenta únicamente el acuífero del estero El Culebrón.

1.6.1.3.1 Estero El Culebrón

En el estero El Culebrón se ubica el acuífero El Culebrón. Este acuífero limita al noreste con el acuífero Peñuelas, al sur con el acuífero Lagunillas, al este con el acuífero Elqui-bajo y al oeste con la plataforma costera de la cuenca costera Elqui-Limarí. El canal Bellavista atraviesa el estero El Culebrón de Norte a Sur pasando por la comunidad de Pan de Azúcar, este canal es utilizado para la irri-gación y recarga artificial del acuífero (ver Anexo 1)

La cuenca del Estero Culebrón se ubica a unos 5 kilómetros de la costa y se encuentra rodeado por cadenas de cerros con alturas de hasta 900 m.s.n.m., en el borde oriental y 700 m.s.n.m. en el borde occidental (INGEOREC, 2008). En el límite sur del área de estudio, la serranía del sector oeste se cierra parcialmente hacia el Este estrangulando parcialmente el valle del estero El Culebrón. En esta zona de acortamiento, el valle de la cuenca del Estero Culebrón se une con la zona llana de la cuenca del estero Lagunillas (INGEOREC, 2008).


La cuenca del estero Culebrón es una cuenca exorreica de orientación norte sur y se encuentra rodeada en sus bordes Este, Oeste y parcialmente en el límite sur por afloramientos de roca, quedando el límite Norte llano y libre de aflora-mientos (INGEOREC, 2011).

Según la Dirección General de Aguas (DGA), el acuífero de Culebrón-Lagunillas comprende tres subsectores hidrogeológicos denominados Peñuelas, Culebrón y Lagunillas. Es importante destacar que los tres sectores considerados para el acuífero Culebrón Lagunillas han sido declarados por la DGA áreas de restricción y, por lo tanto, no se han otorgado nuevos derechos de explotación permanente de agua subterránea desde marzo de 2002 en el sector Peñuelas, desde diciem-bre de 1995 en el sector Culebrón y desde noviembre de 1993 en el sector de Lagunillas (INGEOREC, 2008).

Sin embargo, siguen construyéndose pozos ilegales para la explotación, sin un previo estudio para determinar el caudal de explotación adecuado a las condi-ciones del acuífero.

La Figura 1.17 ilustra la ubicación del acuífero El Culebrón en la cuenca costera Elqui-Limarí.

Figura 1.17. Ubicación del acuífero El Culebrón en la cuenca costera Elqui-Limarí.


1.6.1.3.1.1 Unidades hidrogeológicas del estero El Culebrón

A partir de la revisión geológica del estero, datos piezométricos y perfiles geofí-sicos gravimetría y TEM, se ha logrado definir para el área de estudio cuatro unidades hidrogeológicas (INGEOREC, 2008).

A partir de estas unidades hidrogeológicas se puede reconocer la profundidad del basamento en diferentes secciones transversales al valle; así como unida-des sedimentarias y el nivel de saturación del acuífero. La Figura 1.18 ilustra el perfil hidrogeofísico a partir del perfil 3 de la Figura 1.4 (mapa geológico de la cuenca del estero El Culebrón).

Figura 1.18. Unidades situadas al sur del sector de Pan de Azúcar, estero El Culebrón. Se visualizan las cuatro unidades presentadas por el estudio geofísico INGEOREC 2007, primera unidad (color naranja), segunda unidad (color verde), tercera unidad (color azul), cuarta unidad (color rosa).Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2008, página 51.

1.6.1.3.1.1.1 Unidad I

Unidad ampliamente distribuida en la cuenca sedimentaria con desarrollo muy homogéneo en la subcuenca central, de espesor y características más variables en el área de la subcuenca Oeste.

Figura 1.19. Perfil hidrogeológico de la primera. unidad.Fuente: INGEOREC, 2008.

INGEOREC, 2008 indica una profun-didad variable entre 20 y 40 m. Esta unidad está conformada por limos y arcilla con contenidos muy subordi-nados y variables de arenas y clastos tamaño grava. La Figura 1.19 ilustra el perfil hidrogeológico correspondiente al perfil geofísico 2 de la Figura 1.4.


Esta unidad aflora y representa la porción superior de las unidades de origen marino correspondiente a la Formación Coquimbo y de origen fluvio aluvional correspondiente a la Formación Confluencia, por lo que su composición varia drásticamente en un perfil Oeste – Este. En el sector de la subcuenca Oeste estos sedimentos presentan coloración parda blanquecina a pardo claro y corresponden a sedimentos finos (INGEOREC, 2008).

En el sector dominado por la formación Confluencia, esta unidad hidrogeológica presenta coloración pardo café y está conformada por limos y arcillas de compo-sición mortmorillonita. El contacto entre los sedimentos marinos y continentales es gradual y por interdigitación (INGEOREC, 2008).

La presencia de este estrato superficial de material fino explica semi-confina-mientos locales que presenta el acuífero. Inmediatamente al sur del cerro Pan de Azúcar esta unidad descansa directamente sobre rocas del basamento en el sector de separación entre las subcuencas oeste y central (INGEOREC, 2008).

1.6.1.3.1.1.2 Unidad II

Presente exclusivamente en el dominio de la subcuenca Oeste, está conformada por sedimentos no consolidados a semi-consolidados de origen transicional cos-tero a marino costero. El sector norte de la subcuenca oeste alcanza un máximo de 70 m y 25 a 30 m en el área central, en el sector sur, cerca de la quebrada Lagunillas, su espesor alcanza entre 40 y 50 m (INGEOREC, 2008).

Litológicamente está constituida por areniscas, areniscas calcáreas bioclásticas y calizas. En general los estratos de calizas se ubican en profundidad, los que gradan hacia arriba y hacia la desembocadura a areniscas bioclásticas y areniscas, evi-denciando un lento proceso de regresión marina en el sector (INGEOREC, 2008).

1.6.1.3.1.1.3 Unidad III

Esta unidad alcanza grandes profundidades en el dominio de la subcuenca central, llegando a presentar espesores de hasta 210 m en el centro y sobre 300m en el área Norte del valle. El espesor de esta unidad disminuye rápidamente hacia el sector oriente, alcanzando espesores mínimos en la zona de trazado del Canal de Bellavista. Hacia el Este y ya en terrenos de la subcuenca oriental aumenta el espesor de estos sedimentos hasta 50 metros (INGEOREC, 2008).


Esta unidad sedimentaria se encuentra tanto en la subcuenca central como oriental y está conformada por sedimentos continentales de la Formación Con-fluencia, de origen fluvio aluvial en el sector central del valle (subcuenca central) y con facies aluviales que engranan por interdigitación con las primeras en el área oriental del valle (subcuenca central y subcuenca este), (INGEOREC, 2008).

La Figura 1.20 representa el perfil geofísico 5 de la Figura 4 correspondiente al sector de Cerrillos.

Figura 1.21. Perfil hidrogeológico del fondo el Sauce y Condominio Don Osvaldo.Donde se observa un afloramiento de la cuarta unidad hacia el centro de Pan de Azúcar, dividiendo la cuenca hidrogeológica en dos zonas. Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2007, página 52.

Figura 1.20. Perfil litológico del sector de Cerrillos.Con una profundidad de 130 a 140 metros, donde se han reconocido gravas y arenas. El espesor de esta unidad disminuye rápidamente hacia el sector oriente, alcanzando espesores mínimos en la zona de trazado del Canal Bellavista. Hacia el este y ya en terrenos de la subcuenca oriental aumenta el espesor de estos sedimentos hasta 50 m.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2007, página 52.

La Figura 1.21 representa el perfil 6 de la Figura 1.4 correspondiente al sector del Sauce y Condominio Don Osvaldo.


1.6.1.3.1.1.4 Unidad IV

El basamento rocoso está formado predominantemente por rocas consolidadas volcánicas e intrusivas mesozoicas. Tanto en el borde Este como Oeste afloran extensamente facies volcánicas de las formaciones Agua Salada, Quebrada Marqueza y Arqueros (INGEOREC, 2008).

La presencia de rocas intrusivas hace suponer que el área central de la cuenca puede estar conformado por un alto porcentaje de rocas de origen intrusivo. Estas rocas poseen algún grado de permeabilidad secundaria dada por fracturas y estructuras mayores tipo fallas (INGEOREC, 2008).

1.6.1.3.1.2 Descripción y geometría del acuífero El Culebrón

A partir de estudios gravimétricos se reconocen tres subcuencas sedimentarias orientadas en sentido Norte-sur separado entre sí por el alzamiento del basa-mento rocoso, el cual aflora en forma de cerro isla en el área de Pan de Azúcar. El diseño de la cuenca tiene origen tectónico, desarrollada a partir de una tectó-nica distensiva que se expresa en forma de fallas normales de orientación Nor-te-Sur. La cuales han desarrollado en el sector una tectónica de pilares y cubetas.

1.6.1.3.1.2.1 Subcuenca oeste

Longitudinalmente abarca toda el área de estudio principal, y ha sido reconocida desde el sector del cerro de Pan de Azúcar hasta el área de la quebrada Laguni-llas. El ancho de esta subcuenca es variable, su porción más angosta en el área de Pan de Azúcar alcanza 1 kilómetro. Hacia el sur, en el sector de Lagunillas, el ancho aumenta hasta llegar a casi 3 kilómetros.

Esta subcuenca muestra mayor profundidad en ambos extremos, alcanzado 130 m en el área norte y 100 m en el sector sur (INGEOREC, 2008). La Figura 1.22 ilustra el perfil al Oeste de la subcuenca del acuífero El Culebrón correspondiente al perfil 6 de la Figura 1.4.

1.6.1.3.1.2.2 Subcuenca central

Al igual que la subcuenca Oeste abarca longitudinalmente toda el área de es-tudio, pero posee un ancho mayor y conjunto de aproximadamente 3,5 kilóme-tros. Esta subcuenca presenta las mayores profundidades sedimentarias para


Figura 1.22. Perfil longitudinal de la subcuenca Oeste. Esta figura denota la gran diferencia de espesor del relleno sedimentario, la profundidad del nivel piezométrico (líneas de color azul) llegando a drenar hacia la parte central de la subcuenca. La subcuenca oeste presenta tres unidades (primera, segunda y tercera unidad) bien definidas.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2007, página 53.

Figura 1.23. Perfil longitudinal de la subcuenca central. Se presentan tres unidades bien definidas. La primera unidad con un espesor promedio de 40 metros, la tercera unidad con un espesor que varía desde los 100 metros hacia el sector este de la subcuenca central, llegando hasta un espesor promedio de 300 metros hacia el sector oeste de la subcuenca central, alcanzando esta unidad una mayor profundad hacia este mismo sector. La cuarta unidad presenta un espesor aproximado de entre 60 a 120 metros a lo largo de todo el perMapa 9. Ubicación de la estación SMDdad presenta una mayor profundidad de localización hacia el sector oeste.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2007, página 53.

el área, con un incremento de espesor de Sur a Norte. En el área sur el relleno sedimentario alcanza 125 – 175 m, llegando en el extremo Norte hasta los 350 m (INGEOREC, 2008).

El gran espesor alcanzado en el sector Norte puede tener relación con el efecto tijera desarrollado por el movimiento de rotación por basculamiento de los bloques tectónicos sobre el plano de falla. La Figura 1.23 ilustra la subcuenca central del acuífero El Culebrón.


1.6.1.3.1.2.3 Subcuenca este

Se localiza al este de la traza del canal Bellavista y presenta dimensiones meno-res. Longitudinalmente está acotada a la zona central y presenta una profundidad máxima de 75 m. Esta subcuenca no tendría importancia hidrogeológica debido a que sus posibilidades de recarga son mínimas.

1.6.1.3.1.3 Parámetros hidrodinámicos del acuífero El Culebrón

Por definición, un parámetro físico define cuantitativamente el comportamien-to de un medio o un cuerpo conductor de un fluido, es decir su capacidad para contenerla, permite su flujo y regula su propagación de influencia.

Los parámetros estimados para un acuífero son la transmisividad, la permeabili-dad, el coeficiente de almacenamiento y la porosidad efectiva. Estos parámetros pueden ser determinados directamente desde un laboratorio o en el campo, sobre todo cuando se realizan pruebas de bombeo.

Los cálculos que se realizan a continuación, se basan en datos de niveles piezométricos del acuífero El Culebrón, tomados en el predio el Sauce I por la empresa Valle Grande S.A., y mapas de curvas piezométricas del informe INGEOREC, 2008.

1.6.1.3.1.3.1 Gradiente hidráulico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

El gradiente hidráulico hace referencia al movimiento natural del agua del acuífero en régimen natural. Este gradiente hace referencia a la parte Oeste del acuífero El Culebrón, calculado a partir de la superficie piezométrica correspon-diente a junio del 2007 del área suroeste del acuífero.

Para su realización se tomaron dos isopiezas y se midió a escala del mapa para obtener la distancia entre ambas isopiezas, luego se procedió a calcular el gra-diente hidráulico (Figura 1.24). Cabe resaltar que el gradiente hidráulico puede variar de un área del acuífero al otro.


i = [(ha – hb) / (L)]i = [(101m – 89m) / 5350m]

i = 2,2x10-2

Donde: i = Gradiente hidráulico ha = Carga Ahb = Carga BL = Distancia que separa ambas cargas (A – B)

Figura 1.24. Ilustración de los puntos A y B tomados en el mapa piezométrico del centro sur del acuífero El Culebrón.Fuente: INGEOREC. Compañía Minera Carmen de Andacollo, Hidrogeología y modelo numérico de la cuenca del estero Culebrón, primera etapa, Coquimbo – 2007, página 53.

Un valor de 2,2x10-2 como gradiente hidráulico, significa que, en una distancia de 5.350 m, la escorrentía interna del acuífero se mueve a gravedad a través de una pendiente de 2%. Esto a partir de un punto A con una altitud de 101 m.s.n.m hasta un segundo punto B, a una altitud de 89 m.s.n.m. La Figura 1.24 ilustra la parte centro-Sur del acuífero El Culebrón, exactamente el área sobre el cual se estimó el gradiente hidráulico. Este mapa tiene una escala de 1:50.000.


1.6.1.3.1.3.2 Transmisividad (T) de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

La transmisividad hace referencia al caudal que atraviesa por unidad de largo (L) un acuífero, bajo el efecto de unidad de gradiente hidráulica. La transmisivi-dad para la parte Oeste del acuífero fue calculada a partir del método de Theis, método a explicar a continuación:

1.6.1.3.1.3.2.1 Método de Theis

El método de Theis trabaja a partir de dos parámetros importantes para deter-minar la transmisividad (T), estos dos parámetros son el tiempo (t) y la diferencia de carga hidráulica según el gráfico de Theis (SA) (Figura 1.25).

Figura 1.25. Curva ilustrativa del método de Theis. Esta curva se grafica a partir de datos de prueba de bombeos. Este es un gráfico trabajado directamente a partir de una plantilla Excel. El modo de interpretación es el siguiente: se toma una curva patrón de Theis (línea color rojo). Se superpone con la curva de campo (curva color negro), desplazando los ejes de ambos gráficos hasta la perfecta, o más perfecta, coincidencia posible entre dicha curva patrón y la formada por la sucesión de pares de valores T y SA tomados en campo, teniendo la precaución de desplazar siempre los ejes paralelos entre sí. Se toma un punto cualquiera del gráfico patrón, que coincidirá con un punto en el de campo. Se tienen así dos pares de valores T y SA, valores a aplicar en las ecuaciones para encontrar la transmisividad y posteriormente el coeficiente de almacenamiento. Fuente: Curso de hidrogeología cuantitativa. Maestría en hidrología e hidrogeología, Universidad Pierre et Marie Curie. París - Francia 2016.


A partir de la prueba de bombeo realizada en cuatro pozos en los predios del Sauce I (ver Anexo 3, 4, 5 y 6) se encontraron los siguientes datos según la gráfica de Theis (Figura 1.26). · t = Tiempo (s),· SA = Carga hidráulica (m).

A continuación, se aplica el método de Theis para las pruebas de bombeos rea-lizadas en los predios del Sauce.

La Figura 1.26 presenta el método de Theis aplicado a los valores obtenidos de la prueba de bombeo para los pozos 1, 2, 5 y 6 del Sauce I.

Figura 1.26. Se observa un comportamiento similar para los cuatro pozos. Las pruebas de bombeo fueron realizadas en abril de 2008. Cabe señalar que estos pozos se encuentran próximos uno del otro, con una distancia mayor a 200 metros. Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.


Cuadro 1.3. Valores estimados de tiempo y carga hidráulica a partir de la recta del gráfico de Theis.

1) Parámetros según Theis para el pozo 1 2) Parámetros según Theis para el pozo 2 t = 0,01967886 s, t = 0,07144963 s, SA = 6,48634434 m. SA = 6,59173895 m.

3) Parámetros según Theis para el pozo 5 4) Parámetros según Theis para el pozo 6 t = 0,02654606 s, t = 0,0935406 s, SA = 6,15176873 m. SA = 4,0644333 m.

Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Los datos fueron tomados del registro de los predios el Sauce, Empresa Valle Grande SA. La elaboración e interpretación de los gráficos a partir del método de Theis fue llevado a cabo por el estudiante tesista de maestría en hidrología e hidrogeología Gustavo Cárdenas-Castillero.

Cuadro 1.4.

1) Transmisividad para el pozo 1 2) Transmisividad para el pozo 2 T = Q/4πSA T = Q/4πSA T = [(0,032 m3/s)/{4(3,1416)(6,48634434 m)}] T = [(0,032 m3/s)/{4(3.1416)(6.59173895 m) T = 3,93x10-4 m2/s T = 3,86x10-4 m2/s

3) Transmisividad para el pozo 5 4) Transmisividad para el pozo 6 T = Q/4πSA T = Q/4πSA T = [(0,032 m3/s)/{4(3.1416)(6.15176873 m)}] T = [(0,032 m3/s)/{4(3.1416)(4.0644333 m) T = 4,14x10-4 m2/s T = 6,23x10-4 m2/s

Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Los datos fueron tomados del registro de los predios el Sauce, Empresa Valle Grande SA. La elaboración e interpretación de los gráficos a partir del método de Theis fue llevado a cabo por el estudiante tesista de maestría en hidrología e hidrogeología Gustavo Cárdenas-Castillero.

Una vez estimados el tiempo y la carga, se obtuvieron los siguientes valores para cada pozo (Cuadro 1.3):

Estimados los valores de tiempo y carga hidráulica partir del gráfico de Theis, se procede a calcular la transmisividad a través de la Ecuación 4 de Theis:

T = Q/4πS ADonde: T = Transmisividad (m2/s),Q = Caudal (m3/s),π = pi (valor 3,1416),SA = Diferencia de carga (m).

El Cuadro 1.4 presenta los valores encontrados de transmisividad para los 4 pozos del predio el Sauce.


Para obtener una sola transmisividad se procede a realizar una sumatoria y posteriormente un promedio. A partir de este valor medio de transmisividad se estiman los demás parámetros hidrogeológicos (Ecuación 1.5).

n S Xi = x1 + x2 + x3 + x4 i = 1 N

S = 3,93x10-4 + 3,86x10-4 + 4,14x10-4 + 6,23x10-4

4

S = 4,54x10-4 m2/s

1.6.1.3.1.3.3 Coeficiente de almacenamiento (S) de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

El coeficiente de almacenamiento se define como la fuente de agua disponible en función a la porosidad eficaz del medio, liberando agua por depresión del medio subterráneo. En un acuífero libre el agua es liberada por gravedad, al contrario de una napa captiva, que libera el agua por depresión17. En resumen, el coeficiente de almacenamiento es la relación del volumen de agua liberado o almacenado por unidad de superficie de un acuífero, según la variación de la carga hidráulica correspondiente. A partir de la Ecuación 1.6, se estima un coeficiente de almacenamiento aproximado:

S = 4Tt/r2

S = [{(4)*(4,54x10-4 m2/s)*(0,0528037875 s)} / (20 m)2]S = 3,71 x 10-2

Donde:S = Coeficiente de almacenamiento, T = Transmisividad (m2/s),T = Tiempo (s),r = Distancia entre el pozo y el piezómetro (m).

17 Definición de coeficiente de almacenamiento según la página web: http://members.unine.ch/philippe.renard/hydrogen/node20.html (Consultado el 9 de julio de 2017).


1.6.1.3.1.3.4 Permeabilidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

La permeabilidad es una característica que representa la facilidad de un material en dejar transferir un fluido a través de un cuerpo conectado. En otras palabras, la permeabilidad de un medio poroso corresponde en dejarse atravesar por un fluido (líquido o gas) bajo los efectos de la gradiente de presión. Se puede cal-cular una permeabilidad aproximada a partir de la Ecuación 1.7.

K = T/e K = (4,54 x 10-4 m2/s) / (100 m)

K = 4,54 x 10-6 m/s

Donde:K = Permeabilidad (m/s)T = Transmisividad (m2/s)e = Espesor del acuífero (m)

La permeabilidad estimada a partir de los datos del Sauce I con un orden de 10-6, coinciden con las permeabilidades observadas en la bibliografía consul-tada (CORFO, 2015) para la parte Suroeste del acuífero. Además, para un medio compuesto principalmente por arenas, arcillas y limos, un orden de 10-6 de permeabilidad es pertinente para la composición litológica del sitio.

1.6.1.3.1.3.5 Difusividad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

La Difusividad hace referencia a la capacidad que tiene un elemento disuelto en desplazarse en la masa de agua del acuífero (Ecuación 1.8).

D = T/Wd D = (4,54 x 10-4 m/s) / (3,71 x 10-2)

D = 1,23 x 10-2 m2/s

Donde:D = Difusividad (m2/s),T = Transmisividad (m2/s),Wd = Porosidad de drenaje, la cual puede ser remplazada por el coeficiente de almacenamiento (S), cumpliéndose la condición de una napa libre.

Una difusividad de 1,23x10-2 m2/s, hace referencia a la capacidad que tiene el acuí-fero de actuar como medio de transporte de una sustancia. La difusividad es inferior a la transmisividad, ya que esta depende de T como medio de desplazamiento.


1.6.1.3.1.3.6 Velocidad media de la escorrentía de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

La velocidad media de la escorrentía del acuífero hace referencia a la velocidad que recorre en metros por segundo de un punto A hasta un punto B. En este caso, se toman los puntos para estimar el gradiente hidráulico (Ecuación 1.9).

U = K * iU = (1,51 x 10-5 m/s) * (2,2 x 10-2)

U = 3,3 x 10-7 m/s

Donde: U = Velocidad de la escorrentía (m/s), K = Permeabilidad (m/s),i = Gradiente hidráulica.

La velocidad media de la escorrentía depende directamente de la litología del medio. Esta velocidad ha sido estimada con datos del año 2007, donde el nivel piezométrico del acuífero se encontraba aproximadamente a 100 m.s.n.m. com-puesto principalmente por arenas, arcillas y limos (ver Capítulo 3).

1.6.1.3.1.3.7 Velocidad de poro de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

La velocidad de poros toma en cuenta el movimiento del agua a través de los espacios vacíos del suelo. Aplica directamente la velocidad media de escorrentía y la porosidad de drenaje. En el caso que no se dispongan de datos de porosidad de drenaje, se puede reemplazar este dato por el coeficiente de almacenamiento cuando el acuífero es libre.

A continuación, se estima la velocidad de poros (Ecuación 1.10).

u* = U / Wdu* = [(3,3 x 10-7 m/s) / (3,71 x 10-2)]

u* = 1,0 x 10-8 m/s

Donde:u* = Velocidad de poros (m/s),U = Velocidad de escorrentía (m/s),Wd = Porosidad de drenaje, la cual puede ser igual al coeficiente de almacena-miento (Wd = S)


Un medio arcilloso posee la característica de tener un buen coeficiente de al-macenamiento, pero una débil capacidad de velocidad entre los poros de esta. Seguido se presenta la superficie piezométrica para los años 1985, 1990, 1995, 2000, 2005, 2010 y 2012.

1.6.1.3.1.4 Superficie piezométrica del acuífero el culebrón

La superficie piezométrica hace referencia a la superficie definida por todos los puntos en los que la presión del agua de un acuífero libre o confinado es igual a la presión atmosférica. Su geometría puede establecerse a partir de las obser-vaciones del nivel piezométrico en un número suficiente de pozos que penetren solo ligeramente en la zona saturada. El límite superior de la zona saturada de un acuífero libre constituye un caso particular de superficie piezométrica (superficie freática).

A continuación, se presenta la superficie piezométrica para el mes de diciembre de los años 1985, 1990, 1995, 2000, 2005, 2010 y 2012. Con la finalidad de tener un concepto de la variabilidad del nivel freático en un periodo de 27 años. Los datos piezométricos utilizados se presentan en el Anexo 7 al 13.

Los datos de superficie piezométrica corresponden a la base de datos de la Dirección General de Aguas de La Serena. Estos datos fueron seleccionados por diferentes estaciones según los años disponibles y ordenados en Excel18, luego fueron interpolados a través de las herramientas proporcionadas por ArcGis.

La interpolación de Kriging (herramienta disponible es ArcGis) se realizó para las figuras de superficie piezométrica. Kriging es un procedimiento geoestadístico avanzado que genera una superficie estimada a partir de un conjunto de puntos dispersos con valores z.

A diferencia de otros métodos de interpolación se puede utilizar la herramien-ta Kriging en forma efectiva, lo que implica una investigación interactiva del comportamiento espacial del fenómeno representado por los valores (niveles

18 La Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, proporcionó una serie de datos de niveles estáticos del acuífero el Culebrón. Las coordenadas geográficas proporcionadas por la DGA con referencia a la ubi-cación de estos pozos, fueron comparadas y georreferenciadas con estudios posteriores para una mayor ubicación y disminuir el margen de error en cuanto a la ubicación de los mismos. Los datos y números de los pozos varía para la interpolación de los años estudiados, esto se debe a la falta de datos de un pozo con referencia a otros, ya que la durabilidad de funcionamiento entre uno y el otro no es el mismo.


piezométricos) antes de seleccionar el mejor método de estimación para generar la superficie de salida19.

Kriging está basado en modelos estadísticos que incluyen la auto-correlación, es decir, las relaciones estadísticas entre los puntos medidos. Gracias a esto, las técnicas de estadística geográfica no solo tienen la capacidad de producir una superficie de predicción, sino que también proporcionan alguna medida de certeza o precisión de las predicciones.

Kriging presupone que la distancia o la dirección entre los puntos de muestra reflejan una correlación espacial que puede utilizarse para explicar la variación en la superficie. La herramienta Kriging ajusta una función matemática a una cantidad especificada de puntos o a todos los puntos dentro de un radio espe-cífico para determinar el valor de salida para cada ubicación20. Kriging es un proceso que tiene varios pasos, entre los que se incluyen, el análisis estadístico exploratorio de los datos, el modelado de variogramas21, la creación de la superficie y (opcionalmente) la exploración de la superficie de varianza. Este método es más adecuado cuando se sabe que hay una influencia direccional o de la distancia correlacionada espacialmente en los datos22.

De acuerdo con la piezometría de la cuenca mostrada a continuación, existe una divisoria de aguas subterráneas ubicada al norte del área de Cerrillos con eje general orientado en la dirección Este-oeste. Desde esta divisoria de aguas, existe un flujo en sentido norte y otro hacia el sur.

El flujo subterráneo hacia el norte se canaliza a ambos lados del cerro Pan de Azúcar hacia el sector costero de la cuenca, mientras que el flujo subterráneo hacia el sur adquiere una dirección concéntrica hacia el área Este de Nueva Vida, producto de la mayor explotación de pozos del sector (INGEOREC, 2008).

19 ESRI. Cómo funciona Kriging. https://pro.arcgis.com/es/pro-app/tool-reference/3d-analyst/how-kri-ging-works.htm (Consultado el 8 de julio de 2017).20 ESRI. Cómo funciona Kriging. Ibíd. 21 El variograma o semi-variograma es una herramienta que permite analizar el comportamiento espacial de una variable sobre un área definida, obteniendo como resultado un variograma expe-rimental que refleja la distancia máxima y la forma en que un punto tiene influencia sobre otro punto a diferentes distancias. El resultado de este análisis no puede ser aplicado directamente en los diferentes métodos de interpolación que lo ocupan como información base, es por esto que una vez calculado el variograma experimental, debe ser realizado un modelo matemático que modele de la mejor forma posible al variograma experimental, el cual es conocido como variograma teórico. 22 ESRI. Cómo funciona Kriging. Ibíd.


Figura 1.27. Superficie piezométrica del acuífero El Culebrón para diciembre de 1985 y diciembre de 1990. La superficie piezométrica se ubica desde los 115 a 60 m.s.n.m., para diciembre de 1985; en cambio, para diciembre de 1990 el nivel piezométrico se ubica a partir de 110 hasta 65 m.s.n.m. Una reducción de 5 metros se observa en un período de 5 años. Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Figura 1.28. Superficie piezométrica del acuífero El Culebrón para diciembre de 1990 y diciembre de 1995.La superficie piezométrica varía entre 110 a 60 m.s.n.m. El acuífero muestra una reducción de metros en toda su dimensión, y una depresión de los extremos hacia el centro de este. La superficie piezométrica presenta una mayor altitud en el centro del valle de Pan de Azúcar, de igual manera al sur del Valle. Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Figura 1.29. Superficie piezométrica del acuífero El Culebrón para diciembre de 1995 y diciembre del 2000. Para la elaboración del mapa de superficie piezométrica para el año 2000, se ha contado con la base de datos menos numerosa. Sin embargo, se puede tener una visualización general del comportamiento del acuífero para el año 2000 en relación con el año 1995. Se observa una reducción de 10 metros al sur del acuífero, al contrario de una recarga de 5 metros al norte del acuífero. Esto posiblemente debido a los cambios de uso de suelo realizados sobre el área bajo el cual se sitúa el acuífero El Culebrón.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Figura 1.30. Superficie piezométrica del acuífero El Culebrón para diciembre del 2000 y diciembre del 2005.La superficie piezométrica varía entre 95 a 75 m.s.n.m. Se observa una notable reducción en el nivel piezométrico hacia el norte del acuífero para el año 2005; al contrario de una recarga de aproximadamente 5 metros hacia el Sureste del acuífero. Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Figura 1.31. Superficie piezométrica del Acuífero El Culebrón para diciembre de 2005 y diciembre de 2010. Al norte del acuífero se mantiene el nivel piezométrico en los 5 años; en cambio, al centro del acuífero se observa una reducción de hasta 10m; al Suroeste se observa una recarga, correspondiente al sector.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Figura 1.32. Superficie piezométrica del Acuífero El Culebrón para diciembre de 2010 y diciembre de 2012.No se observa cambio en la superficie piezométrica al norte del acuífero. Al sur se observa un cambio en la superficie piezométrica. Al Suroeste se observa una disminución de 5m en un periodo de 2 años.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Dirección General de Aguas Región de Coquimbo, Mayo 2017.


Los cambios en los niveles piezométricos están relacionados con el aumento de la explotación del acuífero en el transcurso de los años, y con el aumento del uso de suelo.

Figura 1.33. Valle del Elqui, sector de Pan de Azúcar, Región de Coquimbo. Diciembre de 1985.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.34. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, Región de Coquimbo. Diciembre de 1990.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.35. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, Región de Coquimbo. Diciembre de 1995.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.36. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, en la Región de Coquimbo. Diciembre del 2000.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.37. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, en la Región de Coquimbo. Diciembre de 2005.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.38. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, Región de Coquimbo. Diciembre del 2010.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Figura 1.39. Valle del Elqui, sector Pan de Azúcar, en la Región de Coquimbo. Diciembre del 2012.Fuente: Google Earth, julio 2017.


Capítulo 2.

Balance hidrogeológico de la cuenca costera El Culebrón


El comportamiento hidrológico y la capacidad de captación de agua de una cuenca hidrológica, dependen de la variación temporal y espacial de los patrones de las variables climáticas, y de las características fisiográficas de la cuenca. Considerando que en ciertas regiones la disponibilidad del agua depende de la capacidad de captación de la cuenca, la utilización de métodos eficaces como los balances hídricos se ha hecho más recurrente, ya que permiten estimar y determinar el comportamiento hidrológico, su capacidad de captación y los flujos de agua, así como los procesos hidrológicos y los periodos en los cuales se presentan (Santillán Gutiérrez, Davila-Vazquez, Sánchez, & Díaz Torres, 2013).

El balance hidrológico de una cuenca se realiza con la finalidad de cuantificar el movimiento de los cuerpos de aguas, tantos superficiales como subterrá-neos, bajo el concepto de entrada y salida del agua dentro de una superficie determinada.

El balance hidrológico de la cuenca del estero El Culebrón se estima a partir de la precipitación efectiva y del nivel piezométrico. Para el estudio de la precipita-ción efectiva, se utilizaron los datos registrados por la estación meteorológica La Serena-Romeral, situada en las coordenadas UTM 278.306,47 O y 6.670.722,71 S, Zona de Huso 19 S.

En cambio, los datos de variación piezométrica fueron obtenidos a partir de las medidas y estimaciones realizadas en el pozo 2 de los predios El Sauce I, predios dedicados al cultivo de olivos para la producción de aceite.


La Figura 2.1 ilustra la ubicación de la estación meteorológica La Serena – Romeral.

Figura 2.1. Ubicación de la estación meteorológica La Serena-Romeral.Fuente: Google Earth 2017.

En el estero El Culebrón se analiza la precipitación y la temperatura como variables del clima, y a partir de la temperatura se determina la evapotranspi-ración potencial. Una serie de métodos han sido aplicados para llevar a cabo el análisis e interpretación de datos, métodos que son explicados en detalles en el desarrollo del capítulo.

El balance hidrológico se basa en métodos analíticos, la fórmula de la recarga de la precipitación efectiva es establecida matemáticamente a partir de leyes físicas de conservación del volumen aplicado a la escala de cuencas hidrológicas o a escala de cuencas hidrogeológicas (Caballero, Lanini, Seguin, Charlier, & Ollivier, 2015).

El balance hidrológico del estero El Culebrón presenta un balance de resultados, apoyado con factores de precipitación, temperatura, evapotranspiración po-tencial, caudal del Canal Bellavista (canal utilizado para la recarga artificial del acuífero) y niveles piezométricos. Los resultados se basan en las estimaciones del programa ESPERE (Estimación de la Precipitación Efectiva y de la Recarga Según Diferentes Métodos), a través del cual se estima la recarga del acuífero El Culebrón a partir de la precipitación efectiva, del análisis de datos de caudales y de la variabilidad de la piezometría.


Esta herramienta ha sido desarrollada por el Bureau de Recherches Géologi-ques et Minières, BRGM – Centro de Estudios Geológicos y Mineros, situado en Montpellier - Francia. La finalidad de esta herramienta recientemente desarrollada, es permitir la caracterización de la recarga de los acuíferos a través de diferentes métodos para calcular la recarga basado en el balance hídrico, ya sea a partir del análisis de los datos de caudales o de la piezometría (Caballero, Lanini, Seguin, Charlier, & Ollivier, 2015).

Esta herramienta, permite con un mínino de información, obtener estimacio-nes con una gama de incertitudes asociadas a los diferentes métodos, medios geológicos (kársticos, rocosos y sedimentarios). El método consiste en utilizar datos reales, como caudales, y niveles estáticos del acuífero en diferentes puntos de una cuenca hidrográfica o zona de estudio determinado (Caballero, Lanini, Seguin, Charlier, & Ollivier, 2015).

Los datos de caudales corresponden al del canal Bellavista, este canal constituye la principal fuente de recursos hídricos de la zona de estudio, cuyas aguas pro-ceden del río Elqui. Sus aguas son utilizadas para riego y son la principal fuente de recarga subterránea del acuífero, producida por la infiltración directa desde las pérdidas de riego, del canal y sus derivados (INGEROREC, 2008).

Los datos climatológicos presentaron lagunas en diferentes periodos, los cua-les se procedieron a completar a partir de la ecuación de la recta de regresión lineal, con un coeficiente de determinación (R2) mayor a 0,7. De igual manera, la evapotranspiración potencial no es proporcionada por las estaciones, por lo cual se decidió estimarlas a través del método de Hargreaves.

Seguido se procede a explicar qué es un balance hídrico, y cómo se aplican sus diferentes términos a través de las ecuaciones del balance hidrológico.

2.1 Meteorología del estero El CulebrónEl ciclo hidrológico gobierna caprichosamente la presencia del agua, que es decidida en cada momento por la latitud, altura, vegetación, orografía, tempe-ratura y la influencia de los océanos, así como por el tiempo y las actividades humanas (Arévalo Vera, Acuña, & Yerrén, 2000).

A continuación, se describe la precipitación y la temperatura registrada en la estación La Serena-Romeral en un periodo de tiempo del 2004 hasta 2016. Los


datos de precipitación no presentaron lagunas, a diferencia de los datos de tem-peratura, para los cuales se presentaron tres grandes lagunas de datos faltantes en periodos y años diferentes.

2.1.1 Precipitación

Sánchez, 2011 define la precipitación como cualquier agua meteórica recogida sobre la superficie terrestre. Esto incluye básicamente: lluvia, nieve y granizo (también rocío y escarcha que en algunas regiones constituyen una parte pequeña pero apreciable de la precipitación total). La precipitación fue estudiada a partir del total anual, y a partir del promedio diario de precipitación.

2.1.2 Temperatura

Lobato, 2009 define la temperatura como el grado sensible de calor y se debe principalmente a la radiación de onda larga que emite la superficie del planeta. La estación La Serena-Romeral presentó lagunas de datos de temperatura. La cual fue estimada a partir del método por la media de la serie de datos y a tra-vés de la ecuación de la recta de regresión lineal, el cual se procede a explicar a continuación:

2.1.2.1 Estimación de datos faltantes

2.1.2.1.1 Método por la media de la serie de datos

Posiblemente es uno de los métodos más antiguos y sencillos para estimar datos faltantes, a través de la siguiente expresión (Ecuación 2.1).

a = y

Donde:y = Estimación del dato faltante.a = Promedio obtenido con los registros de la variable de interés en otros tiempos.

Este método fue aplicado para encontrar datos faltantes en días exactos. Cuando en una estación del año, ya sea verano, otoño, primavera o invierno presenta un solo dato faltante en uno de sus correspondientes meses. Aunque esta estrategia es sencilla, tiende a subestimar la variabilidad real.


2.1.2.1.2 Método por análisis de regresión

Para la aplicación de este método, se requiere seleccionar una serie de datos con un comportamiento similar, esto es, dentro de la misma área de influencia topoclimática (referencia – estación meteorológica Pan de Azúcar), a la serie que tiene los datos faltantes (estudio – estación meteorológica La Serena-Romeral).

La Figura 2.2 ilustra la distancia entre la estación referente y la estación de estudio.

Figura 2.2. Distancia entre la estación meteorológica La Serena-Romeral y la estación Pan de Azúcar.Fuente: Google Earth 2017.

La serie de datos de la referencia debe contener el registro de datos completos en los períodos para los cuales faltan datos en la serie de estudio. Los valores de la serie de referencia se denotan como Xi, y los de la serie de estudio, cuyos datos no están completos, se denotan como Yi.

Para caracterizar los registros de las series, se toman aquellos períodos en los cuales los datos en ambas series están presentes, obteniéndose la media y desviación estándar para cada serie. Luego se estiman los coeficientes de la


regresión de Y con respecto a X para los períodos donde los datos en ambas series están completos, es decir (Ecuación 2.2).

Donde:a y b = Constantes de regresióncovxy = Covarianza entre Xi y Yixi = Valores de la serie de referencia (datos completos)yi = Valores de la serie de estudio (datos incompletos)x = Valor promedio de la serie de referenciay = valor promedio de la serie de estudioS2

x = Desviación estándar de la serie de referencia.

2.1.2.1.2.1 Recta de regresión

Se llama así a la recta que atraviesa la nube de puntos y que mejor se ajusta a ellos. En la estimación yi = a + bxi donde se obtuvo a través de Excel, la línea de tendencia con su respectiva ecuación y el coeficiente de determinación (R2).

A través del coeficiente de determinación se puede interpretar las siguientes relaciones entre la serie de referencia y la serie de estudio:

· R2 = 1: Existe una correlación positiva perfecta. El índice indica una depen-dencia total entre las dos variables denominada relación directa: cuando una de ellas aumenta, la otra también lo hace en proporción constante,

· 0 < R2 < 1: Existe una correlación positiva,

· R2 = 0: No existe relación lineal. Pero esto no necesariamente implica que las variables son independientes: pueden existir todavía relaciones no lineales entre las dos variables,

· -1 < R2 < 0: Existe una correlación negativa,

· R2 = -1: Existe una correlación negativa perfecta. El índice indica una depen-dencia total entre las dos variables llamada relación inversa: cuando una de ellas aumenta, la otra disminuye en proporción constante.


A partir de la recta de regresión se estimó las lagunas de datos. Se tomó la esta-ción de Pan de Azúcar como referencia ya que comprendía la serie de datos más completa y próxima (10 kilómetros de distancia) a la estación La Serena-Romeral. Se trabajó con las temperaturas y precipitaciones promedio.

Se aplicó la ecuación de la recta de regresión lineal para estimar las temperaturas mínimas, máximas y promédiales.

La ecuación encontrada para estimar los datos faltantes de temperatura mínima es la siguiente (Ecuación 2.3).

Y = 1,0196*(x) + 1,1262 R2 = 0,7598

La ecuación encontrada para estimar los datos faltantes de temperaturas pro-medio es la siguiente (Ecuación 2.4).

y = 0,9725*(x) + 0,013 R2 = 0,8394

La ecuación encontrada para estimar los datos faltantes de temperaturas máxi-mas es la siguiente (Ecuación 2.5).

Y = 1,0013*(x) + 0,4219 R2 = 0,7909

Luego de completar las lagunas de datos, se graficó la temperatura mínima, promedio y máxima para el periodo estudiado. A partir de las ecuaciones 2.13, a la 2. 15, se procedió a la estimación de los datos faltantes en la estación de La Serena-Romeral, en el período comprendido entre el 20 de noviembre al 15 de diciembre de 2009. Este mismo procedimiento se aplicó para diversos periodos de tiempo, utilizando diferentes ecuaciones de regresión lineal.

A partir de los datos de temperaturas se procede a estimar la evapotranspiración descrita a continuación.

2.1.3 Evapotranspiración

El interés de estudiar y conocer la evapotranspiración de una cuenca se centra en la cuantificación de los recursos hídricos de una zona, lo que llueve menos lo que se evapotranspira será el volumen de agua disponible (Sánchez San Román, 2011).


Para Sánchez, 2011 la evapotranspiración es la consideración conjunta de dos procesos diferentes:

· La evaporación: Fenómeno físico en que el agua pasa de líquido a vapor.

· La transpiración: Fenómeno biológico por el que las plantas pierden agua a la atmósfera. Toman agua del suelo a través de sus raíces, toman una pequeña parte para su crecimiento y el resto lo transpiran.

Se produce evaporación desde la superficie del suelo y la vegetación inmedia-tamente después de la precipitación; desde las superficies de agua (ríos, lagos, embalses); desde el suelo, agua infiltrada que se evapora desde la parte más superficial del suelo. Puede tratarse de agua recién infiltrada o, en áreas de descarga, de agua que se acerca de nuevo a la superficie después de un largo recorrido en el subsuelo (Sánchez San Román, 2011).

Los métodos aplicados en la estimación de la recarga a partir de la precipitación eficaz, se apoyan en datos de evapotranspiración potencial. Sin embargo, la estación meteorológica no registra la evapotranspiración, por lo cual se aplica el método de Hargreaves.

2.1.3.1 Cálculo de la evapotranspiración potencial mediante el método de Hargreaves

Se tomó el método de Hargreaves para el cálculo de la evapotranspiración po-tencial, utilizando la radiación solar de cada latitud según el hemisferio. Para evaluar la Evapotranspiración Potencial a partir del método de Hargreaves, se trabaja con datos de temperatura y de radiación solar (Sánchez San Román, 2011) (Ecuación 2.6).

ET0 = 0,0135 (tmed + 17,78) Rs

Donde:ET0 = Evapotranspiración Potencial diaria (mm/día)Tmed = Temperatura media (°C)RS = Radiación solar incidente, convertida en mm/día

La radiación solar incidente (RS) se evalúa a partir de la radiación solar extrate-rrestre (la que llega a la parte exterior de la atmósfera, que sería la que llega al suelo si no existiera atmósfera); esta última se denota como R0, según los autores.


2.1.3.1.1 Obtención de la radiación solar incidente (Rs)

La fórmula para obtener la radiación solar incidente es la siguiente (Sánchez, 2011), (Ecuación 2.7).

Rs = (R0) * (KT) * (tmax – tmin) 0,5 Donde:RS = Radiación solar incidente, R0 = Radiación solar extraterrestre (ver Anexos 14 y 15)KT = Coeficiente empírico (0,162 para regiones de interior; 0,19 para regiones costeras)Tmax = Temperatura diaria máxima,Tmin = Temperatura diaria mínima

2.1.3.1.2 Formula simplificada

Sustituyendo el valor de RS de la Ecuación 2.6 se obtiene la siguiente expresión (Ecuación 2.7) y tomando un valor medio para el coeficiente KT de 0,19; se llega a la expresión citada con más frecuencia en la bibliografía (Sánchez San Román, 2011), (Ecuación 2.8).

ET0 = 0,0023(tmed +17,78) R0 * (tmax – tmin) 0,5

Donde:ET0 = Evapotranspiración potencial diaria (mm/día),tmed = Temperatura media diaria (°C),R0 = Radiación solar extraterrestre, en mm/día (tabulada),tmax = Temperatura diaria máxima (°C),tmin = Temperatura diaria mínima (°C).

2.2 Definición de balance y sus diferentes términosEl balance hidrológico se puede estimar según los datos que se tienen, y según el objetivo buscado. De esta manera el balance hidrológico puede realizarse de las siguientes maneras: 2.2.1 Balance global de una cuenca hidrológica

El balance de una cuenca hidrogeológica se puede expresar bajo la condición en que todos los términos son expresados en mm por unidad de tiempo, y siendo


los caudales expresados en volumen por unidad de superficie (Caballero, Lanini, Seguin, Charlier, & Ollivier, 2015), (Ecuación 2.9).

P + Qin = ET + Qfin + ∆S

P = Precipitaciones (mm),ET = Evapotranspiración (mm), Qin = Fluidos que entran en una cuenca hidrográfica (mm/unidad de tiempo),Qfin = Fluidos que salen de una cuenca hidrográfica,∆S = Variación de almacenamiento. Bajo esta ecuación general la variación de almacenamiento engloba no más que la zona no saturada (Ecuación 2.10).

∆S = ∆Snap + ∆Szns

Usualmente el término ET comprende la evapotranspiración de la zona de raíces y con el aporte de un eventual fluido de la napa, cuando el nivel piezométrico es poco profundo, esto bajo las influencias de un clima cálido condiciona una zona de raíces húmedas; en cambio, un clima árido o desértico presenta déficit de humedad en la zona de raíces (Ecuación 2.11).

ET = ETnap + ETzns

El volumen de salida Qsalida de una cuenca puede ser expresado a través de la Ecuación 2.12.

Qsalida = E + Qb + Qp + QSalida de la napa

Donde: E = Escorrentía Qb = Caudal proveniente del acuífero y drenado por los cursos de agua (caudal de base)Qp = Caudales de bombeoQsalida de la napa = Volumen que sale de la napa (lateralmente y, eventualmente, por drenaje descendente)

Por el volumen de entrada de un acuífero se limitará a las siguientes condiciones:

· Fluidos de entrada lateral a la napa y, eventualmente, por drenaje ascendente,· Fluidos de alimentación por cursos de agua.

Para simplificar no se tendrá en cuenta los fluidos de entrada por medio de transferencia, inyecciones, etc., teniendo entonces la siguiente expresión (Ecua-ción 2.13).


Qin = Qinf.napa + Qinf.rio

Bajo una expresión más simple y desarrollada, la ecuación 2.9, puede expresarse de la manera siguiente (Ecuación 2.14).

P + Qinf-napa + Qinf-rio = ETnapa + R + Qb + Qp + Qsalida-napa + ∆Snapa + ∆Szns

2.2.2 Balance global de recarga de un acuífero

Por otro lado, tomando en cuenta la recarga por infiltración (I); en otras palabras, el caudal de infiltración que llega a la napa a través de la zona no saturada, se tiene la siguiente relación, expresando la redistribución de la recarga hacia diferentes salidas que puede presentar una napa (Ecuación 2.15).

I = Qsalida-napa – Qinf-napa – Qinf-rio + Qb +Qp + ETnapa + ∆Snapa

Esta es una relación análoga para obtener una ecuación general de las escorren-tías de una napa libre, haciendo un balance entrada-salida sobre un volumen básico representativo (Ecuación 2.16).

Qinf-napa – Qsalida-napa + I – Qp = Ѡ(dH/dt)

Donde Ѡ es el coeficiente de almacenamiento y H es la carga hidráulica

2.2.3 Balance simple de recarga de un acuífero

El balance simple para calcular la recarga de un acuífero se considera cuando se cumplen las siguientes condiciones:

· Donde las líneas de cota coinciden con las de la cuenca hidrográfica.· No conexión con napas adyacentes (no efectos de drenajes).· Conectado con un único curso de agua.· No influenciado por la evapotranspiración.

A partir de las condiciones mencionadas se puede expresar la Ecuación 2.17.

Qsalida-napa = Qinf-napa = 0; Qinf-rio = 0;ETnapa = 0


Entonces, por simplificación de la ecuación 15 se tiene (Ecuación 2.18).

I = Qb + Qp + ∆Snapa

Esta condición no se cumple para el acuífero El Culebrón, ya que este está co-nectado hidrodinámicamente con el acuífero limítrofe al Sur.

2.2.4 Balance hidrológico

Teniendo en cuenta las relaciones entre las ecuaciones 2.15 y 2.16, en relación a la ecuación 2.23, la ecuación para el balance hidrológico se expresa de la si-guiente manera (Ecuación 2.19).

P = I + E + ETzns + ∆Szns

Donde (Ecuación 2.20).

I = P – ETzns – R – ∆Szns Esta es la ecuación clásica de un balance hidrológico. En el balance hidrológico la precipitación eficaz es la suma de la escorrentía y de la infiltración (I+R). Esta puede ser calculada en función de la precipitación, de la evapotranspiración real (ETR = ETzns) y de la variación de almacenamiento de agua en la zona no saturada (Ecuación 2.21).

Pefectiva = P – ETR – ∆Szns

2.3 Estimación de la precipitación efectiva y de la recarga del acuífero el culebrón

La estimación de la precipitación efectiva y de la recarga del acuífero El Cule-brón será estimada a partir de los siguientes métodos del balance hidrológico: 2.3.1 Método de Thornthwaite

El método de Thornthwaite permite el cálculo de la lluvia efectiva diaria a partir de precipitaciones, de la evapotranspiración potencial y de un solo parámetro ligado a la naturalidad del suelo y representando su capacidad máxima de almacenamiento. La fórmula de Thornthwaite es la siguiente (Ecuación 2.22).


Peficaz: P – ETR + RUn + RUmax

Donde: Peficaz = Precipitación eficaz (mm),P = Precipitación (mm),ETR = Evapotranspiración real (mm),RUn = Volumen mínimo de almacenamiento del sueloRUmax = Volumen máximo de almacenamiento del sol (100 mm)

Para encontrar la precipitación efectiva se trabaja con una reserva útil del suelo (Ru) del suelo de 100 mm. Dicha reserva útil es el volumen de agua útil que pue-de retener un terreno por unidad de superficie y hasta la profundidad en que el fenómeno de capilaridad es posible. Su valor se expresa en milímetros, y puede variar según el tipo de suelo.

No obstante, para encontrar el volumen mínimo de almacenamiento del suelo, se aplica la siguiente Ecuación 2.23.

∆s = Ru(t) – Ru(t – dt) = P – ETR –Ro∆s = P – ETR – Ro∆s = Run – ETR

Donde: ∆s = Variación de almacenamiento (mm),P = Precipitación (mm),ETR = Evapotranspiración real (mm),Ro = Escorrentía.

El método de Thornthwaite aplica la evapotranspiración real; por lo cual se procede a aplicar la siguiente ecuación para transformar la evapotranspiración potencial ya calculada a través del método de Hargreaves, a evapotranspiración real (Ecuación 2.24).

ETR = (Kc)*(ETP)

Donde:Kc = Coeficiente de cultivo,ETP = Evapotranspiración potencial (mm).

Para encontrar la evapotranspiración real se ha aplicado un valor para el coefi-ciente de cultivo de 1,00. Tomando un valor de Kc = 1,00 se puede igualar inmedia-tamente la evapotranspiración potencial a la evapotranspiración real (ETP = ETR).


2.3.2 Dingman

El modelo de Dingman trabaja con la evapotranspiración real (ETR), la reserva útil de agua (RU = 100mm), y la entrada de agua (nieve + precipitación). No obstante, en la zona de estudio no se tiene presencia de nieve. Para encontrar la evapotranspiración real a partir de la evapotranspiración potencial, Dingman propone dos métodos para encontrar esta última, la cual varía de la fórmula de Hargreaves. Los métodos propuestos por Dingman son la evapotranspiración potencial de Hamon (Ecuación 2.25) y la evapotranspiración potencial de Pen-man-Monteith (Ecuación 2.28).

2.3.2.1 Evapotranspiración potencial de Hamon

El método de evapotranspiración potencial de Hamon combina temperatura y presión de vapor (humedad relativa). La evapotranspiración potencial de Hamon se define según la ecuación siguiente (Ecuación 2.25).

ETP = 29,8 (D)*(esat/(T + 273,2))

Para encontrar la expresión esat y D, se debe aplicar las siguientes ecuaciones (Ecuación 2.26).

esat = 0,611*[exp{((17,3)*(T))/(T + 237,3)}]

(Ecuación 2.27).

D = 2*acos [{8-tan (delta)(tan(I)}/0,2618] Para encontrar D se necesita de diferentes datos como lo es Delta (declinación del eje terrestre, el cual varía entre -23,5° y 23,5° según el día del año), I (latitud de la estación meteorológica base).

2.3.2.2 Evapotranspiración potencial de Penman- Monteith

En 1948, Penman combinó el balance energético con el método de la transferen-cia de masa y derivó una ecuación para calcular la evaporación de una superficie abierta de agua a partir de datos climáticos estándar de horas sol, temperatura, humedad atmosférica y velocidad de viento1.

1 Organización de las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación (FAO). Evapotranspiración de referencia (ETo). http://www.fao.org/3/a-x0490s/x0490s01.pdf (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).


Sin embargo, un panel de expertos e investigadores en riego fue organizado por la FAO en mayo de 1990, en colaboración con la Comisión Internacional para el Riego y Drenaje y con la Organización Meteorológica Mundial, con el fin de re-visar las metodologías previamente propuestas por la FAO para el cálculo de los requerimientos de agua de los cultivos y para elaborar recomendaciones sobre la revisión y la actualización de procedimientos a este respecto2.

El panel de expertos recomendó la adopción del método combinado de Pen-man-Monteith como nuevo método estandarizado para el cálculo de la eva-potranspiración de la referencia y aconsejó sobre los procedimientos para el cálculo de los diferentes parámetros que la fórmula incluye3.

El método FAO Penman-Monteith fue desarrollado haciendo uso de la definición del cultivo de referencia como un cultivo hipotético con una altura asumida de 0,12 m, con una resistencia superficial de 70 s/m y un albedo de 0,23 y que representa a la evapotranspiración de una superficie extensa de pasto verde de altura uniforme, creciendo activamente y adecuadamente regado4.

La ecuación del método de Penman–Monteith se expresa a continuación (Ecua-ción 2.28).

ET0 = [{0,408*∆*(Rn – G) + ɣ*(900/T + 273)*u2*(es – ea)}/ {∆+ ɣ*(1+ 0,34*(u2)}]

Donde:ET0 = Evapotranspiración de referencia (mm/día)Rn = Radiación neta en la superficie del cultivo (MJ/m2 día)Ra = Radiación extraterrestre (mm/día)G = Flujo del calor del suelo (MJ/m2 día)T = Temperatura media del aire a 2 metros de altura (°C)u2 = Velocidad del viento a 2 metros de altura (m/s)es = Presión del vapor de saturación (KPa)ea = Presión real de vapor (KPa)es – ea = Déficit de presión de vapor (KPa)∆ = Pendiente de la curva de presión de vapor (KPa/°C)ɣ = Constante psicrométrica (KPa/°C)

2 FAO. Ibíd. (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).3 FAO. Ibíd. (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).4 FAO. Ibíd. (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).


La ecuación utiliza datos climáticos de radiación solar, temperatura del aire, hume-dad y velocidad del viento. Para asegurar la precisión del cálculo, los datos climáticos deben ser medidos o ser convertidos a 2 m de altura, sobre una superficie extensa de pasto verde, cubriendo completamente el suelo y sin limitaciones de agua5.

No se puede esperar que ninguna ecuación formulada para el cálculo de la eva-potranspiración y basada en datos climáticos, determine la evapotranspiración perfectamente bajo diferentes situaciones climáticas específicas. Esto debido principalmente a la simplificación en la formulación y los errores en la recopi-lación de los datos climáticos6.

2.3.3 Turc anual

El tercer método aplicado por ESPERE para el cálculo de la lluvia eficaz utiliza el método de Turc Anual. Este propuso un método para el cálculo de la evapo-transpiración basado en la precipitación y la temperatura. La fórmula de Turc se utiliza para calcular la evapotranspiración anual en mm (Ecuación 2.29).

R: (P) – (P/ ((0,9) + (P2/L2)))

Para la aplicación de esta ecuación se necesitan valores de precipitación y L, la cual se puede encontrar según la siguiente ecuación (Ecuación 2.30).

L = 300 + 25(T) + 0,05(T) 2

Donde:L = Función de T, que a su vez es función de la temperatura (T), y la precipitación.T = Temperatura (°C).

La ecuación de Turc es válida si se cumple la siguiente condición7 (Ecuación 2.31).

(P2) / [L (T)]2 ≥ 1

El resultado de la estimación de la recarga a partir del método de Turc es ana-lizado en el punto de balance de resultados, al igual que los otros métodos del balance hidrológico, ya explicados en el desarrollo del texto.

5 FAO. Ibíd. (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).6 FAO. Ibíd. (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).7 Marín Valencia, Valentina. Evaluación de la relación entre la evapotranspiración potencial teórica y la evaporación registrada en los departamentos de Cundinamarca y Valle del Cauca. http://www.javeriana.edu.co/biblos/tesis/ingenieria/tesis369.pdf (Consultado el jueves 27 de abril de 2017).


2.3.4 Estimación de la recarga a partir de las variaciones de los niveles piezométricos

La estimación de la recarga a partir de los niveles piezométricos supone que las variaciones del nivel de la napa son provocadas esencialmente por el caudal de infiltración que llega a la superficie libre del acuífero. Para realizar el cál-culo de la estimación, la herramienta ESPERE trabaja con la siguiente ecuación (Ecuación 2.32).

R = (Sy) * (DH / DT)

Donde: R = Recarga entre los tiempos t0 y t1,Sy = Porosidad eficaz de la napa libre (Specific yield “porosidad eficaz o de dre-naje”, la cual puede ser igualada al coeficiente de almacenamiento, ver Capítulo 1, página 67.DH = Elevación del nivel de agua durante los tiempos Dt: t1 – t0.

La porosidad eficaz permite tener una idea de la evolución de la recarga por infiltración de la lama de agua, según el caudal, la transmisividad y la porosidad. Para una mayor comprensión del método, se aplica la Ecuación 2.32 sobre los datos del pozo 2 (Figura 2.3).

Figura 2.3. Variabilidad de la piezometría en el pozo 2 del predio el Sauce. Desde el año 2004 hasta el 2010 mantuvo un nivel no constante, pero sí regular en su nivel estático. Sin embargo, a partir del año 2010 hasta el presente el nivel estático ha tenido una reducción aproximada de 17 metros.Elaboración: Cárdenas – Castillero, 2017.Datos: Empresa Valle Grande S.A.


De la evolución cronológica del nivel piezométrico del pozo dos de El Sauce I, se toma una fecha puntual (del 21 de abril de 2011 al 23 de julio de 2011) para aplicar la Ecuación 2.32 (Figura 2.4).

Figura 2.4. El círculo color rojo enmarca el tiempo de recarga estimado por la ecuación de “Water Table Fluctuation”. Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: Empresa Valle Grande S.A.

Es importante resaltar que para aplicar la ecuación de Water Table Fluctuation se toman solo los puntos de recargas; en otras palabras, las fechas donde el nivel piezométrico del pozo aumenta sin tener puntos de descargas.

R = (Sy) * (DH / DT) → R = (Sy)*[(h2 – h1)/t1 – t0) → R = (0,037)*[(40,00 m – 33,00 m)/(0,25)] → R = 1.036 m/año

Aplicando la ecuación para el tiempo seleccionado, se encuentra una recarga representativa de 1.036 metros para el año 2011. Teniendo en cuenta que el periodo de estudio corresponde a tres meses del año 2011.

Seguido, se muestra el balance de resultados de la estimación de la recarga a partir de la precipitación eficaz.


2.4 Resultado y discusión del balance hidrogeo-lógico de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón

Siguiendo el orden de la metodología se presentan los resultados. El estudio y análisis de los datos meteorológicos obtenidos a partir de la estación La Sere-na-Romeral, presentan los siguientes resultados:

Tomando en cuenta que el análisis de las precipitaciones es elemental e impor-tante dentro de cualquier estudio hidrológico, la Figura 2.5 muestra la precipi-tación total anual registrada por la estación La Serena-Romeral:

Figura 2.5. Precipitación total anual para la estación La Serena-Romeral. En el estero El Culebrón. Durante el periodo de 12 años, se muestra una precipitación máxima de 126,20 milímetros para el año 2015; en cambio, para el año 2004, no se registró precipitación en la zona de estudio, siendo un año completamente seco. Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: CEAZA, 2017.

El periodo de estudio presenta un año seco de 0,00 mm (2004), en comparación a un año húmedo de 126 mm (2016), teniendo en cuenta que el promedio de precipitación para la región es de 70 mm al año.

La Figura 2.6 presenta el promedio diario de precipitación estimado según los datos registrados por la estación meteorológica La Serena-Romeral:

Diariamente el periodo de estudio presenta una precipitación entre 0,00 a 0,35 mm/días. La precipitación registrada por la estación, y luego analizada indica un déficit de precipitación, característico de climas áridos o desérticos.


En cambio, una vez completadas las temperaturas por regresión lineal, se han estudiado como promedio mensual. La Figura 2.7 ilustra la variabilidad de las temperaturas registrada por la estación La Serena-Romeral.

Figura 2.6. Promedio de precipitación diaria registrada por la estación La Serena-Romeral.En el estero El Culebrón. Se registra una precipitación que varía entre 0,35 milímetros hasta 0,00 milímetros para el año 2004. Los años más secos han sido el 2004, 2007 y 2016. En cambio, los años más húmedos se registran para el 2011 y 2015.Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: CEAZA, 2017.

Figura 2.7. Promedio mensual de temperaturas máximas, mínimas y promedio de la estación La Serena-Romeral del 2004 hasta el 2016. Las temperaturas más altas corresponden al verano austral, en cambio las temperaturas más bajas corresponden al invierno. Las temperaturas mínimas tienen una variabilidad entre 7 y 14°C, las temperaturas máximas una variabilidad entre 17 y 23,5° C, mante-niéndose un promedio entre 12 y 18,5°C.Elaboración: Cárdenas – Castillero, 2017.Datos: CEAZA, 2017.


A partir de los datos de temperaturas promediables presentadas a continuación se estimó una temperatura media anual para la cuenca del estero El Culebrón de 14,40°C. La Figura 2.8 presenta el promedio de temperaturas diarias.

Figura 2.8. Temperatura diaria estimada según los datos registrados por la estación La Serena-Romeral para el periodo 2004–2016. Las temperaturas diarias varían entre 13,75 a 4,92mm. La zona de estudio presenta temperaturas de clima mediterráneo árido.Elaboración: Cárdenas – Castillero, 2017.Datos: CEAZA, 2017.

A partir de los datos de temperatura se estima la evapotranspiración potencial a partir del método de Hargreaves. Una vez calculada la evapotranspiración se estimó la evapotranspiración potencial diaria (Figura 2.9) a partir de los datos de temperatura ya estudiados.

Figura 2.9. Promedio de evapotranspiración potencial diaria. Los valores se mantienen en un rango de 3mm/día, con excepción del año 2014 y 2015, disminuyendo a 2,98 y 2,99 mm/día.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos de temperatura obtenidos del portal online CEAZA.


Figura 2.10. Recarga anual a partir de la lluvia eficaz y la variación de la piezometría en el punto del Sauce.Elaboración: Cárdenas – Castillero, 2017.Datos: CEAZA/Logicial ESPERE.

A partir de los valores de evapotranspiración mostrado en la Figura 2.9 se es-tima un promedio diario de 3,25 mm/día, valor cercano a la evapotranspiración propuesta por Reckmann, 2009 de 3,28 mm/día para los cultivos de la costa de la Región de Coquimbo, de Chile.

A continuación, se presentan los valores estimados para la recarga a partir de los métodos integrados en el logicial ESPERE (Figura 2.10).

Los resultados de la recarga anual (mm/año) del acuífero través de los métodos de Thornthwaite, Dingman-Penman, Dingman-Hamon y Turc es nula. A diferen-cia del método de Water Table Fluctuation, el cual sí muestra una recarga del acuífero El Culebrón a partir de la variación piezométrica.

Este déficit mostrado a través de los resultados es típico de climas áridos o desérticos, con escasa precipitación, ya que las lluvias inferiores a 5 mm no añaden humedad a la reserva del suelo (ver Figura 2.6).

Así, si la precipitación es inferior a 5 mm se considera una precipitación efectiva nula. Por otro lado, sólo un 75% de la lluvia sobre los 5 mm se puede considerar efectiva8.

8 Almorox Alonso, Javier 2007. Universidad Politécnica de Madrid, Precipitación efectiva. Página web: http://ocw.upm.es/ingenieria-agroforestal/climatologia-aplicada-a-la-ingenieria-y-medioambiente/contenidos/tema-7/PRECIPITACION-EFECTIVA.pdf (Consultado el 12 de julio de 2017).


Thornthwaite estima un déficit de la recarga a partir de la precipitación efectiva. Aunque se consideró una reserva útil de 100 mm, los resultados muestran un déficit en la reserva útil a lo largo del periodo estudiado, déficit en la descarga superficial y déficit en la recarga del acuífero. Esto apoyado en los fundamentos de Thornthwaite:

· Si un mes P ≥ ETP, entonces ese mes ETR = ETP.

· Si un mes P < ETP, entonces ese mes ETR = P + parte de Ru, hasta que la suma de ambos sea = ETP. No obstante:

· Si en un mes no hay suficiente Ru para alcanzar el valor de la ETP, entonces ETR < ETP y la diferencia se llama déficit de agua en el suelo (DEF),

· Si un mes la Ru = 0, ese mes ETR = P.

· Si un mes P – (ETR + ∆Ru) > 0, la fracción de P sobrante se llama superávit9.

El primer parámetro no argumenta los resultados obtenidos en el balance a partir del método de Thornthwaite para la cuenca del estero El Culebrón, ya que la precipitación no satisface la evapotranspiración (ver Figuras 2.8 y 2.9). No obstante, los resultados estimados a través del método de Thornthwaite para la cuenca se sujetan al segundo fundamento antes descrito, donde existe un déficit de agua en el suelo, y por concerniente a esto, déficit de recarga en el acuífero.

Teniendo en cuenta que la evapotranspiración potencial se define como la eva-potranspiración producida en una superficie cubierta de vegetación, cuando en todo momento existe agua disponible para que se dé la máxima evaporación y transpiración10, y tomando los parámetros aplicados al método de Dingman, INGEOREC 2008 expone que la evaporación desde superficies de agua libre solo se produce desde cauces naturales y considerando que éstos están constituidos por pequeñas quebradas, su valor real pasa a ser poco significativo frente a la magnitud de la evapotranspiración real. Por lo cual no hay recarga del acuífero a partir de los métodos de Dingman.

9 Superávit equivale a la infiltración I: agua que sobrepasa el alcance de las raíces. Una parte del superávit descargará a los ríos de forma más o menos diferida y el resto se convertirá en recarga al acuífero (R). Según Thornthwaite, aproximadamente medio superávit que se produce en un mes concreto (teniendo óptimas precipitaciones) descarga a los ríos de forma más o menos rápida, y la otra mitad queda en la zona no saturada disponible para seguir descargando a los cauces o conver-tirse en recarga los meses siguientes (Manzano, 2008).10 Hidrología-Ciclo hidrológico. Página web: http://caminos.udc.es/info/asignaturas/grado_itop/415/pdfs/Capitulo%204.pdf (Consultado el 12 de julio de 2017).


En cambio, Turc es válido si se cumple la condición expresada en la Ecuación 2.31. Sin embargo, los resultados de la condición (P2) / [L (T)]2 ≥ 1, no se cumplen. Ya que los valores de condición son iguales a cero (0). Por lo cual, el acuífero no recibe aportes de precipitación efectiva a partir del método de Turc.

Al contrario, por el método de “Water Table Fluctuation”, se estiman recargas que varían entre 280 mm para los años 2007 y 2008, y una recarga de 300 mm entre los años 2010 y 2011. La precipitación observada a partir de los registros de la estación La Serena-Romeral, es insuficiente para recargar el acuífero.

Sin embargo, INGEOREC 2008 establece que la recarga meteórica profunda está sujeta a períodos con precipitaciones superiores a casi el doble de las precipi-taciones promedio anuales de la cuenca, las cuales son muy poco frecuentes. En sí, la cuenca recibe escasos aportes naturales que permiten una recarga del sistema subterráneo. CORFO 2015 señala que la cuenca del estero El Culebrón no presenta una pluviosidad importante.

INGEOREC, 2011 a partir de estudios isotópicos de las aguas del estero El Culebrón indica que existe una recarga del 80 al 90% de aguas del canal Be-llavista, por derrames de riego o recarga del canal al acuífero y afloramientos en el estero, y entre un 10 y 20% de aguas de recarga local, aguas del acuífero recargadas por precipitaciones o aportes desde el acuífero Lagunillas al sur del acuífero El Culebrón.


Capítulo 3.

Evaluación de la conductividad eléctrica y la salinidad del acuífero El Culebrón


Francisco Meza ÁlvarezIngeniero Agrónomo, [email protected]

Este capítulo se enfoca directamente en el estudio, emplazamiento y calibración del dispositivo SMD (Sub-surface Monitoring Device) para la medición de la conductividad eléctrica del agua de la subcuenca oeste del acuífero El Culebrón, a partir de medidas de resistividad eléctrica. Esta estación de monitoreo permite la observación de los movimientos del agua subterránea y los movimientos de la resistividad eléctrica. Resistividad que puede ser consecuencia del medio geológico y la influencia del medio litológico de los diferentes tipos de suelos.

El dispositivo SMD es una tecnología innovadora de seguimiento de la dinámica química de las aguas subterráneas, que trabaja registrando lecturas en tiempo real de la resistividad eléctrica. En base a estas medidas de resistividad se estima la conductividad eléctrica y a partir de los datos de conductividad se estima la concentración de salinidad del agua.

El conocimiento de la concentración salina por estratos de las aguas subterrá-neas, su dinámica y comportamiento son vitales para la sustentabilidad de las fuentes de agua, como es el caso de la importancia de la calidad del agua del acuífero El Culebrón, utilizada en la zona de Pan de Azúcar.

El dispositivo SMD está situado en los predios El Sauce dedicados al cultivo del olivo para la producción de aceite. La selección de El Sauce como punto de


emplazamiento del dispositivo SMD, se basó en un detallado estudio de la zona de Pan de Azúcar, consultando el estudio geofísico CORFO 2015, realizado en la zona de Pan de Azúcar y parte baja de la cuenca hidrológica El Elqui.

El Sauce corresponde al sector que presenta la mayor información hidrogeofí-sica del acuífero, destacándose los estudios de perfiles geofísicos de transiente electromagnético (TEM), que determinan el nivel estático del acuífero y la pro-fundidad en la que se encuentra ubicado el basamento. Esto para calcular un contraste de densidades entre el basamento y los sedimentos, obteniendo el espesor del acuífero, información vital para el diseño e instalación de la sonda SMD de medición que considera el proyecto “Vigilancia On-line de la Calidad del Agua, con uso pionero de Tecnologías para detección de metales en aguas superficiales in situ y SMD en aguas subterráneas, en sector río Elqui bajo y cuenca de Choapa” que ejecuta el Instituto de Investigaciones Agropecuarias (INIA- INTIHUASI).

Además del estudio geofísico se realizó un estudio de reconocimiento de medidas de conductividad eléctrica, tomada en diferentes puntos de Pan de Azúcar. Esta base de datos arrojó información clara sobre la variabilidad de la conductividad eléctrica de toda la zona, registrándose los valores más altos en los predios de El Sauce. La actividad agrícola intensiva que se gestiona en el Suroeste de Pan de Azúcar fundamenta la decisión de instalar el dispositivo SMD en los predios El Sauce.

Una vez seleccionado el sitio de emplazamiento se procedió a perforar un pozo de observación entre el 27/4/2017 al 5/5/2017. Este estuvo comprendido en la toma de muestras cada 2 metros de perforación, para lo cual se utilizaron bol-sas plásticas, las muestras tenían un peso de alrededor de 2 kg. Se clasificaron por profundidad y tipo de suelo. Las muestras fueron enviadas al laboratorio de Suelos y Nutrición Vegetal del INIA La Platina en Santiago.

Las metodologías aplicadas en el estudio y análisis de suelo se apoyaron en los Métodos de Análisis Recomendados para los Suelos de Chile (2006), metodologías del Instituto de Investigaciones Agropecuarias, para la estimación del tamaño de partículas, densidad del suelo, porosidad, capacidad de intercambio catiónico (CIC), y textura del suelo.

La Figura 3.1 ilustra la ubicación del punto SMD.


La instalación del dispositivo SMD fue realizado el día 8/5/2017. Una vez obte-nidos los análisis de suelo, se procedió a la calibración del dispositivo SMD en relación con el perfil litológico.

3.1 Propiedades del suelo

3.1.1 Tamaño de partículas

El tamaño y diámetro de las partículas fueron estimadas a partir de método hidrómetro – Bouyoucos. Mediante el densímetro de Bouyoucos se mide la den-sidad de la suspensión del suelo (d) que está relacionada con la concentración de partículas en dicha suspensión (c) mediante la expresión (Ecuación 3.1):

d = [(P + C/1.000) (1 – P/PS)]

Donde:P = Densidad del líquidoPS =Densidad de las partículas respectivas

Figura 3.1. Ubicación de la estación SMDElaborado por: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: Proyecto INIA, 2017.


3.1.2 Densidad del suelo

Las partículas de un suelo varían en su composición y en su densidad. La densi-dad de la fase sólida del suelo está definida como la masa total de los sólidos dividida por el volumen total de ellos (Flores et al, 2010). La densidad del suelo se puede estimar a partir de la siguiente expresión (Ecuación 3.2):

ρp = Ms / Vs

Donde:ρp = Densidad de partículas del suelo,Ms = Masa total de los sólidos,Vs = Volumen total de los suelos.

La densidad de las partículas no proporciona información acerca de los procesos físicos del suelo. Sin embargo, es un valor muy útil que participa en el cálculo de propiedades del suelo como la porosidad y la distribución del tamaño de las partículas (Flores del Gallido, Martínez, & Réne, 2010).

3.1.3 Densidad real

El término densidad real del suelo se refiere a la densidad de las partículas só-lidas estimada colectivamente. Se expresa como la relación de la masa total de las partículas sólidas a su volumen total, excluyendo el volumen ocupado por los poros entre las partículas. La densidad real se puede estimar a partir de la siguiente expresión (Ecuación 33.):

Dr = [{da (Ps – P’a)} / {(Ps – P’a) – (Psa – Pa)}]

Donde:da = Densidad del agua en g/ml a temperatura observada,Ps = Peso de picnómetro + muestra de suelo,P’a = Peso de picnómetro lleno de aire,Psa =Peso del picnómetro lleno de suelo + agua,Pa = Peso de picnómetro lleno de agua a temperatura observada.


3.1.4 Densidad aparente

La densidad aparente (Da) del suelo es la relación de la masa al volumen macros-cópico por las partículas del suelo más el espacio poroso. La densidad aparente por la siguiente expresión (Ecuación 3.4):

D = [P/ {S – A – (S – P / F)}]

Donde:P = Peso de terrón de tierra seco al aire,S = Peso del terrón de tierra remojado en parafina,A = Peso en seco del terrón de tierra con parafina,F = Densidad de la parafina.

3.1.5 Porosidad del suelo

Es la relación entre el volumen de huecos y el volumen total de una roca o suelo. Es un parámetro adimensional y depende únicamente de la constitución de la roca o suelo, es decir, de su textura característica, sin que intervenga la forma geométrica ni la potencia de la formación o su mecanismo de funcionamiento hidráulico en la naturaleza (Barbecho & Calle, 2012).

3.1.5.1 Porosidad total

Depende únicamente de la textura del material, está referida al volumen total de poros, independientemente de que el fluido tenga o no la capacidad de circular entre ellos (Barbecho & Calle, 2012).

3.1.5.2 Porosidad eficaz

Se denomina también porosidad cinemática, referida al volumen de poros co-nectados por los que el transporte de fluido es posible, y queda ligada no solo a la textura del suelo, sino también a las características del fluido (Barbecho & Calle, 2012).


3.1.5.2.1 Determinación de la porosidad

El cálculo del volumen de poros en un suelo se realiza, por lo general, después de la determinación de la densidad aparente y real de las partículas. La porosidad se calcula con la siguiente expresión (Ecuación 3.5):

P = (100 – densidad aparente/densidad real) x 100P = % de volumen de poros

Al dividir la densidad aparente por la real se obtiene la fracción de sólidos en el suelo, el porcentaje de estos deberá restarse de 100 para obtener el tanto por ciento de volumen de poros.

La forma y característica de los poros influyen en la conductividad hidráulica debido a que el agua en el suelo es conducida y contenida por los poros de éste.

3.1.6 Capacidad de intercambio catiónico (CIC) del suelo

La capacidad de intercambio catiónico del suelo es la capacidad que tiene el suelo de retener e intercambiar cationes. La fuerza de la carga positiva varía dependiendo del catión, permitiendo que un catión reemplace a otro en una partícula de suelo cargada negativamente. Cationes son los nutrientes, iones y moléculas cargados positivamente. Los principales cationes en el suelo son1:

· Calcio (Ca2+), · Magnesio (Mg2+), · Potasio (K+), · Sodio (Na+), · Hidrógeno (H2)· Amonio (NH4)

Las partículas de arcilla son los constituyentes del suelo cargados negativamente. Estas partículas cargadas negativamente (arcillas) retienen y liberan nutrientes cargados positivamente (cationes). Las partículas de materia orgánica también están cargadas negativamente y también atraen cationes. Las partículas de arena son inertes (sin carga) y no reaccionan.

1 Capacidad de Intercambio Catiónico del Suelo. BosqueNatural.org. http://amazoniaforestal.blogspot.cl/2011/10/capacidad-de-intercambio-cationico-del.html (Consultado el 15 de mayo de 2017)


Los cationes retenidos por el suelo pueden ser reemplazados por otros cationes. Esto significa que son intercambiables. Por ejemplo, el Ca2+ puede ser intercam-biado por H+ y/o K+ y viceversa. El número total de cationes intercambiables que un suelo puede retener (la cantidad permitida por su carga negativa) se deno-mina capacidad de intercambio catiónico (CIC). Mientras mayor sea la CIC, más cationes puede retener el suelo.

Los suelos difieren en su capacidad de retener cationes intercambiables. La CIC depende de la cantidad y tipo de arcillas y del contenido de materia orgánica presentes en el suelo. Un suelo que tiene alto contenido de arcillas puede rete-ner más cationes intercambiables que un suelo con bajo contenido de arcillas. La CIC se incrementa también a medida que la materia orgánica se incrementa.

Los valores de CIC son bajos en los lugares donde los suelos son muy meteorizados y tienen contenidos también bajos de materia orgánica. En los sitios donde el suelo es menos meteorizado, con niveles de materia orgánica a menudo altos, los valores de CIC pueden ser notablemente altos. Los suelos arcillosos con una alta CIC pueden retener una gran cantidad de cationes y prevenir la pérdida potencial por lixiviación (percolación). Los suelos arenosos, con baja CIC retienen cantidades más pequeñas de cationes.

3.1.6.1 Teoría de intercambio catiónico

Existen tres teorías que tratan de explicar el porqué de este proceso:

· Red cristalina: Considera las partículas de los minerales como sólidos ióni-cos. Los iones de los bordes están débilmente retenidos por lo que pueden abandonar la estructura y pueden cambiarse con los de la solución del suelo.

· Doble capa eléctrica: Considera el contacto entre el sólido y la fase líquida como un condensador plano. Entre el metal (el sólido) y el electrólito (la disolución) existe una diferencia de potencial que atrae a los iones de la solución del suelo. Se forma una doble capa eléctrica formada por los iones del sólido y los atraídos en la solución.

· Membrana semipermeable: La interfaz sólido-líquido actúa como una mem-brana semipermeable que deja pasar los iones de la solución y a los de la superficie de las partículas, pero no a los del interior de los materiales.


Básicamente las tres teorías son compatibles y simplemente se trata de enfo-ques distintos:

· Iones débilmente retenidos para la teoría cristalina;· Desequilibrios eléctricos para la teoría de la doble capa eléctrica;· Diferentes concentraciones para la teoría de la membrana semipermeable.

3.1.6.2 Propiedades del intercambio catiónico

Toda la materia coloidal de un suelo es una mezcla de muy diversas clases de coloides. El núcleo arcilloso cristalino es muy estable bajo condiciones ordina-rias, y sobre todo es activo respecto al cambio catiónico. Las micelas orgánicas amorfas, por otro lado, son susceptibles de ser atacadas por los microorganis-mos de ahí que tengan una doble actividad: el cambio catiónico y una marcada liberación de energía. Las principales fuentes de intercambio catiónico y/o de intercambio aniónico son:

3.1.6.3 Sustitución iónica en los minerales arcillosos (carga negativa neta)

· Bordes de los cristales expuestos: En este caso, en las superficies o caras externas de los minerales, como la caolinita, tienen expuestos grupos oxidrilos que actúan como lugares de cambio. El H de estos radicales OH se separa ligeramente y la superficie coloidal de la izquierda queda con una carga negativa, llevada por el O-. La situación puede ser representada así:

Una valencia del O está

satisfecha dentro del cristal

Carga negativa de la superficie del cristal Hidrogeno débilmente unido intercambiable

H+

· Sustitución iónica: Un segundo origen de cargas negativas superficiales aportadas por los cristales de arcilla, es la sustitución de un átomo por otro dentro de la red cristalina.

3.1.6.4 Capacidad de intercambio

Es la propiedad química del suelo que describe y mide los procesos de:

· Adsorción de cationes por la micela (complejo arcillo - húmedo) desde la solución suelo.


· Liberación de cationes desde la micela hasta la solución suelo.· Equilibrio entre estos dos procesos.

La CIC de un suelo se expresa en términos de miliequivalentes por 100 gramos de suelo (meq/100g). Los minerales arcillosos tienen una CIC que generalmente varía entre 10 y 150 meq/100g. La materia orgánica tiene valores que van de 200 a 400 meq/100g. En consecuencia, el tipo y la cantidad de arcillas y materia orgánica influencian apreciablemente la CIC de los suelos.

Sadzawka, 2006 en métodos recomendados para los suelos de Chile aplica la siguiente expresión para el cálculo de la capacidad de intercambio catiónico (Ecuación 3.6):

CIC -7,0 (cmol+/kg) = [{(a – b) * (4,35) / s}*fh]

Donde:a = mg/L de Na en el filtrado de la muestra diluida 10x,b = mg/L en el balance diluido 10x,s = Masa en g del suelo seco al aire,fh = Factor de corrección por humedad

3.1.7 Cálculo del índice textura

La textura se refiere al arreglo y disposición que existe entre los granos o mine-rales individuales, con respecto a su tamaño, forma y grado de cristalización. La textura es una propiedad compleja que depende principalmente del origen del material y las características de los granos (Barbecho et al, 2012).

La textura del suelo es una de las características físicas más importantes, pues a través de ella, se puede predecir el comportamiento físico del suelo, haciendo inferencias acerca del movimiento del agua en el perfil, la facilidad de manejo y la cantidad de nutrientes.

La textura indica la proporción de partículas fundamentales en el suelo: arcilla, limo y arena, que se agrupan en suelos de textura fina, media y gruesa. Con la proporción relativa de estas fracciones minerales se puede obtener un gran número de combinaciones que dan origen a las clases texturales (Flores del Gallido, Martínez, & Réne, 2010).


El índice de textura se calcula a partir del tanto por ciento de arena y el tanto por ciento de humedad en el punto de pegamiento, mediante la siguiente ex-presión (Ecuación 3.7):

IT = % humedad en el punto de pegamiento – 1/5 del % de arena

Cuadro 3.1.

Índice de textura Categoría

60 -65 Arcilla pesada 55 - 40 Arcilla 40 -30 Limo 30 -20 Franco 20 -10 Arena 10 - 0 Arena gruesa

Fuente: S/F.

El Cuadro 3.1 ilustra los índices de texturas según la categoría del suelo.

3.1.8 Cálculo de la conductividad eléctrica

La conductividad es calculada a partir de la resistividad registrada por el dispositivo SMD (Neyens, 2015), la conductividad es estimada a través de la Ley de Archie y Waxman & Smith (Ecuación 3.8):

C0 = [(CW/F) + CS] Donde:C0 = Resistividad,CW = Saturación de la conductividad del medio salino,F = Factor de formación (depende únicamente de la porosidad),CS = Superficie de la conductividad generada por la arcilla.

Despejando la ecuación 3.8, se obtiene la siguiente ecuación para obtener la conductividad de los sólidos (Ecuación 3.9):

CW = [(C0 - CS) * F]

Donde:C0 = Resistividad,CW = Saturación de la conductividad del medio salino,F = Factor de formación (depende únicamente de la porosidad),CS = Superficie de la conductividad generada por la arcilla.Conductividad de la superficie


3.1.8.1 Estimación de la superficie de la conductividad generada por la arcilla

La superficie de la conductividad (CS) está directamente relacionada con la capacidad de intercambio catiónico (CIC) de los minerales. La capacidad de intercambio catiónico relaciona el número de cationes móviles en el espacio de un poro por unidad de masa, expresado en C.Kg-1 por unidad de volumen, el CIC es llamado QV (expresado en eq.l-1, donde 1eq = 96 320 C), con (Ecuación 3.10):

QV = {(1 – Ø) / Ø} * (ρm) * CIC)

Donde: Ø = Porosidad,ρ m = Densidad del grano (kg/m3).

La superficie de la conductividad eléctrica se expresa a partir de la organización laminar de las arenas (Ecuación 3.11).

CS = (2/3) (ρm) (βS) (CIC)

Donde:CS = Superficie de la conductividad generada por la arcilla,ρm = Densidad del grano (kg/m3),βS = Movilidad catiónica, para el cloruro de sodio (NaCl), βS = 0,51x10-8 m2/s.V-1

3.1.8.2 Estimación del factor de formación

Figura 3.2. Factor de Formación relacionado a la porosidad.Fuente: Neyens, 2015.

El factor de formación (F) es estimado a partir de la ley de Archie (Ecuación 3.12):

F = Ø-m

Donde:F = Factor de formación, Ø = Porosidad, m = Índice de cementación.

El índice de cementación (m) puede ser estimado usando abacus, como se indica en la Figura 3.2.


El índice de cementación puede variar desde 1,3 para arenas no consolidadas hasta 2,5 para carbonatos consolidados.

Para cada profundidad, la superficie de la conductividad, la porosidad y el índice de cementación puede ser deducida. En otras palabras, estos valores pueden ser calculados en diferentes capas.

3.1.9 Estimación de la salinidad a partir de la conductividad eléctrica

La estimación de la salinidad se hace en referencia de una temperatura de 25°C. La conductividad aumenta dentro del mismo sentido que la temperatura de la solución, aproximadamente 2% por cada grado centígrado (Ecuación 3.13).

Sa = [(0,72*(σ) – 3,06) * (1+0,02*(T – 25))]

Donde:Sa = Salinidad en psuσ = Conductividad eléctrica (mS/cm),T = Temperatura en grados Celsius

3.1.10 Evaluación de la conductividad eléctrica y la salinidad de la subcuenca oeste del acuífero el culebrón

La evaluación de la conductividad y salinidad de la subcuenca Oeste del acuí-fero El Culebrón, fue realizado en diferentes etapas. Cada etapa se describe a continuación.

3.1.10.1 Descripción geofísica del sector de Pan de Azúcar

Bajo la innovación y búsqueda de respuestas a las problemáticas ambientales que afectan la calidad del agua subterránea, se procede al estudio de suelo a partir de la perforación de un pozo de observación. La ubicación para la perforación del pozo se basa en los resultados del estudio geofísico e hidrogeológico en la zona baja de la cuenca del río Elqui y en la zona de Pan de Azúcar, realizado en el año 2015, por Innova CORFO. La Figura 3.3 describe los estudios geofísicos aplicados en la zona de Pan de Azúcar.


3.1.10.2 Estudio geofísico de Pan de Azúcar

La zona de Pan de Azúcar presenta condiciones geológicas particulares, las cuales fueron sometidas a un estudio geofísico en 2015. Las técnicas geofísicas aplicadas, consisten en estudios gravimétricos y transientes electromagnéticos (TEM). La finalidad del estudio fue la de determinar la forma y profundidad de la interface de los sedimentos, así como el basamento en perfiles de tipo regional a través de la gravimetría. Además de determinar el nivel estático y profundidad del basamento a través del transiente electromagnético.

Este estudio fue organizado en 20 perfiles electromagnéticos, con 242 estacio-nes y 26 perfiles TEM con 102 estaciones. En las figuras siguientes se muestran las ubicaciones de las estaciones gravimétricas (Figura 3.4) y de transiente electromagnético TEM (Figura 3.5). Además, se observan perfiles traslapados de gravimetría y TEM, esto para el estudio de profundidad del basamento.

Figura 3.3. Estudios de perfiles TEM sector Pan de Azúcar, acuífero El Culebrón. La zona marcada dentro del círculo negro hace referencia al sitio seleccionado para la per-foración e instalación del dispositivo de vigilancia de aguas subterráneas en Pan de Azúcar.Fuente: INNOVA CORFO, Cabrera 2015.


Figura 3.4. Perfil gravimétrico situado en el sector de Pan de Azúcar. Este perfil cubre la parte sur, central y norte del valle. Fuente: Cabrera, 2015.

Figura 3.5. Ubicación en planta de las estaciones de transiente electromag-nético (TEM), situadas en el sector de Pan de Azúcar. Fuente: Cabrera, 2015.

3.1.10.2.1 Pan de Azúcar, Región de Coquimbo

El perfil geofísico de la zona de Pan de Azúcar se representa en tres capas. La más superficial está parcialmente saturada desde la profundidad del nivel freá-tico hacia abajo. Bajo esta capa, existe un estrato completamente saturado y la tercera capa corresponde a la roca (sana o alterada).


La principal diferencia con la cuenca del Elqui y la cuenca costera Elqui - Limarí, es la existencia de un sector confinado, donde existen sedimentos arcillosos, esto en la capa más superficial.

La Figura 3.6 ilustra los estratos reconocidos por el estudio geofísico CORFO 2015 en el sector de Pan de Azúcar:

En Pan de Azúcar se realizaron los siguientes estudios físicos, dividiendo el Valle en las siguientes áreas:

3.1.10.2.2 Zona sur del sector de Pan de Azúcar

El área del sector de Pan de Azúcar, donde confluyen las quebradas La Ánimas, Martínez, Las Cardas y Lagunillas, presenta una gradual reducción del relleno sedimentario desde el sector El Sauce (al sur del perfil E20) hacia el sur y hacia los bordes serranos ubicados al este y oeste del valle principal.

La Figura 3.7 ilustra los perfiles E20 y E19, en la estación N°20, el relleno saturado cubre un espesor de 90 m. Bajo este relleno se detectó un medio asimilable a roca alterada. Más al sur (perfil E23), el relleno grueso saturado (gravas, arenas y limos) posee un espesor de aproximadamente 31 m (estación 23) y hacia los extremos del perfil (bordes del valle), se detectaron rellenos arcillosos.

Figura 3.6. Perfil esquemático del relleno sedimentario de Pan de Azúcar.Fuente: Cabrera, 2015.


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Figura 3.8. Perfiles E73 y E12. Zona central, Pan de Azúcar. Fuente: Cabrera, 2015.

Hacia la quebrada Lagunillas el relleno se reduce y predominan medios arcillosos. Esa configuración de relleno grueso en el tramo central del valle y arcilla hacia los bordes se aprecia claramente en el perfil E7.

3.1.10.2.3 Zona central de Pan de Azúcar

En el centro del valle es posible observar la disposición confinada detectada por los pozos perforados en el sector de Pan de Azúcar. La Figura 3.8 ilustra los TEM del perfil E73, los cuales muestran la forma de la cubeta rocosa y el estrato ar-cilloso confinante que sobreyace a los sedimentos gruesos. Además, la estación N° 74 detectó basamento alterado, por lo que el espesor saturado del volumen almacenado puede superar los 250 m.


El perfil E12, dispuesto de forma diagonal en el valle, revela que el relleno al oeste del estero Culebrón es arcilloso, lo mismo ocurre en la Ruta 5. El relleno grueso alcanza casi 200 m de espesor (estación 14).

Los perfiles TEM medidos revelan que no existe continuidad espacial del estrato arcilloso confinante. Éste se emplaza en parte del área central del valle, pero no se prolonga hacia el sur, norte ni este. En esas áreas en el relleno presenta condiciones de escurrimiento libre.

3.1.10.2.4 Desembocadura estero Culebrón

El perfil 1 muestra que el relleno sedimentario de Pan de Azúcar se ha acumu-lado en el entorno del estero Culebrón y mantiene cierta continuidad hasta la desembocadura, tal como lo revelan las estaciones N° 9, 8, 1 y 30 del perfil E1.

La Figura 3.9 ilustra el ascenso del basamento detectado en las estaciones N° 9 y 10 correspondiente al pie del cerro Pan de Azúcar, ubicado al sur del perfil E1.

Figura 3.9. Perfil E1, zona de desembocadura del estero CulebrónFuente: Cabrera, 2015.


Figura 3.10. Perfil del dispositivo de monitoreo de aguas subterráneas. El dispositivo de monitoreo de aguas subterráneas tiene un largo de 110 metros. Los sensores se ubican luego del metro 71.Fuente: ImaGeau 2017.

3.1.10.3 Estudio y perforación para pozo de observación del dispositivo SMD (Sub-Surface Monitoring Device)

La perforación del pozo ubicado en las coordenadas UTM 281343E, 6668523S (HUSO 19), tiene por finalidad la instalación de un dispositivo de monitoreo de aguas subterráneas, asociada al perfil del suelo. La Figura 3.10 ilustra la distri-bución de los sensores en función al largo de la sonda.

La sonda es un dispositivo que trabaja en relación con el perfil de suelo, com-puesta por un tren de sensores ubicados cada un metro, es decir, en este caso 40 sensores. El dispositivo SMD mide la resistividad directamente desde el sitio gracias al número de sensores (200 máximos) instalados a lo largo de toda la sonda. A diferencia de otras tecnologías que únicamente mide la conductividad eléctrica del agua de un pozo. El dispositivo SMD mide la resistividad del agua contenida dentro del subsuelo, para luego con la ecuación de resistividad de Archie, llegar a la conductividad y luego a la salinidad. El funcionamiento del dispositivo de vigilancia de aguas subterráneas (SMD), funciona de la siguiente manera:


Figura 3.11. Representación del dispo-sitivo instalado en el predio El Sauce I.Fuente: Imageau 2017.

La Figura 3.11 muestra el dispositivo ins-talado dentro del pozo. El cable del dis-positivo tiene un grosor de un centímetro y cada sensor tiene tres centímetros de grosor. Para el dispositivo instalado en El Sauce, los sensores están situados a un metro, a partir del metro sesenta hasta el metro cien. Este dispositivo está ins-talado dentro de un tubo PVC de 6,5 cm de diámetro. En el interior del cable del dispositivo se encuentran 20 hilos que emiten la señal de cada sensor hasta la memoria de almacenamiento de la estación in situ.

El dispositivo es alimentado por una ba-tería, que alimenta la memoria, la cual registra las señales de resistividad del pozo. Las señales son emitidas satelital-mente hasta un ordenador central, estas señales son interpretadas y calibradas por un profesional ImaGeau. Los datos son calibrados a partir de la ecuación de resistividad de Archie:

C0 = CW / F + CS CW = (C0 – CS) * F

Donde:C0 = Inversa de la resistividad aparente;CS = Conductividad de la superficie según la arcilla;F = Factor de formación.

Para aplicar la ecuación de Archie, se ne-cesita conocer la litología y parámetros como la porosidad y la capacidad de intercambio catiónico del suelo. La Figura 3.12 ilustra la visualización en tiempo real de los datos de resistividad tomados por el dispositivo SMD. La visualización en tiempo real de la resistividad permite estudiar la concentración de solidos disueltos en las capas del perfil litológico.


3.1.10.3.1 Perfil litológico

A partir del estudio de análisis de suelo, se desprende la construcción del perfil litológico observado durante la perforación del pozo en los predios El Sauce I. Un perfil o corte geológico puede definirse como una sección vertical o perfil interpretativo de la geología superficial, para cuya realización se utilizan los datos obtenidos en el terreno (Tupak, 2009).

En el sector de Pan de Azúcar predominan los suelos aluviales de naturaleza pardocálcica o alfisoles. Son suelos provenientes de los interfluvios montaño-sos, transportados por los cauces naturales. En los suelos del piedemonte de la cordillera de la costa predominan los suelos llamados entisoles2 y aridisoles. Estos suelos poseen un escaso desarrollo y están, por lo general, desprovistos de vegetación. Son frecuentes en las fuertes pendientes de cerros escarpado (Cepeda et al. 2008).

En El Sauce I predominan suelos aluviales sobre terrazas marinas y fondos de valles fluviales. Estos suelos han evolucionado a partir de sedimentos marinos y continentales. Se denominan suelos de praderas costeras o molisoles3, son de color pardo y textura fina, y están compuestos por arcillas, arenas y limos (Cepeda et al. 2008).

2 Suelos jóvenes cuyos únicos factores formadores son la melanización y la gleificación. Como conse-cuencia de la gleificación el suelo adquiere una coloración grisácea más o menos azulada y verdosa (Ibáñez et al., página web: https://riunet.upv.es/bitstream/handle/10251/12883/Entisoles.pdf?sequen-ce=3 (consultado el 4 de julio de 2017)).3 Los suelos molisoles son un orden que se forman en áreas semiáridas a semihumedas, típicamente bajo una cobertura de pasturas. Su material parental es calcita, loess o arenisca, fundamentalmente movidos por el viento, desarrollados a partir de depósitos aluviales y lacustres sedimentados de origen volcánico, roca básica, ácidas, metamórficas, sedimentarias y piroplásticas. Los procesos principales que coadyuvan a su formación de molisoles de pradera son: melanización, descomposición, humificación, pedoper-turbación. Presentan una textura franco arenoso a franco arcilloso y arcilloso (Alvarado et al., 2014).

Figura 3.12. Operación del dispositivo SMD.Fuente: Imageau 2017.


El perfil litológico de El Sauce, está construido en relación al largo del disposi-tivo SMD. Para llevar a cabo el análisis de suelo, se tomaron muestras del perfil litológico encontrado cada 2 metros de profundidad. La finalidad de la toma de muestra cada 2 metros es mejorar el análisis de suelo. Mediante el cual se determinará la capacidad intercambio catiónico (CIC), la porosidad del suelo perteneciente a cada muestra, densidad real y densidad aparente del suelo, el tamaño de los granos según el tipo de suelo.

Para definir qué muestras son necesarias para analizar, se consideró como criterio unificar aquellas muestras que presentan continuamente la misma formación. Por ejemplo, desde la profundidad 76 hasta la profundidad 92, se presentan las mismas condiciones litológicas, por lo cual se consideró como una misma muestra. El Cuadro 3.2 ilustra los 100 metros de perforación, de los cuales se obtuvieron un total de 50 muestras de suelo.

Cuadro 3.2. Litología observada durante la perforación del pozo de observación SMD.

Tipo Foto N° Perfil de de de litológico con Profundidad suelo muestra Dispositivo sensores y sin sensores

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Continuación Cuadro 3.2.


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Elaborado por: Cárdenas Castillero, 2017. Datos: Proyecto INIA, 2017.

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Continuación Cuadro 3.2.



La Figura 3.13 ilustra el perfil del pozo de observación SMD a partir de los datos de perforación (Cua-dro 3.2).

El nivel estático del acuífero en el momento de la perforación del pozo de observación e instalación del dispositivo SMD, se ubicaba en el metro 52 de profundidad (Figura 3.13). Claramente se puede obser-var la estratificación litológica del acuífero hasta los 100 metros de profundidad, donde predominan tres zonas compuestas por arenas y gravas, separándose estas tres zonas por capas de arena limosa, arena arcillosa y limo arcilloso.

Cabe resaltar la peculiaridad que tanto la arena como la grava, cuan-do no están cubiertas de arcilla y limo carecen prácticamente de plasticidad y de tenacidad. Su ca-pacidad de retener agua es escasa debido a los grandes espacios entre sus partículas. En cambio, cuando el medio se compone de arena arcillosa, como de arena limosa, la retención de agua aumenta. Esto debido a que la arcilla cuando se moja se expande, reteniendo agua en sus poros.

Figura 3.13. Perfil del pozo de observación SMD.Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: Proyecto INIA-Intihuasi, 2017.


3.2 Evaluación de la conductividad eléctrica y la salinidad del Acuífero El Culebrón

Los resultados se presentan en dos puntos, el primero presenta las estima-ciones del análisis de suelo realizadas para el perfil litológico del sitio de emplazamiento del dispositivo SDM. El segundo presenta los resultados de conductividad eléctrica estimados a partir de la ecuación 3.8 y de salinidad a partir de la ecuación 3.13.

3.2.1 Análisis de suelo

El suelo está formado por partículas de diferente tamaño, producto de la des-fragmentación de las rocas. De acuerdo con el diámetro y en orden creciente, las partículas se clasifican en: arcilla, limo, arena, y gravas. El Cuadro 3.3 muestra el tamaño y diámetro de partículas para el suelo encontrado durante la perforación del pozo, para la instalación del dispositivo SMD.

A su vez la Figura 3.14 ilustra la composición litológica donde se encuentra emplazado el pozo de observación SMD, la cual ilustra en un espesor de 100 metros la formación del acuífero.

La Figura 3.14 además muestra la composición de suelo en porcentajes de arena, limo y arcilla, estimada cada dos metros según el perfil litológico.

Los 100 metros se divide en dos capas principales, un conglomerado desde el metro 0 hasta el metro 22 de profundidad, donde se observan porcentajes de arcilla y limo superior al porcentaje de arena entre el metro 00–02 al metro 06-08; contrario del metro 08–10 hasta el metro 20–22, donde se presenta un porcentaje de arena superior al de arcillas y limos.

La segunda capa reconocida en el estudio del perfil litológico presenta arenas en mayor porcentaje al limo y a la arcilla, lo cual lo condiciona como almacenar agua. A partir del metro 25 de profundidad se localiza la capa acuífera de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón (CORFO, 2015), identificándose como un acuífero libre. No obstante, en la actualidad el nivel piezométrico se ubica a los 50 metro de profundidad (medida tomada en el terreno el 17 de julio de 2017).


Cuadro 3.3. Tamaño y diámetro (mm) del perfil litológico del sitio de emplazamiento del dispositivo SMD.

%Arena %Limo %Arcilla %Arena %Limo %Arcilla 2–0,05 0,05–0,002 < 0,002 2–0,05 0,05–0,002 < 0,002 Profundidad mm mm mm Profundidad mm mm mm

00 - 02 25,90 30,10 44,00 50 - 52 62,8 21,9 15,3

02 - 04 20,00 49,70 30,30 52 - 54 81,70 7,30 11,00

04 - 06 20,00 49,70 30,30 54 - 56 71,40 15,10 13,50

06 - 08 24,00 37,60 38,40 56 - 58 71,40 15,10 13,50

08 - 10 51,90 28,40 19,70 58 - 60 71,40 15,10 13,50

10 - 12 51,90 28,40 19,70 60 - 62 79,10 9,90 11,00

12 - 14 51,90 28,40 19,70 62 - 64 79,00 7,40 13,60

14 - 16 64,20 22,20 13,60 64 - 66 79,00 7,40 13,60

16 - 18 64,20 22,20 13,60 66 - 68 79,00 7,40 13,60

18 - 20 43,90 20,00 36,10 68 - 70 86,90 3,00 10,10

20 - 22 43,90 20,00 36,10 70 - 72 81,60 5,70 12,70

22 - 24 67,40 16,20 16,40 72 - 74 79,20 8,20 12,60

24 - 26 67,40 16,20 16,40 74 - 76 73,70 11,70 14,60

26 - 28 67,40 16,20 16,40 76 - 78 84,30 4,70 8,40

28 - 30 84,30 5,60 10,10 78 - 80 86,90 4,70 8,40

30 - 32 84,30 5,60 10,10 80 - 82 86,90 4,70 8,40

32 - 34 81,10 7,90 11,00 82 - 84 84,30 7,30 8,40

34 - 36 81,10 7,90 11,00 84 - 86 86,90 4,70 8,40

36 - 38 81,20 7,90 10,90 86- 88 86,90 4,70 8,40

38 - 40 81,20 7,90 10,90 88 - 90 84,30 7,30 8,40

40 - 42 81,20 7,90 10,90 90 - 92 90,00 2,80 7,20

42 - 44 81,20 7,90 10,90 92 - 94 57,10 19,70 23,30

44 - 46 58,90 24,80 16,30 94 - 96 57,10 19,70 23,30

46 – 48 58,90 24,80 16,30 96 - 98 79,20 6,40 14,40

48 - 50 62,80 21,90 15,30 98 -100 79,20 6,40 14,40

Elaborado por: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: INIA-La Platina, 2017.


Figura 3.14. Composición litológica del punto de ob-servación SMD. Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: INIA, La Platina 2017.

Esta segunda capa pre-senta una textura Arena Franco y Franco arenoso (ver resultados sobre la textura del perfil litológi-co, página 144). Entre los metros 92–94 y 94–96, se observa una disminución del porcentaje de arenas (53% de arenas), y un incremento del porcen-taje de limo (19,70%) y de arcillas (23,30%).

A partir del tamaño de las partículas del suelo, se estima su densidad. La densidad del suelo varía según la textura del suelo y el contenido de materia orgánica; puede variar por labranzas y con la humedad del suelo sobre todo en los suelos con arcillas. La densidad suele disminuir y aumentar en función a la cantidad de arcilla y limo estimada, entre mayor es la cantidad de arcilla y limo, menor es la densidad; menor cantidad de arcilla y limo, mayor es la densidad.

Los Cuadros 3.4 y 3.5 presentan las densidades reales y aparentes, ambas estimadas para el sitio de emplazamiento del dispo-sitivo SMD.


Cuadro 3.4. Densidad real estimada para el perfil litológico del sitio de emplaza-

miento del dispositivo SMD.

Densidad Densidad Real Real Profundidad (g/cc) Profundidad (g/cc)

00 - 02 2,20 50 - 52 2,52

02 - 04 2,37 52 - 54 2,55

04 - 06 2,37 54 - 56 2,55

06 - 08 2,58 56 - 58 2,55

08 - 10 2,54 58 - 60 2,55

10 - 12 2,54 60 - 62 2,52

12 - 14 2,54 62 - 64 2,46

14 - 16 2,59 64 - 66 2,46

16 - 18 2,59 66 - 68 2,46

18 - 20 2,54 68 - 70 2,40

20 - 22 2,54 70 - 72 2,29

22 - 24 2,55 72 - 74 2,55

24 - 26 2,55 74 - 76 2,39

26 - 28 2,55 76 - 78 2,54

28 - 30 2,62 78 - 80 2,57

30 - 32 2,62 80 - 82 2,58

32 - 34 2,60 82 - 84 2,51

34 - 36 2,60 84 - 86 2,55

36 - 38 2,61 86- 88 2,55

38 - 40 2,61 88 - 90 2,54

40 - 42 2,61 90 - 92 2,62

42 - 44 2,61 92 - 94 2,34

44 - 46 2,45 94 - 96 2,34

46 - 48 2,45 96 - 98 2,39

48 - 50 2,52 98 -100 2,39


Cuadro 3.5. Densidad aparente estimada en el perfil litológico, sitio de emplaza-

miento del dispositivo SMD.

Densidad Densidad Aparente Aparente Profundidad (g/cc) Profundidad (g/cc)

00 - 02 1,31 50 - 52 1,44

02 - 04 1,19 52 - 54 1,40

04 - 06 1,19 54 - 56 1,40

06 - 08 1,30 56 - 58 1,40

08 - 10 1,47 58 - 60 1,40

10 - 12 1,47 60 - 62 1,60

12 - 14 1,47 62 - 64 1,42

14 - 16 1,72 64 - 66 1,42

16 - 18 1,72 66 - 68 1,42

18 - 20 1,27 68 - 70 1,38

20 - 22 1,27 70 - 72 1,26

22 - 24 1,64 72 - 74 1,44

24 - 26 1,64 74 - 76 1,43

26 - 28 1,64 76 – 78 1,49

28 - 30 1,65 78 – 80 1,65

30 - 32 1,65 80 – 82 1,55

32 - 34 1,52 82 – 84 1,42

34 - 36 1,52 84 – 86 1,56

36 - 38 1,65 86- 88 1,55

38 - 40 1,65 88 – 90 1,42

40 - 42 1,65 90 – 92 1,62

42 - 44 1,65 92 – 94 1,19

44 - 46 1,39 94 – 96 1,19

46 - 48 1,39 96 - 98 1,42

48 - 50 1,44 98 -100 1,42



Por efectos del estudio se trabaja con la densidad aparente. La densidad aparente es afectada por las partículas sólidas y por el espacio poroso. Los resultados del Cuadro 3.5 se comparan con los estudios realizados por Salamanca 2005, donde los suelos de textura fina presentan una densidad general que varía entre 1,00 y 1,20g/cc, mientras que la densidad en suelos arenosos es mayor y puede variar entre 1,20 y 1,60g/cc.

En el perfil litológico se determinó densidades aparentes de textura fina, rela-cionadas a la presencia de arcilla y limo (en diferentes porcentajes) a lo largo de todo el perfil (ver Cuadro 3.3). De igual manera el perfil litológico presenta densidades aparentes de textura gruesa > 1,20g/cc. Esta textura gruesa proviene de formaciones basálticas, texturas arenosas de menor porosidad (ver Cuadro 3.6) y mayor peso del suelo por unidad de volumen, 1,32g/cc.

La naturaleza, las dimensiones y el arreglo de las partículas del suelo además de otros factores relacionados con su formación también influyen sobre los valores de la densidad aparente (Salamanca Jiménez & Sadeghian Khalajbadi, 2005).

A partir de la densidad aparente se estima la porosidad. Esto dividiendo la densidad aparente por la real se obtiene la fracción de sólidos en el suelo, el porcentaje de estos deberá restarse de 100 para obtener el volumen de poros.

La forma y característica de los poros influyen en la conductividad hidráulica debido a que el agua en el suelo es conducida y contenida por los poros de éste.

A partir de los datos del Cuadro 3.6 se determinó una porosidad promedio de 41,63%. La porosidad más baja de la muestra coincide con los valores más altos de densidad aparente, por lo cual la porosidad es inversamente proporcional a la densidad del suelo. El Cuadro 3.6 muestra los valores estimados de porosidad.


Cuadro 3.6. Porosidad del pozo de observación SMD.

Profundidad Porosidad Profundidad Porosidad (m) (%) (m) (%)

00 - 02 40,45 50 - 52 42,86

02 - 04 49,79 52 - 54 45,1

04 - 06 49,79 54 - 56 44,66

06 - 08 49,61 56 - 58 44,66

08 - 10 42,13 58 - 60 44,66

10 - 12 42,13 60 - 62 37,25

12 - 14 42,13 62 - 64 42,28

14 - 16 33,59 64 - 66 42,28

16 - 18 33,59 66 - 68 42,28

18 - 20 50,00 68 - 70 42,50

20 - 22 50,00 70 - 72 44,98

22 - 24 35,69 72 - 74 43,53

24 - 26 35,69 74 - 76 40,17

26 - 28 35,69 76 - 78 41,34

28 - 30 37,02 78 - 80 35,80

30 - 32 37,02 80 - 82 39,92

32 - 34 41,54 82 - 84 43,43

34 - 36 41,54 84 - 86 38,82

36 - 38 36,78 86- 88 39,22

38 - 40 36,78 88 - 90 44,09

40 - 42 36,78 90 - 92 38,17

42 - 44 36,78 92 - 94 49,15

44 - 46 43,27 94 - 96 49,15

46 - 48 43,27 96 - 98 40,59

48 - 50 42,86 98 -100 40,59

Se observa una porosidad de 50% entre el metro 2 al 8 y del metro 18 al 22. La porosidad de menor valor se registra entre el metro 14 al 18.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-La Platina, 2017.


La Figura 3.15 ilustra la porosidad en función al perfil litológico:

Figura 3.15. Porosidad en función a la profundidad en el sitio de emplazamiento del dispositivo SMD. Se observa una variabilidad de la porosidad a lo largo del perfil litológico, estimán-dose valores débiles de porosidad entre el metro 14 al 18, donde según el perfil litológico se encuentra limo, arcilla y arena. La porosidad aumenta considerable-mente hasta un 50%, con formación de arcilla y arena. La línea de tendencia indica un aumento de la porosidad a lo largo de los 100 metros del perfil litológico de 3%.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-La Platina, 2017.


El Cuadro 3.7 presenta los valores de intercambio catiónico estimados para el perfil litológico del pozo de observación, SMD.

C.I.C. C.I.C. Profundidad (cmol (+) /kg) Profundidad (cmol (+) /kg)

00 - 02 18,50 50 - 52 11,47

02 - 04 14,99 52 - 54 10,76

04 - 06 14,99 54 - 56 10,76

06 - 08 19,23 56 - 58 10,76

08 - 10 6,92 58 - 60 10,76

10 - 12 6,92 60 - 62 7,12

12 - 14 6,92 62 - 64 9,65

14 - 16 5,56 64 - 66 9,65

16 - 18 5,56 66 - 68 9,65

18 - 20 22,6 68 - 70 11,00

20 - 22 22,6 70 - 72 16,26

22 - 24 12,24 72 - 74 9,89

24 - 26 12,24 74 - 76 11,51

26 - 28 12,24 76 - 78 11,00

28 - 30 6,29 78 - 80 7,82

30 - 32 6,29 80 - 82 5,75

32 - 34 6,59 82 - 84 11,91

34 - 36 6,59 84 - 86 3,68

36 - 38 6,29 86- 88 4,33

38 - 40 6,29 88 - 90 7,21

40 - 42 6,29 90 - 92 3,54

42 - 44 6,29 92 - 94 16,08

44 - 46 11,04 94 - 96 16,08

46 - 48 11,04 96 - 98 6,08

48 - 50 11,47 98 -100 6,08

Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-La Platina, 2017.


La Figura 3.16 muestra los valores más altos de intercambio catiónico ubi-cado entre el metro 18 y 20 de profundidad, con un valor de 22,6 cmol (+)/kg. Coincidiendo con el mayor porcentaje de porosidad del perfil (ver Figura 3.14), conformado por una textura franco-arcillosa (Ver Cuadro 3.8). Este valor de intercambio catiónico refleja que la mayor concentración de arcilla y materia orgánica del perfil estudiado se ubica a esta profundidad.

Sin embargo, el espesor correspondiente a la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón a partir del metro 50 presenta un intercambio catiónico promedio de 10 cmol (+) /kg, con bajos valores entre los metros 84 y 92; a contraste del metro 93, el cual presenta un valor de intercambio catiónico de 16,08 10 cmol (+) /kg.

Como ya se ha definido, la capacidad de intercambio catiónico (CIC), corres-ponde a la capacidad que tiene un suelo para retener y liberar iones positivos, el Cuadro 3.7 presenta una variabilidad entre 3,54 y 22,60 cmol (+)/kg, lo cual está intrínsecamente relacionado con las clases, cantidades y combinaciones de los minerales arcillosos.

A medida que el porcentaje de arcilla del suelo aumenta, también aumenta la capacidad de intercambio catiónico (comparar Figura 3.16 con el Cuadro 3.7). Suelos de textura gruesa (arenosos) poseen una CIC menor, por lo tanto, los ca-tiones son retenidos sólo en una baja proporción. De igual manera, el tamaño de las partículas influye en los valores de CIC, cuanto más pequeña sea la partícula, más grande será la capacidad de CIC.

La Figura 3.16 muestra el perfil de intercambio catiónicos en función al perfil litológico.


Figura 3.16. Representación gráfica de la capacidad de intercambio catiónico (CIC) en función al perfil litológico.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-La Platina, 2017.


Como la CIC está intrínsecamente ligado al tipo de suelo, el Cuadro 3.8 presenta las texturas de suelo estimadas para el perfil litológico estudiado.

Cuadro 3.8. Clases de texturas.

Profundidad Textura Profundidad Textura

00 - 02 Arcilla 50 - 52 Franco arenoso

02 - 04 Franco arcilla limoso 52 - 54 Arena Franco

04 - 06 Franco arcilla limoso 54 - 56 Arena Franco

06 - 08 Franco arcilloso 56 - 58 Arena Franco

08 - 10 Franco arenoso 58 - 60 Arena Franco

10 - 12 Franco arenoso 60 - 62 Franco arenoso




18 - 20 Franco arcilloso 68 - 70 Arena Franco

20 - 22 Franco arcilloso 70 - 72 Franco arenoso



26 - 28 Franco arenoso 76 - 78 Arena Franco

28 - 30 Arena Franco 78 - 80 Arena Franco




36 - 38 Arena Franco 86- 88 Arena Franco


40 - 42 Arena Franco 90 - 92 Arena

42 - 44 Arena Franco 92 - 94 Franco arcilla arenoso

44 - 46 Franco arenoso 94 - 96 Franco arcilla arenoso


48 - 50 Franco arenoso 98 -100 Franco arenoso



Las texturas encontradas en el sitio de estudio se describen a continuación:

· Textura Arenosa: es no cohesiva y forma sólo gránulos simples. Las partículas individuales pueden ser vistas y sentirlas al tacto fácilmente. Al apretarlo con la mano en estado seco se suelta con facilidad una vez que cesa la presión. Al apretarlo en estado húmedo forma un molde que se desmenuza al tocarlo (Barbecho & Calle, 2012).

· Textura Franco arenosa: es un suelo que posee bastante arena pero que cuenta también con limo y arcilla, lo cual le otorga algo más de coherencia entre partículas. Los granos de arena pueden ser vistos a ojo descubierto y sentidos al tacto con facilidad. Al apretarlo en estado seco forma un molde que fácilmente cae en pedazos, pero al apretarlo en estado húmedo el modo formado persistirá si se manipula cuidadosamente (Barbecho & Calle, 2012).

· Textura Franco arcillosa: es un suelo de textura fina que usualmente se quie-bra en terrones duros cuando éstos están secos. El suelo en estado húmedo al oprimirlo entre el pulgar y el resto de los dedos forma una cinta que se quiebra fácilmente al sostener su propio peso. El suelo húmedo es plástico y forma un molde que soporta bastante su manipulación. Cuando se amasa en la mano no se destruye fácilmente, sino que tiende a formar una masa compacta (Barbecho & Calle, 2012).

· Textura Arcillosa: constituye un suelo de textura fina que usualmente forma terrones duros al estado seco y es muy plástico como también pegajoso al mojarse. Cuando el suelo húmedo es oprimido entre el pulgar y los dedos restantes se forma una cinta larga y flexible (Barbecho & Calle, 2012).

· Textura de fragmentos gruesos: Los fragmentos mayores de 2 mm, que constituyen la grava el casquijo y la piedra (Barbecho & Calle, 2012).

3.2.2 Conductividad eléctrica

La conductividad del agua de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón es estimada a partir de la resistividad eléctrica medida por el dispositivo SMD.

Se presenta las medidas de resistividad bajo el formato del portal online de ImaGeau, la Figura 3.17 muestra la variabilidad de la resistividad en función a la profundidad, esta permite ver la evolución de la resistividad en el tiempo y en diferentes niveles de profundidad del acuífero.


Figura 3.17. Crónica de resistividad medida por el dispositivo SMD. Cada color representa una profundidad con la resistividad registrada exactamente a la pro-fundidad indicada. La crónica de datos, indica una resistividad que varía entre el 9 de junio al 28 de junio de 2017. El color rojo representa la resistividad a una profundidad de 85,5 metros, el color crema representa la resistividad a una profundad de 86.5 metros. El perfil crónico de resistividad presenta cuatro estratos: metro 63,5, metro 74,5, del metro 82,5 hasta el metro 86,5 y un último estrato de resistividad considerable a una profundidad de 85,5 metros.Fuente: ImaGeau 2017. https://emi.imageau.eu/app/sites/el-cuberon/observatories/els1/chronic (con-sultado el 28 de junio de 2017).

Figura 3.18. Perfil de resistividad. El perfil muestra una fuerte resistividad entre el metro 81,3 y 87,5 metros de profundidad.Fuente: ImaGeau 2017. https://emi.imageau.eu/app/sites/el-cuberon/observatories/els1/log (Consultado el 28 de junio de 2017).

La Figura 3.18 presenta un perfil de las medidas de resistividad.


La Figura 3.19 muestra la interpolación de la resistividad. Esta interpolación, debe ser comparada y calibrada con los datos de porosidad, talla de granos y capacidad de intercambio catiónico (CIC). A partir de estos datos la conductividad del acuí-fero puede ser determinada a partir de la ecuación de Archie y Waxman & Smith.

Figura 3.19. Interpolación de la resistividad (Ohm.m) según los datos de medidos por el dispositivo SMD. Una fuerte resistividad es observada a una profundidad de 64 metros, y entre las profun-didades 83 y 92 metros de profundidad.Fuente: ImaGeau 2017. https://emi.imageau.eu/app/sites/el-cuberon/observatories/els1/contour (Consultado el 28 de junio de 2017).

A partir de la Figura 3.19 se puede visualizar los datos de resistividad en un tiempo determinado, entre mayo y junio de 2017. En el margen derecho de la figura se vi-sualiza la escala de resistividad, la cual varía entre 10 ohm.m (en color celeste) hasta >20 ohm.m (en color rojo oscuro); siguiendo esta escala sobre la Figura 3.19 se puede determinar la ubicación de los estratos con menos resistividad del espesor del acuífero El Culebrón, observándose la resistividad más débil entre las profundidades 65 a la 83. En cambio, la resistividad más fuerte se observa entre las profundidades 84 a la 92.

La Figura 3.20 ilustra el perfil de resistividades medidas por el dispositivo SMD para las fechas siguientes: 17 de mayo, 20 de mayo, 25 de mayo, 30 de mayo, 5 de junio, 10 de junio, 15 de junio, 20 de junio, 15 de junio, 30 de junio, 5 de julio, 10 de julio y 15 de julio del 2017. Además de estimaciones de conductividad para las siguientes fechas (Figura 3.22): 1 de agosto, 10 de agosto, 20 de agosto, 30 de agosto, 10 de septiembre, 20 de septiembre, 30 de septiembre, 10 de octu-bre, 20 de octubre, 30 de octubre, 10 de noviembre y 20 de noviembre de 2017.

A partir de estas medidas de resistividad, y aplicando la ecuación 3.8 se obtienen los valores de conductividad eléctrica para el perfil litológico (Figura 3.21), entre las profundidades ya establecidas.


Figura 3.20. Resistividad eléctrica medida a través del dispositivo SMD.Datos: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 3.21. Conductividad eléctrica estimada a partir de la resistivi-dad registrada por el dispositivo SMD, subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón (metros 61,5 al 97,5).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 3.22. Conductividad eléctrica de la parte Oeste del Acuífero El Culebrón, profundidad del metro 54 al metro 87.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


El perfil litológico presenta una variable de conductividad, desde 2.000 hasta 12.000 μS/cm. Las mediciones de conductividad eléctrica detectan la canti-dad de cationes o aniones (sales) en solución. Cuanto mayor es la cantidad de aniones o cationes tanto mayor es la lectura de la conductividad eléctrica. Los iones generalmente asociados con salinidad son cationes Ca2+, Mg2+, K+, Na+, H+, o aniones NO3

-, SO42-, Cl-, HCO3

-, OH- (ver Capítulo 4).

Las Figura 3.23 y 3.24 ilustran las salinidades de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón a partir de los datos de conductividad.

La Figura 3.25 ilustra 33 capas de salinidad ubicadas a lo largo del perfil litológico con 10 diferentes concentraciones de salinidad. Así se determina la salinidad más baja con una concentración entre 2.000 a 3.000 mg/L en la profundidad 89,5 y entre los metros 92,5 al 93,5.

La heterogeneidad del acuífero con una alternancia de arena arcillosa da como resultado un débil intercambio vertical dentro del acuífero. Esta característica del acuífero está ligado a su débil permeabilidad de 4,54 x10-6 m/s calculado a partir de las pruebas de bombeo realizadas en El Sauce I. Teniendo como consecuen-cia aguas de mayor densidad, sobre aguas de menor densidad. Caracterizando la subcuenca Oeste del acuífero como un acuífero semiconfinado por capas de arcilla de alto intercambio catiónico.

El perfil de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, donde está instalado el dispositivo SMD, presenta una conductividad eléctrica que varía entre 2.000 a12.000 μS/cm, valores característicos de aguas salobres (Valero, 2001). La conductividad más alta se registra en el metro 79,5 del perfil litológico, con una conductividad de 12.300 μS/cm, representando una salinidad de 8.536,32 mg/L, lo cual equivale a salinidades muy altas de tipo salmueras. Inferior a esta profundidad, la conductividad eléctrica disminuye hasta a 2.000 μS/cm entre el metro 92,5 y 93,5 luego se observa un aumento gradual de la conductividad y de la salinidad en el perfil del dispositivo.

Las aguas menos salinas se ubican entre el metro 82 al 92, perfil constituido principalmente por arenas en un 87%, arcilla en un 8% y limo en un 5%, lo cual le da una textura Arena Franco, con una débil conductividad eléctrica en comparación al resto de las medidas. No obstante, esta agua es considerada de alta dureza (ver Capítulo 4), con fuerte mineralización y salinidad considerable.


Figura 3.23. Salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón (metros 61,5 al 97,5).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 3.24. Salinidad de la subcuenca Oeste del Acuífero El Culebrón (metros 54,5 al metro 88,5)Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 3.25. Estratos salinos identificados en el acuífero El Culebrón.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


La química del agua evoluciona en función del tiempo en contacto entre el agua y el suelo, o el agua y la roca que la contiene. Tomando en cuenta las formaciones geológicas descritas en el primer capítulo, posiblemente la salinidad de esta parte del acuífero está ligada a la geología, con diferentes tipos de agua. A partir de estas formaciones, si el agua atraviesa una formación de yeso, ella será rica en calcio y sulfatos. Si el agua atraviesa formaciones ricas en sal, ella tendrá altas concentraciones en cloro, sodio y potasio. De la misma manera, si el agua atraviesa formaciones calcáreas, ella será rica en bicarbonatos.


Capítulo 4.

Hidrogeoquímica de la subcuenca oeste del acuífero El Culebrón.Estudio de las posibles fuentes de salinidad


Viviana Andaur PavezQuímico [email protected]

En zonas áridas y semiáridas cuya precipitación no es suficiente para satisfacer las necesidades típicas de la región de estudio, como es el caso de Pan de Azúcar, el agua subterránea llega a ser el recurso más apreciado y fundamental para el desarrollo económico. El agua subterránea en la zona de Pan de Azúcar es utilizada principalmente para el riego agrícola, agua potable tanto en viviendas individuales, como en aglomeraciones urbanas. Así como industrias mineras consumidoras de grandes cantidades de agua.

Una de las propiedades más importantes del agua es la de disolver multitud de compuestos, tanto orgánicos como inorgánicos en todos sus estados. El agua controla una interminable lista de reacciones químicas que provocan la alte-ración de los minerales, en una cadena de trasformaciones que culmina con la disolución de estos. Por lo tanto, no es posible encontrar el agua en la naturaleza en estado puro, pudiendo prácticamente todos los elementos químicos entrar a formar parte de su composición (Barra, 2006).

Las fuentes y mecanismos que pueden conducir a la salinización de masas de aguas subterráneas son múltiples y ligadas a procesos naturales o inducidos por el hombre. Se suele encontrar frecuentemente situaciones complejas o varias fuentes o vectores de salinización.


Para determinar la calidad del agua de la subcuenca Oeste del acuífero, se realizó el análisis físico y químico de los siguientes parámetros: potencial de hidrógeno (pH), conductividad eléctrica (CE), relación de absorción del sodio, sodio porcen-tual, la dureza del agua, calcio (Ca2+), magnesio (Mg2+), potasio (K+), sodio (Na+), cloruro (Cl-), sulfato (SO4

2-), bicarbonato (HCO3-) y nitrato (NO3

-).

Por otro lado, se determinaron los tipos de agua de la subcuenca, esto a través de los diagramas de Stiff, Piper y diagrama binario. Las fuentes de salinidad fueron determinadas a partir de la relación entre los cationes y aniones. Las herramien-tas aplicadas se integran dentro de una metodología de diagnóstico, seguido de varios niveles y fases, tomando un modelo conceptual, modelo de predicción.

La interpretación gráfica de los aniones y cationes permite identificar las combinaciones y los puntos de mayor interacción, donde se pueden señalizar los polos salinos en el sistema, netamente el agua de mar pura, evaporada y/o naturalmente modificada o de salmueras como consecuencias de la disolución de evaporitas. Con esto es posible distinguir una salinización en progresión de una salinización en regresión. La Figura 4.1 ilustra la ubicación de los pozos dentro de los cuales se llevó a cabo la toma de agua y posteriormente el análisis químico en laboratorio.

Figura 4.1. Ubicación de los pozos analizados.Fuente: Cárdenas Castillero, 2017.Datos: Proyecto INIA-Intihuasi, 2017.


4.1 Parámetros fisicoquímicosEl agua subterránea natural como consecuencia de su composición química y de acciones naturales externas, presenta una serie de propiedades o características fisicoquímicas (Ver Cuadro 4.1) como color, turbidez, sabor, temperatura, conduc-tividad eléctrica, dureza, entre otras. Todas estas variando en espacio y tiempo.Los parámetros físicos incluyen medidas de conductividad eléctrica, dureza, niveles de pH y temperatura. Los parámetros químicos (Cuadro 4.1), corresponde a valores individuales en iones de bicarbonato (HCO3

-), sulfato (SO42-), cloruro

(Cl-), calcio (Ca2+), magnesio (Mg2+), sodio (Na+), potasio (K+).

Cuadro 4.1. Parámetros fisicoquímicos en mg/L.

María El Sauce El Sauce El Sauce Pozos Bertolla Barriales I SMD III IV

Potencial de Hidrógeno (pH) 7,51 7,38 7,48 7,44 7,46 7,87 Conductividad Eléctrica (µS/cm) 7.400 4.200 4.800 5 200 2.600 960 Relación de Adsorción de Sodio 4,40 2,60 2,60 4,00 6,70 1,30 Sodio Porcentual 24,80 20,60 19,10 28,90 470 20,50 Dureza 2.760 1.520 1.940 1.595 700 445 Calcio (mgCa2+/L) 614 356 482 374 166 110 Magnesio (mgMg2+/L) 298 153 179 160 69 41 Potasio (mgK+/L) 6,0 4,0 5,0 6,0 4,0 2,0 Sodio (mgNa+/L) 421 182 212 299 288 53 Cloruro (mgCl-/L) 2.092 1.028 1.312 1.524 599 149 Sulfato (mgSO4

2-/L) 509 432 346 403 254 86 Bicarbonato (mgHCO3

-/L) 256 293 232 226 244 275 Nitrato (mgNO3

-/mg) 2,2 2,0 10,8 2,0 7,2 4,9

Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Cuadro 4.2. Valores en meq/L de aniones y cationes.

María El Sauce El Sauce El Sauce Aniones y cationes Bertolla Barriales I SMD III IV

Calcio (meqCa2+/L) 30,70 17,80 24,10 18,70 8,30 5,50 Magnesio (meqMg2+/L) 24,50 12,60 14,70 13,20 5,70 3,40 Potasio (meqK+/L) 0,16 0,10 0,14 0,15 0,11 0,04 Sodio (meqNa+/L) 18,30 7,90 9,20 13,00 12,50 2,30 Cloruro (meqCl-/L) 59,00 29,00 37,00 43,00 16,90 4,20 Sulfato (meqSO4

2-/L) 10,60 9,00 7,20 5,50 5,30 1,80 Bicarbonato (meqHCO3

-/L) 4,20 4,80 3,80 3,70 4,00 4,50

Fuente: INIA-Intihuasi, 2017.

4.1.1 Potencial de hidrógeno (pH)

El valor del pH define la acidez del agua, siendo para el agua neutra pH = 7. Para el agua ácida pH < 7 y para el agua básica pH > 7. El pH aumenta con el aumento de temperatura1 hasta en un 8%, por lo que debe referirse a la temperatura de medida in situ. Por regla general el pH de las aguas naturales se mantiene entre 6,5 y 8, aunque excepcionalmente puede variar entre 3 y 11.

El pH juega un papel importante en muchos procesos químicos y biológicos de las aguas subterráneas naturales, como el equilibrio carbonatado, procesos redox, entre otras reacciones.

La Figura 4.2 ilustra las concentraciones de pH.

1 La temperatura promedio tomada en el sitio de emplazamiento del dispositivo SMD fue de 23°C, en comparación a la temperatura superficial, la cual presenta un promedio anual de 14,40°C. Esta temperatura pedida en el pozo SMD corresponde a la zona neutra del acuífero, donde la temperatura esta por encima de las variaciones geotérmicas y de las temperaturas diarias superficiales o esta-cionales. Rodríguez Zamora 2009 a partir de estudios realizados por Catalán en 1969, establece que la temperatura del agua subterránea depende de las características del terreno por el cual drena, pudiendo ser influenciada, entre otras causas, por la naturaleza de las rocas y de la profundidad. Por debajo de la zona neutra, el factor que condiciona la temperatura es el “gradiente geotérmico” o variación de la temperatura con la profundidad que, en áreas continentales, se considera normal cuando es de 3°C/100 m. La distribución espacial de temperaturas en un acuífero depende de la conductividad térmica e hidráulica del medio, de la relación longitud/profundidad de la cuenca, configuración del nivel freático, distribución de la temperatura ambiente respecto a las zonas de recarga y descarga, etc. En cualquier caso, la temperatura en el agua subterránea es poco variable. Sin embargo, éste es un parámetro importante en lo que se refiere al control del quimismo del agua.


Los valores de pH se ubican en el siguiente orden: pozo El Sauce IV (7,87) > pozo Bertolla (7,51) > pozo El Sauce I (7,48) > pozo El Sauce III (7,46) > pozo de obser-vación SMD (7,44) > pozo María Barriales (7,38). Los valores de pH detectados en los pozos de estudios se ubican en dentro de los valores de agua potable según la Organización Mundial de la Salud.

4.1.2 Conductividad eléctrica (CE)

La conductividad es una capacidad del agua para conducir la corriente eléctri-ca. Es sensible a las variaciones en los sólidos disueltos, principalmente sales minerales. El grado en que estos disocian la carga eléctrica de los iones y la temperatura de la solución influyen en la conductividad. La conductividad se expresa como micro siemens por centímetro (μS/cm) y para un cuerpo de agua determinado, está relacionada con las concentraciones de sólidos disueltos totales e iones principales.

La conductividad eléctrica de las soluciones acuosas se interpreta como un desplazamiento de iones, comúnmente determinada por los iones de Cl- a un menor grado que otros iones. El agua de la subcuenca de estudio presenta la peculiaridad de altas concentraciones salinas las cuales determinan las altas conductividades medidas en campo. La Figura 4.3 ilustra las conductividades tomadas en campo en la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón.

Figura 4.2. Potencial de hidrógeno (pH).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Las conductividades medias in situ presentan el siguiente orden: pozo Bertolla (7.400 µS/cm) > pozo de observación SMD (5.200 µS/cm) > pozo El Sauce I (4.800 µS/cm) > pozo María Barriales (4.200 µS/cm) > pozo El Sauce III (2.600 µS/cm) > pozo El Sauce IV (960 µS/cm).

4.1.3 Relación de absorción de sodio (RAS)

La relación de absorción de sodio (RAS) es un parámetro que refleja la posible influencia del ion sodio sobre las propiedades del suelo. Debido a que el princi-pal uso del suelo en la zona de estudio es la producción agrícola, se consideró este parámetro, el cual indica la sodicidad del agua de riego. La sodicidad de un agua se evalúa mediante la determinación de la Relación de Adsorción de Sodio (RAS). Esta relación expresa la concentración relativa de sodio respecto a las concentraciones de calcio y magnesio. Se mide analizando la concentración de estos tres iones (Na+, Ca2+ y Mg2+) en el agua de riego.

De los pozos estudiados, el pozo El Sauce III presenta la mayor concentra-ción de RAS, lo cual indica que la concentración de sodio es mayor respecto a la suma del calcio y del magnesio. Altos valores de RAS suelen darse en regiones de clima árido o semiárido, como es el caso del clima de la Región de Coquimbo. La Figura 4.4 presenta los valores detectados según el labo-ratorio de análisis.

Figura 3. Conductividad eléctrica (CE) de los pozos de la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


4.1.4 Dureza del agua

La dureza del agua, por lo general expresada en mg/L de CaCO3, de la subcuenca Oeste de acuífero está ligada a los componentes geológicos del acuífero. Gene-rada mayormente por la presencia de calcio (Ca2+) y magnesio (Mg2+), asociada a subsuelos sedimentarios. Sin embargo, la dureza del agua dependerá tanto de la localización geográfica como de la estación del año en que fue tomada la muestra, en este caso, durante la primavera austral de 2017. La Figura 4.5 ilustra las concentraciones detectadas.

Figura 4.4. Relación de absorción de sodio (RAS)Elaboración: Cárdenas Castillero, 2017,Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

Figura 4.5. Dureza del agua.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


4.1.5 Calcio (Ca2+)

El calcio suele ser el catión principal en la mayoría del agua natural debido a su amplia difusión en rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. En rocas ígneas aparece como constituyente esencial de los silicatos, especialmente en el grupo de las plagioclasas. En rocas sedimentarias aparece fundamentalmente en forma de carbonato: CaCO3 (calcita y aragonito), CaMg (C03)2 (dolomita), o de sulfato: CaSO42H2O (yeso) o CaSO4 (anhidrita).

El ciclo del calcio es un ciclo sedimentario, relacionado con el ciclo del carbono y el fósforo ya que hay rocas que contienen restos fósiles y animales marinos. El calcio es un mineral que se encuentra en la litosfera formando grandes depósitos de origen sedimentario, que emergieron de fondos marinos por levantamientos geológicos (Giraldo, 2013).

Los controles de la concentración de Ca2+ en el agua subterránea pueden resu-mirse en tres: equilibrio carbonático, aporte de H+ (función del aporte de CO2) e intercambio iónico. Los dos primeros, íntimamente relacionados entre sí, limi-tan la concentración de Ca2+, correspondiendo a las condiciones de equilibrio en función de CO2, pH, HCO3

-, CO3-. La Figura 4.6 ilustra las concentraciones de

calcio, según los análisis de aguas tomadas en el predio El Sauce y zonas vecinas.

Figura 4.6. Concentración de calcio (Ca2+)Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

La Figura 4.6 ilustra concentraciones que sobrepasan los 100 mg/L en todos los pozos. Observando el siguiente orden: pozo Bertolla (614 mg/L) > El Sauce I (482 mg/L), > pozo de observación SMD (374 mg/L) > pozo María Barriales (356 mg/L)


> pozo El Sauce III (166 mg/L) > pozo El Sauce IV (110 mg/L). Las concentraciones entre 10 y 250 mg/L son frecuentes en cuerpos de agua dulce; mientras que en el agua de terrenos yesíferos pueden llegar a 600 mg/L, y en salmueras de CaCl2, hasta 50.000 mg/L.

Por lo cual, se puede considerar que la concentración de calcio medido para el pozo El Sauce I puede deberse a aportes yesíferos. Esto condiciona el intercambio iónico entre el Ca2+ y otros cationes retenidos en la superficie de los minerales con los que entra en contacto el agua. Las concentraciones de calcio suelen po-tenciarse en terrenos arcillosos de baja permeabilidad (ver en Capítulo 1, página 68, permeabilidad estimada para la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón,).

4.1.6 Magnesio (Mg2+)

El Mg2+ es menos abundante que el Ca2+ en las aguas naturales. Se origina de la disolución de rocas carbonatadas (dolomías y calizas magnesianas), evaporitas y de la alteración de silicatos ferromagnesianos, así como de agua marina.

La solubilidad de la magnesita (MgCO3) en las aguas subterráneas naturales es mayor que la de la calcita (CaCO3,) por lo que, en condiciones normales, el MgCO3 no precipita directamente de la disolución, de modo que, para un período dilatado de tiempo, puede producirse cierto grado de sobresaturación respecto a los diferentes carbonatos magnésicos. La Figura 4.7 presenta las concentra-ciones de magnesio:

Figura 4.7. Concentración de magnesio (Mg2+).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


En la Figura 4.7 se observa el siguiente orden en concentraciones de magnesio: pozo Bertolla (298 mg/L) > pozo El Sauce I (179 mg/L) > pozo SMD (160 mg/L) > pozo María Barriales (153 mg/L) > pozo El Sauce III (69 mg/L) > pozo El Sauce IV (41 mg/L). En aguas dulces naturales el contenido en ion Mg2+ no suele sobrepasar los 40 mg/L. En terrenos calcáreos las concentraciones de magnesio pueden ser mayor a los 100 mg/L, y en terrenos evaporíticos a 1.000 mg/L. El magnesio en las aguas subterráneas se ve influenciado por los procesos de intercambio iónico. En ellas el Mg2+ es retenido con preferencia al Ca2+ en suelos y rocas.

4.1.7 Potasio (K+)

La mayor cantidad de potasio en los suelos minerales se encuentra asociada con silicatos en los feldespatos como en la ortosa (KAlSi3O8) y la ortoclasa (KAlSi3O8), en las micas como la moscovita (KAl2(AlSi3O10)(OH)2), la leucita (KAl2(AlSi3O10)(OH)2) y la biotita (K(Mg, Fe)3AlSi3O10(OH, F)2). En los minerales arcillosos como la illita ((K,H3O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al)4O10), vermiculita (Mg0,7(Mg,Fe,Al)6(Si,Al)8O20(OH)4 •8H2O) y glauconita ((K, Na)(Fe3+, Al, Mg)2(Si, Al)4O10(OH)2), cuyo contenido en K+

es bastante alto. Ocasionalmente el potasio puede provenir de la solubilización de depósitos de evaporitas, en particular de sales tipo silvina (KCI) o carnalita (KCI Mg CI2 6H2O).

El potasio tiende a ser fijado irreversiblemente en procesos de formación de arcillas y de adsorción en las superficies de minerales con alta capacidad de intercambio iónico. Por ello, su concentración en aguas subterráneas naturales es generalmente mucho menor que la del sodio (Na+).

El contenido de K+ en el agua subterránea no suele sobrepasar los 10 mg/L, aunque en casos excepcionales pueden sobrepasar los 1.000 mg/L, (salmueras). Cantidades de K+ por encima de 10 mg/L, pueden, en ocasiones, ser indicio de contaminación por vertidos de aguas residuales.

Las concentraciones de potasio de la Figura 4.8 no sobrepasan los 10 mg/L. El valor máximo medido según el laboratorio fue de 6,00 mg/L para el pozo Bertolla y pozo de observación SMD. Las concentraciones analizadas corresponden a valores del terreno donse se ubican los pozos.

La Figura 4.8 presenta las concentraciones de potasio (K+):


4.1.8 Sodio (Na+)

El sodio es liberado por la meteorización de silicatos tipo albita (NaAlSiO3O8) y la disolución de rocas sedimentarias de origen marino y depósitos evaporíticos en que se presenta fundamentalmente como NaCl. Una fuente importante de Na+ la constituyen los aportes de agua marina en regiones costeras, tanto por fenómenos de intrusión en acuíferos costeros como por infiltración del agua de lluvia a la que se incorpora desde el mar.

Las sales de Na+ son altamente solubles y tienden a permanecer en solución ya que no se producen entre ellas reacciones de precipitación como ocurre en el caso del Ca2+. Sin embargo, el Na+ puede ser adsorbido en arcillas de elevada capacidad de intercambio catiónico y puede ser intercambiado por Ca2+ provo-cando una disminución de la dureza de las aguas (ablandamiento natural).

La presencia de sodio en cantidades elevadas es muy perjudicial para la agri-cultura ya que tiende a impermeabilizar los suelos, especialmente en zonas de drenaje deficiente. La presencia de Ca2+ y Mg2+ atenúa este efecto.

Las concentraciones de sodio en la Figura 4.9 se ubican en el siguiente orden: pozo Bertolla (421 mg/L) > Pozo de observación SMD (299 mg/L) > pozo El Sauce III (288 mg/L) > pozo El Sauce I (212 mg/L) > pozo María Barriales (182 mg/L) > pozo El Sauce IV (53 mg/L). Raramente el sodio sobrepasa los 100 ó 150 mg/L en agua dulce. Sin embargo, en terrenos cuya geología este conformada por rocas evaporíticas se pueden medir concentraciones superiores a los 10.000 mg/L.

Figura 4.8. Concentración de potasio (K+).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


4.1.9 Cloruro (Cl-)

Si se exceptúan las evaporitas y rocas de origen marino, las rocas por lo común presentan escasa proporción de cloruro. Sin embargo, dada la elevada solubili-dad de sus sales, estos pasan rápidamente a la fase acuosa pudiendo alcanzar concentraciones muy altas.

El agua de lluvia puede ser una fuente importante de ion Cl-, especialmente en zonas próximas a la costa. La concentración de Cl- en el agua de lluvia dismi-nuye rápidamente tierra adentro. El ion Cl- no forma sales de baja solubilidad, no se oxida ni se reduce en aguas naturales, no es adsorbido significativamente ni entra a formar parte de procesos bioquímicos, lo que le da un carácter de trazador casi ideal.

Según el análisis de laboratorio, el comportamiento del cloruro en los pozos se presenta en el siguiente orden: pozo Bertolla con 2.092 mg/L > pozo SMD con 1.524 mg/L > pozo El Sauce I con 1.312 mg/L > pozo María Barriales con 1.028 mg/L. Estos pozos presentan agua tipo salmuera ya que sobrepasan los 1.000 mg/L. En cambio, los pozos El Sauce III y El Sauce IV presentan concentraciones de cloruro consideradas dentro de los rangos de agua dulce. Como referencia, es importante considerar que los rangos de concentración de Cl- en el agua

Figura 4.9. Concentración de sodio (Na+)Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

La Figura 4.9 ilustra las concentraciones de sodio (Na+).


4.1.10 Sulfato (SO42-)

El ion sulfato procede del lavado de terrenos formados en ambiente marino, de la oxidación de sulfuros que se encuentran ampliamente distribuidos en rocas ígneas y sedimentarias, de la descomposición de materia orgánica, etc. Sin embargo, la disolución de yeso (CaSO4 2H2O) y anhidrita (CaSO4) y otros tipos de sulfatos dispersos en el terreno, representa frecuentemente el aporte cuantitativamente más significativo de este ion en el agua subterránea.

El comportamiento del ion SO4-2 puede desviarse significativamente del teórico

predecible en base a los principios de su disolución, por su tendencia a formar iones complejos con Na+ y Ca2+ y a incorporarse a procesos biológicos.

El ion sulfato está sometido a procesos de reducción especialmente en presencia de bacterias y de materia orgánica. En ambientes reductores a pH menor que 7, la forma reducida estable es el sulfuro de hidrógeno (H2S) mientras que en solu-ciones alcalinas predomina el ion HS-. La mayoría del agua subterránea sulfurosa presenta contenidos apreciables de HS- o H2S que, incluso a concentración muy baja, confieren al agua, el típico olor a huevos podridos.

Figura 4.10. Concentración de cloruro (Cl-).Elaboracion: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

subterránea es muy variable, desde menos de 10 mg/L a más de 2.000 o 3.000 mg/L. El agua de mar contiene alrededor de 20.000 mg/L de Cl-. La Figura 4.10 ilustra la concentración de cloruro medida en los pozos de estudio (Cl-).


La Figura 4.11 muestra el siguiente orden: pozo Bertolla (509 mg/L) > pozo María Barriales (432 mg/L) > pozo de observación SMD (403 mg/L) > pozo El Sauce I (346 mg/L) > pozo El Sauce III (254 mg/L) > pozo El Sauce IV (86 mg/L). Los pozos cuyas concentraciones superan los 150 mg/L están relacionados a suelos con formaciones de origen marino, relacionada a una baja permeabilidad. La Figura 4.11 ilustra las concentraciones de sulfato (SO4

-2).

Figura 4.11. Concentraciones de sulfato (SO42-)

Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

4.1.11 Bicarbonato (HCO3-)

En las aguas dulces, la mayor fuente de HCO3- proviene de la meteorización de

rocas carbonatadas como la roca caliza; aunque también puede originarse por lavado de silicatos. De acuerdo con Hem, 1985 la concentración de HCO3

- en aguas naturales generalmente se mantiene dentro de un rango moderado por los efectos del equilibrio de carbonatos.

La concentración en el agua de lluvia comúnmente está por debajo de 10 mg/L y, a veces, es mucho menor que 1,0 mg/L, dependiendo del pH. La mayoría de las corrientes superficiales contienen menos de 200 mg/L, pero en aguas subterráneas algunas concentraciones más altas no son infrecuentes. Se producen concentra-ciones superiores a 1.000 mg/L en algunas aguas con bajo contenido de calcio y magnesio, especialmente cuando se producen procesos que liberan dióxido de carbono como la reducción de sulfato en los reservorios de agua subterránea.

El anhídrido carbónico disuelto en agua y los diversos compuestos que forma en ella juegan un papel importantísimo en la química del agua. El anhídrido carbónico se disuelve en el agua en función de su presión parcial (PCO2). Una


parte permanece en disolución en forma de gas, mientras otra reacciona con el agua para dar ácido carbónico (H2CO3) que se disocia parcialmente para dar iones carbonato y bicarbonato.

El CO2 disuelto en agua procede fundamentalmente de la zona edáfica (respira-ción de organismos y descomposición de la materia orgánica) en la que alcanza presiones parciales del orden de 10-1 a 10-3 bares, o sea, 0,0003 bares en la at-mósfera exterior. La disolución de calizas y dolomitas, potenciada por el aporte de CO2 y/o ácidos orgánicos o inorgánicos es otra de las fuentes principales de carbonatos y bicarbonatos. Aunque con velocidades de incorporación al agua mucho menores, la hidrolisis de silicatos es otro de los mecanismos que da lugar a la formación de estos iones.

La Figura 4.12 ilustra las concentraciones de bicarbonato (HCO3-).

Figura 4.12. Concentraciones de bicarbonato (HCO3-).


La Figura 4.12 presenta el siguiente orden en concentraciones de bicarbonato: pozo María Barriales (293 mg/L) > pozo El Sauce IV (275 mg/L) > pozo Bertolla (256 mg/L) > pozo El Sauce III (244 mg/L) > pozo El Sauce I (232 mg/L) > pozo de observación SMD (226 mg/L). El agua con pH inferior a 8,3 (ver Figura 4.2), la mayoría de las aguas subterráneas naturales, la especie carbonatada dominante es el ion bicarbonato. En estas aguas la concentración de HCO3

- suele variar entre 50 y 400 mg/L aunque puede alcanzar valores de hasta 800 mg/L.

Cabe resaltar que concentraciones de hasta 1.000 mg/l de HCO3- pueden ser

detectadas en agua pobre en Ca2+ y Mg2+, o en las que se producen fenómenos de liberación de CO2 como la reducción de sulfatos en el acuífero.


4.1.12 Nitrato (NO3-)

Los compuestos nitrogenados presentes en el agua natural están íntimamente relacionados con el ciclo del nitrógeno. La mayor parte del nitrógeno aparece en forma gaseosa en la atmósfera, al contrario de su forma oxidada, la cual constituye una importante fracción en los suelos y sustancias orgánicas. En las rocas sólo se presenta como elemento minoritario. Las pequeñas cantidades de nitrógeno que contienen las rocas ígneas pueden proporcionar algún nitrato a las aguas natura-les en el proceso de meteorización (Pacheco Ávila & Cabrera Sansores, 2003).

Las principales fuentes de nitrógeno de nitratos en el agua subterránea se deben a procesos naturales que incluyen precipitación, el intemperismo2 de los minerales y descomposición de la materia orgánica (Pacheco Ávila & Cabrera Sansores, 2003). El nitrógeno puede aparecer en forma de amoniaco (NH3), amonio (NH4

-) y, por oxidación, estas formas reducidas pueden transformarse en N2 (gas) y, finalmente en NO3

- que es la forma más usual y estable en que el nitrógeno se presenta en el agua subterránea.

Todos los compuestos del nitrato son altamente solubles en agua y cualquiera de ellos que se forme en este proceso, se encontrará en solución. Los minerales que contienen nitratos son muy raros, solamente los salitres (nitrato de sodio y nitrato de potasio) son los más difundidos. Chile tiene importancia mundial por sus yacimientos de nitrato de sodio.

Generalmente el NH4-, o el amoniaco libre, NH3, aparecen sólo como trazas en

aguas subterráneas naturales, aumentando su concentración cuando el medio es fuertemente reductor. Este compuesto es el producto final de la reducción de sustancias orgánicas o inorgánicas nitrogenadas que naturalmente se incorporan al agua subterránea.

Dado que la presencia de amonio favorece la multiplicación microbiana, su detección en cantidad significativa en el agua se considera como indicación de contaminación reciente probable.

El ion nitrito (NO2-) puede estar presente en las aguas bien como consecuencia

de la oxidación del amoniaco libre (NH3) o como resultado de la reducción mi-crobiana o no, de los nitratos.

2 Desintegración o alteración de la roca en su estado natural a través de procesos físicos, químicos o biológicos.


La Figura 4.13 presenta el siguiente orden en concentraciones de nitrato: El Sauce I (10,8 mg/L) > El Sauce III (7,2 mg/L) > El Sauce IV (4,9 mg/L) > Bertolla (2,2 mg/L) > María Barriales (2,2 mg/L) > pozo de observación SMD (2,0 mg/L). Las concentraciones de nitrógeno en el agua subterránea no contaminada varían ampliamente, aunque no suele sobrepasar los 10 mg/L. Sin embargo, la concentración de nitrato detectada en el pozo El Sauce I sobrepasa este límite. Los predios donde está ubicado este pozo, al igual que el pozo El Sauce III y El Sauce IV, son utilizados para la cosecha de olivos y producción de aceite, por lo cual puede estar implicada a las prácticas de siembra y donde se aplican abonos de compuestos nitrogenados (NH3, SO4, {NH4}2, NO3NH4, etc).

La Figura 4.13 presenta las concentraciones de nitrato (NO3-).

Figura 4.13. Concentraciones de nitrato (NO3-)

Elaboración : Cárdenas-Castillero, 2017Datos : INIA-Intihuasi, 2017.

Es importante resaltar que las actividades agrícolas mal gestionadas propician la contaminación de los acuíferos libres, puesto que las plantas sólo pueden aprovechar el nitrógeno en forma de nitratos, el tipo de fertilizante aplicado condiciona la proporción de nitrógeno utilizable por las mismas y, en conse-cuencia, la cantidad no aprovechada por ellas se infiltra hacia el acuífero. La concentración de nitrato en el agua de infiltración depende, pues, del tipo de fertilizante y, además, de la frecuencia cantidad y modo de aplicación, así como del nitrógeno orgánico o inorgánico ya existente en el suelo, así como de su permeabilidad, grado de humedad, etc.


4.2 Diagramas

4.2.1 Diagrama de Stiff

El Diagrama de Stiff es una gráfica compuesta por tres ejes horizontales cada uno de ellos unidos a un catión y un anión. Todos los cationes se disponen al costado izquierdo del diagrama, y los aniones al derecho. Siempre el Na+ se confronta con el Cl-, el Ca+2 con el HCO3

- y el Mg+2 con el SO4-2 (a veces también se pueden

mostrar otros dos iones, como el Fe+2 contra el NO3-). Todos los ejes horizontales

están a la misma escala (lineal) y las concentraciones están dadas en meq/L.

A partir del siguiente diagrama de Stiff (Figura 4.14), con las escalas en meq/L observadas, se aprecian los valores de las relaciones iónicas con respecto a la unidad y la variación de las relaciones entre cationes y entre aniones:

Figura 14. Diagrama de Stiff.Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.

El diagrama de Stiff corresponde a una morfología de hexágono irregular (Figura 4.14). Este hexágono irregular se obtiene uniendo los puntos que se obtienen al representar los valores obtenidos en los análisis químicos de las muestras de aguas (Cuadro 4.1). Existe una elongación de algún vértice, lo cual corresponde con valores altos de mineralización para el ion definido para ese eje.

Dos características sobresalen en este tipo de diagrama: por un lado, permite visualizar claramente diferentes tipos de agua (cada una con una configuración particular) y, en forma simultánea, permite dar idea del grado de mineralización (ancho de la gráfica), en la Figura 4.15 se muestran algunas apreciaciones de este diagrama que caracterizan varios tipos de aguas.


A partir de la Figura 4.15 se presentan los diagramas de Stiff para cada pozo estudiado.

4.2.1.1 Pozo Bertolla

EL pozo Bertolla se ubica al norte del pozo de observación SMD. Localizado sobre el gradiente hidráulico que corre hacia la quebrada Lagunilla. La Figura 4.16 ilustra el tipo de agua del pozo Bertolla.

Figura 4.15. Típicos diagramas de Stiff.Fuente: Franz, 2011.

Figura 4.16. Representación gráfica de Stiff para el pozo Bertolla.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

Este pozo presenta agua clorurada cálcica sulfatada muy mineralizada, con una conductividad eléctrica de 7.400 μS/cm.


4.2.1.2 Pozo María Barriales

La Figura 4.17 muestra el tipo de agua para el pozo María Barriales:

Figura 4.17. Representación gráfica de Stiff para el pozo María Barriales.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

El agua analizada corresponde a clorurada cálcica, con una conductividad eléc-trica medida de 4.200 μS/cm.

4.2.1.3 Pozo El Sauce I

La Figura 4.18 ilustra el tipo de agua para el pozo El Sauce I.

Figura 4.18. Representación gráfica de Stiff para el pozo El Sauce I, junio 2017.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

Agua de tipo clorurada cálcica, con fuerte mineralización, conductividad eléc-trica de 4.800 μS/cm.


4.2.1.4 Pozo SMD

La Figura 4.19 ilustra el tipo de agua para el pozo de observación SMD.

Figura 4.19. Representación gráfica de Stiff para el pozo de observación SMD.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

Para el pozo de observación SMD se determina agua de tipo clorurada cálcica, con fuerte mineralización y una conductividad eléctrica de 5.200 μS/cm (ver Cuadro 4.1).

4.2.1.5 Pozo El Sauce III

La Figura 4.20 ilustra el tipo de agua del pozo El Sauce III.

Figura 4.20. Representación gráfica de Stiff para el pozo El Sauce III.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

El tipo de agua para el pozo El Sauce III esta compuesta por cloruro de sodio y de potasio, con una conductividad eléctrica de 2.600 μS/cm.


4.2.1.6 Pozo El Sauce IV

La Figura 4.21 ilustra el diagrama de Stiff para la estación El Sauce IV.

Figura 4.21. Representación gráfica del diagrama de Stiff. Estación El Sauce IV, junio 2017.Fuente: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Instituto INIA-Intihuasi, 2017.

Observando este orden, el agua del pozo El Sauce IV es cálcica bicarbonatada con conductividad eléctrica de 960 μS/cm.

4.2.2 Diagrama de Piper

Es una de las gráficas más utilizadas, en ella se incluyen aniones y cationes en forma simultánea. Este gráfico permite representar muchos análisis sin dar origen a confusiones. Las aguas geoquímicamente similares quedan agrupadas en áreas bien definidas.

Está formado por dos triángulos equiláteros donde se representan los cationes y aniones mayoritarios. Los vértices del triángulo de cationes son Ca2+, Mg2+ y Na+ + K+. Los vértices del triángulo de aniones son SO4

-2, Cl- y HCO3-. Los datos de los

diagramas triangulares se proyectan en un rombo central en el que se representa la composición del agua deducida a partir de aniones y cationes.

Las concentraciones de los iones dadas en meq/L se expresan como porcentaje con respecto a la suma de aniones y cationes respectivamente. En cada trian-gulo se reúnen solo tres aniones y tres cationes. A cada vértice le corresponde el 100% de un anión o catión. Ver Figura 4.22.


Para construir el diagrama de Piper se procede de la siguiente manera:

· Paso 1: Si las concentraciones están en mg/L, se convierten a meq/L dividiendo los mg/L de cada parámetro por el peso del miliequivalente correspondiente. Ejemplo: para convertir los 374 mg/L de Ca2+ correspondientes al Cuadro 4.1 dividimos por 20 que es lo que pesa un meq de Ca2+. El resultado es 18,70 meq/L (ver Cuadro 4.3).

Figura 4.22. Diagrama de Piper.Fuente: Los diagramas más usados para la interpretación de análisis hidroquímicos http://www.aguaysig.com/2011/01/los-diagramas-mas-usados-para-la.html (Consultado el 24 de julio de 2017).


· Paso 2: Se expresan los meq/L de cada parámetro en porcentaje, para ello: primero se suman los aniones y los cationes presentes en la muestra. En segundo lugar, se divide la concentración de cada parámetro por la suma de aniones o cationes según corresponda. Por ejemplo: para expresar los 18,70 meq/L de calcio que hay en la muestra, se debe tener en cuenta que la suma de aniones es 45,02 meq/L, así (Ecuación 1):

%Ca = [(18,70 / 45,02) * 100]%Ca = 4,53

Donde:%Ca = Porcentaje de calcio.

EL Cuadro 4.4 presenta el porcentaje de aniones y cationes para el Diagrama de Piper.

Cuadro 4.3. Datos para el Diagrama de Piper.

Concentración Concentración (mg/L) Peso de en meq/L Parámetro Pozo SMD un meq. Pozo SMD

Cationes:

Calcio (Ca2+) 374,00 20,00 18,70 Magnesio (Mg2+) 160,00 12,15 13,17 Sodio (Na+) 299,00 23,00 13,00 Potasio (K+) 6,00 39,00 0,15

Aniones:

Bicarbonato (HCO3-) 226,00 61,00 3,70

Cloruro (Cl-) 1.524,00 35,50 42,30 Sulfato (SO4

2-) 403,00 48,00 8,40



· Paso 3: Dibujar las proporciones en los gráficos triangulares. Se debe tener en cuenta que estos triángulos muestran solo las proporciones entre los aniones o los cationes mayores, no sus concentraciones. Tal como se muestra en la Figura 4.22, en unos de los vértices del triángulo de cationes se dibuja la suma de (K+ + Na+), por tanto, las cantidades a graficar son las siguientes:

El Cuadro 4.5 presenta el porcentaje de aniones y cationes del pozo SMD para el diagrama de Piper.

Cuadro 4.5.

Parámetro Concentración en (%)

Aniones: Calcio (Ca2+) 41,53 Magnesio (Mg2+) 29,25 Sodio (Na+) 28,87 Potasio (K+) 0,34 Suma 100,00 Cationes: Bicarbonato (HCO3

-) 6,73 Cloruro (Cl-) 78,01 Sulfato (SO4

2-) 15,26 Suma 100,00

Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017Datos: INIA-La Platina, 2017.

Cuadro 4.4.

Parámetro Concentración en meq/L Concentración en (%)

Aniones: Calcio (Ca2+) 18,70 41,53 Magnesio (Mg2+) 13,17 29,25 Sodio (Na+) 13,00 28,87 Potasio (K+) 0,15 0,34 Suma 45,02 100,00 Cationes: Bicarbonato (HCO3

-) 3,70 6,73 Cloruro (Cl-) 42,93 78,01 Sulfato (SO4

2-) 8,40 15,26 Suma 55,03 100,00



Se grafica el punto correspondiente a los cationes, conformado por 41,53% de Ca2+, 29,25% de Mg2+ y 29,21% de Na+ + K+, para ello, utilizamos con rectas auxiliares la opuesta cada uno de los vértices donde están el Cl-, HCO3

- y SO42-

respectivamente:

· Paralela a la recta opuesta al vértice del Ca2+ se traza una línea por donde está el 41,53% de Ca2+.

· Paralela a la recta opuesta al vértice del Mg2+ se traza una línea por donde está el 29,25% de Mg2+.

· Paralela a la recta opuesta al vértice del Na+ + K+, se traza una línea por donde está el 29,21% de Na+ + K+.

Figura 4.23. Casos típicos de agua según el diagrama de Piper.Fuente: Los diagramas más usados para la interpretación de análisis hidroquímicos http://www.aguaysig.com/2011/01/los-diagramas-mas-usados-para-la.html (Consultado el 24 de julio de 2017).

En el sitio donde se cortan las tres rectas se coloca el punto correspondiente a 41,53% de Ca2+, 29,25% de Mg2+ y 29,21% de Na+ + K+. De igual forma de proceder para los aniones confor-mado por 6,73% de HCO3

-, 78,05% de Cl- y 15,26% de SO4

2-. Se proyectan las líneas y donde se corten dichas líneas se localiza el punto que caracteriza la muestra.

La Figura 4.23 presenta diferentes tipos de agua, su clasificación y los procesos o rocas relacionadas con las mismas.


Esta imagen permite visualizar la evolución geoquímica de las aguas subterráneas:

· Detectar procesos como intercambio catiónico,

· Detectar mezclas entre dos tipos de agua,

· Detectar procesos de dilución o precipitación de especies iónicas,

· Junto con la cartografía y localización de los puntos de muestreo permite validar o lanzar hipótesis de la localización de la zona de recarga de los acuíferos.

A partir de los datos analizados en laboratorio se utilizó el diagrama de Piper a partir del software Easy-Quim V.5.

Figura 4.24. Diagrama de Piper para el pozo Bertolla.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 4.25. Diagrama de Piper para el pozo María Barriales.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

Figura 4.26. Diagrama de Piper para el pozo El Sauce I.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


Figura 4.27. Diagrama de Piper para el pozo de observación SMD.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

Figura 4.28. Diagrama de Piper para el pozo El Sauce III.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


A partir del diagrama de Piper, se identifican dos tipos de agua. Agua clorurada cálcica magnésica para los pozos Bertolla, María Barriales, El Sauce I y pozo de observación SMD. Para el pozo El Sauce III y El Sauce IV se identifica agua clorurada cálcica.

4.2.3 Diagrama binario

Los Diagramas Binarios permiten visualizar la variación de varios parámetros con respecto a otro. Como, por ejemplo, el Ca2+, Na+, K+, Mg2+, HCO3

-, SO42- comparados

con el Cl-. Estos gráficos en conjunto permiten visualizar los efectos de interac-ción agua roca y la mezcla de diferentes tipos de agua (agua dulce - agua de mar).

De igual manera se puede tomar la relación entre Ca2+ + Mg2+ – HCO3- - SO4

2- en función de Na+ + K+ – Cl-, la cual es útil para visualizar si presentan intercambio catiónico en el acuífero. Para aguas subterráneas donde la composición química es controlada por intercambio catiónico, el valor de la pendiente de la recta a la que se alinean los puntos debe ser igual o próxima a -13 .

Figura 4.29. Diagrama de Piper para el pozo El Sauce IV.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

3 Franz, 2011.


La Figura 4.30 muestra la relación entre el calcio, el magnesio, el sulfato, el bicarbonato en función al potasio, al sodio y al cloruro.

Figura 4.30. Diagrama Binario entre aniones y cationes.Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: Proyecto INIA-Intihuasi, 2017.

A partir del diagrama binario se puede identificar las aguas con la mayor inte-racción agua – roca, siendo el pozo Bertolla el que presenta según las medidas realizadas en campo y en laboratorio, la mineralización más alta. Lo cual coincide con el diagrama de Piper y diagrama de Stiff.

Los pozos El Sauce I, SMD y María Barriales se sitúan en un ambiente de inter-cambio catiónico medio. Estos tres pozos presentan agua fuertemente clorurada, con conductividades eléctricas elevadas. En cambio, los pozos El Sauce III, El Sauce IV registran un débil intercambio catiónico. Estos pozos están situados en un medio de bajo intercambio iónico, con conductividades eléctricas de agua potable, estos pozos presentan agua poco modificada (Diagrama de Stiff).

4.3 Posibles fuentes de salinidadLa sal es un compuesto químico formado por iones con carga negativa enlazados a iones con carga positiva. La salinidad del suelo se refiere a la cantidad de sales en contenido en el, y puede ser estimada por la medición de la conductividad eléctrica (CE) a partir de una solución extraída del suelo.


El ciclo de la salinidad dentro de las aguas continentales se puede dividir en dos grandes dominios, el dominio marino, directa o indirectamente a partir del agua de mar; y el dominio continental/interacciones agua-rocas, por lo cual las sales disueltas provienen esencialmente de la interacción con las rocas sedi-mentarias (excepción de rocas evaporitas), de los cristales y concentraciones por evaporación.

4.3.1 Ciclo marino

El ciclo marino se caracteriza por los procesos naturales descrito a continuación:

4.3.1.1 Aerosoles marinos

El océano puede influir de tres maneras con respecto a la salinización de las aguas subterráneas. Los aerosoles marinos, los cuales se originan cuando el viento incide sobre la superficie del océano y se producen las olas, formándose pequeñas burbujas que descargan en el aire partículas líquidas. Estas partículas proyectadas a altísimas velocidades se incorporan a las masas de aire en mo-vimiento, aportando residuos orgánicos procedentes de la descomposición de las algas, del plancton y elementos químicos, de los que el más abundante es la sal común o cloruro de sodio4.

4.3.1.2 Intrusión marina

En el caso de un acuífero costero, existe una relación de equilibrio natural entre el agua subterránea dulce del acuífero que descarga al mar y el agua salada de origen marino que pugna por penetrar tierra adentro, y que usualmente lo hace en forma de cuña apoyada en la base del acuífero dada su mayor densidad.

La penetración de esta cuña depende de las características del acuífero como lo son la geometría, las propiedades hidráulicas, la permeabilidad y el nivel piezométrico; y es en función inversa del flujo de agua dulce que a lo largo de la costa descarga al mar. La intrusión marina es un proceso dinámico, donde el

4 Somos amigos de la tierra. El aire, ¿cómo se forma un aerosol marino? Página web: https://www.somosamigosdelatierra.org/06_contaminacion/aire/elaire2.html#ARRIBA (Consultado el 20 de julio de 2017).


frente de agua salada avanza tierra adentro en los periodos de menor recarga del acuífero y retrocede hacia el mar cuando la recarga es mayor. La Figura 4.31 ilustra el mecanismo de intrusión marina.

Figura 4.31. Equilibrio agua dulce – agua salada.Fuente: López-Geta & Gómez-Gómez, 2007.

4.3.1.3 Salmueras sedimentarias

La evaporación del agua de mar resulta en la formación de salmueras sedimen-tarias, dichas primarias, que pueden conducir a la formación de rocas evaporitas. Estas últimas, al entrar en contacto con las aguas subterráneas o de superficie pueden disolverse, dando como resultado salmueras secundarias. Débiles pro-porciones de salmueras combinadas con aguas subterráneas son suficiente para inducir una salinización significativa de las napas freáticas interviniendo en sus usos cotidianos.

La Figura 4.32 ilustra la interacción del dominio marino.


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4.3.2 Dominio continental/interacción agua-roca

El agua de superficie débilmente mineralizada puede por interacción con las rocas de las cuencas hidrológicas y por evaporaciones sucesivas, salinizarse. Las concentraciones en sal pueden aumentar hasta la precipitación de evaporitas, claro está, en las zonas áridas o semi-áridas. Los principales lugares de forma-ción de sales sólidas son los suelos agrícolas irrigados y las cuencas endorreicas, donde la evaporación espera, o excede el flujo de aguas continentales.

Por otra parte, los impactos inducidos por la actividad humana provocan cambios importantes en los escenarios de evolución geoquímica, con relevancia especial si pueden ocasionar la degradación de la biosfera. El enterramiento de residuos de todo tipo y los propios elementos constructivos instalados en los lugares de depósito conllevan la perturbación del sustrato geológico. Estas acciones humanas se sobreponen en el ciclo natural de las sales y del agua.

Las acciones humanas suelen reforzar ciertos mecanismos y contribuir a la salini-zación de los acuíferos. Además, la explotación de las napas a partir de bombeos genera un cambio en los campos de fluidos que pueden engendrar intrusión salina hacia los acuíferos, o generar cambios verticales, haciendo remontar las aguas salinas profundas. Los cambios en las correntias como se observan en los mapas piezométricos del primer capítulo, donde en un periodo de 30 años las curvas piezométricas se han reducido en algunas zonas hasta 20 metros y la pendiente hidráulica (i) ha variado. Todo esto influye en los mecanismos de transmisividad de las escorrentías.

El riego agrícola es igualmente un factor que influye en la salinización de los suelos y, en consecuencia, de las napas dentro de los climas áridos y semi-áridos, típico de la zona de Pan de Azúcar, donde el principal uso de suelo es la produc-ción agrícola. Otras actividades humanas producen fluidos ricos en cloruros como el agua usada, desagüe de minas y actividades mineras en general, o desechos sólidos que pueden disolverse y contribuir a la salinización de las napas.

En fin, fuentes antrópicas de salinidad pueden jugar un rol de escala local o regional, con una contaminación difusa de origen agrícola, desde impactos localizados de ciertas estaciones de depuración. Para comprender la dinámica de la salinidad en el acuífero El Culebrón, se analizó a partir de dos disciplinas: la geofísica y parámetros geoquímicos. La Figura 4.33 ilustra el proceso de interacción del dominio continental interacción agua y roca.


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1.


4.3.3 Correlación entre aniones y cationes

La correlación entre aniones y cationes permite identificar los orígenes de la salinidad de la subcuenca Oeste del acuífero. Una correlación positiva entre estos iones arroja información sobre la presencia de una fuente en común de mineralización del agua. La Figura 4.34 ilustra la correlación entre los iones sodio (Na+) y cloruro (Cl-).

Figura 4.34. Correlación entre sodio (Na+) y cloruro (Cl-).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

La Figura 4.35 presenta la correlación entre sulfato (SO42-) y calcio (Ca2+).

Figura 4.35. Correlación entre sulfato (SO42-) y calcio (Ca2+).



La Figura 4.36 muestra la correlación entre el cloruro (Cl-) y calcio (Ca2+) más magnesio (Mg2+).

Figura 4.36. Correlación entre cloruro (Cl-) y calcio (Ca2+) más magnesio (Mg2+).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

La Figura 4.37 muestra la correlación entre el cloruro (Cl-) y calcio (Ca2+).

Figura 4.37. Correlación entre cloruro (Cl-) y calcio (Ca2+).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


La Figura 4.38 muestra la correlación entre el cloruro (Cl-) y magnesio (Mg2+).

Figura 4.38. Correlación entre cloruro (Cl-) y magnesio (Mg2+).Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

La Figura 4.39 correlación entre el cloruro (Cl-) y potasio (K+).

Figura 4.39. Correlación entre el potasio (K+) y el cloruro (Cl-)Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.


La Figura 4.40 muestra la correlación entre el calcio (Ca2+) y magnesio (Mg2+).

Figura 4.40. Correlación entre calcio (Ca2+) y magnesio (Mg2+). Elaboración: Cárdenas-Castillero, 2017.Datos: INIA-Intihuasi, 2017.

Considerando todas las concentraciones en miliequivalente por litro, se analiza la distribución y concentración de los iones para caracterizar el posible origen de la salinización de la subcuenca Oeste del acuífero.

A partir de la correlación entre el cloruro y el sodio (ver Figura 4.34) se obtuvo un coeficiente de determinación de R2 = 0,6916, lo que indica que el comporta-miento del sodio depende en un 69,16% del cloruro. El coeficiente de Pearson R = 0,8312 indica que estos dos aniones tienen un comportamiento similar en un 83,12%. El valor del coeficiente de determinación no es considerado una correlación cercana, claramente se puede observar cierta dispersión entre ellos. Esto quizás puede estar asociado a la existencia de proceso de bases, debido a que el ion cloruro (Cl-) no es afectado por la retención en el terreno, a diferencia del ion sodio (Na+) que sí lo es.

A partir de la correlación entre el sulfato (SO42-) y el calcio (Ca2+) (ver Figura

4.35) se obtiene un coeficiente de determinación de R2 = 0,7343. Aunque este coeficiente no es muy próximo a 1, indica que estos aniones tienen un 73,43% de dependencia. En cambio, el coeficiente de Pearson presenta una relación de 85,69%. Esta dependencia y relación entre el SO4

2- y el Ca2+ posiblemente se debe a la disolución de cloruro de sodio y de la disolución de sulfato de calcio, yeso (CaSO4 2 H2O) o anhidrita (CaSO4).


A partir de la correlación de la Figura 4.36 entre el cloruro (Cl-) y el calcio más el magnesio [(Ca2+) + (Mg2+)] se obtuvo un coeficiente de determinación de R2 = 0,9256 es un ajuste lineal bueno. Indicando una relación del 92,56% entre los iones. En comparación se correlacionó el calcio (Ca2+) con el cloruro (Cl-) (ver Figura 4.37) y el magnesio (Mg2+) con el cloruro (Cl-) (ver Figura 4.38), obte-niéndose un coeficiente de determinación de 0,9059 para el primero y 0,9286 para el segundo, corroborando la proximidad entre estos iones. De igual manera se obtuvieron para el coeficiente de Pearson un valor de 95,19% entre el Ca2+ y el Cl- y 96,34% entre el Mg2+ y el Cl-. Observándose a partir de este coeficiente una mayor relación entre el Mg2+ y el Cl-, este comportamiento posiblemente se debe a los aportes por disolución de rocas de tipo carnalita. Este tipo de roca, de origen evaporítico, es muy soluble en agua y esta asociada a la sal común y la silvina (KCl).

Respecto a la relación del cloruro (Cl-) y el potasio (K+), la Figura 4.39 presenta un coeficiente de determinación de 0,8797, indicando una dependencia entre el anión y el catión de 87,97%. En cuanto a la relación que existe entre estos, se obtuvo un porcentaje de 93,79%. Estas relaciones indican la posible presencia de rocas evaporíticas, las cuales salinizan el agua de la subcuenca Oeste del acuífero. En cuanto a la correlación de la Figura 4.40 y partiendo de la definición que un R2 igual a 1 significa un ajuste lineal perfecto, se puede afirmar que el ajuste de la regresión lineal entre el calcio (Ca2+) y el magnesio (Mg2+) de los pozos es bueno, ya que el valor de R2 = 0,958 es cercano a 1. En concreto, la relación del magnesio en función al calcio puede depender en un 95,8%. Sin embargo, se observa un leve comportamiento que difiere en la línea de tendencia, estos para el pozo Bertolla y El Sauce, posiblemente debido a la composición geológica que modifica el agua en esta parte del acuífero.

Estos dos cationes posiblemente están implicados a los procesos de disolución/precipitación de yeso, calcita y dolomita. Lo cual está ligado la formación geo-lógica donde se encuentran emplazados los pozos de estudios: facies fluviales de la formación Coquimbo compuesta por calizas bioclásticas y areniscas del Mioceno-Pleistoceno.

Las concentraciones en Ca2+ y en Mg2+ muestran una gran variabilidad de 110,00 a 614,00 mg/L para el Ca2+ y de 41,00 a 298,00 mg/L para el Mg2+. Como elementos


alcalinotérreos, el magnesio y el calcio suelen presentar una tendencia similar de comportamiento en el agua. Además de estar logados directamente a la dureza del agua.

Por lo tanto, las aguas con mayor salinidad, el exceso de Na+, Cl-, Ca2+ y Mg2+ (en relación con las aguas de la parte Sur de la subcuenca Oeste) provienen, muy probablemente, de la redisolución de antiguas evaporitas asociadas a las forma-ciones sedimentarias. Para el pozo El Sauce III se distingue agua tipo clorurada cálcica, mientras que para el pozo El Sauce IV se distingue agua tipo clorurada magnésica. No obstante, el agua de estos dos últimos pozos posiblemente no esté modificados por formaciones de origen evaporítico.

Esto concuerda plenamente con las investigaciones realizadas por Alonso & Risacher, 1996 en el salar de Atacama, donde las altas cargas salinas del agua no provienen de salmueras residuales, sino de la disolución de minerales de rocas evaporitas en rocas sedimentarias situadas alrededor del salar. Esto claramen-te explica, la alta conductividad eléctrica medida en los pozos Bertolla, María Barriales, El Sauce I y la variabilidad en la concentración salina, identificadas en las capas en relación con el perfil litológico en el punto de observación del dispositivo SMD (ver Figura 3.25 del Capítulo 3), donde se observa la salinidad distribuidas por capas a lo largo del perfil litológico.

Lo observado en la zona de estudio determina que el tiempo de contacto del agua con las rocas del acuífero es muy variado, tanto mayor cuanto más elevada sea la profundidad y menor la permeabilidad. Por esta razón las aguas profun-das suelen ser más salinas que las más próximas a la superficie. Las muestras de aguas tomadas en la zona presentan una dureza superior a 500 mg/L, valor límite para agua potable según la Organización de las Naciones Unidas (ONU). Esto deja en evidencia la alta mineralización de las aguas de la parte norte de la subcuenca Oeste en el sector de la estación Bertolla, María Barriales, El Sauce I y pozo de observación SMD.

Las aguas subterráneas de la subcuenca Oeste, presentaron una disminución en sales y un cambio en las relaciones catiónicas en la dirección de flujo Norte-Sur, encontrándose una mayor proporción de aguas cloruradas en la parte alta de la


subcuenca, mientras que en la porción baja de la subcuenca predominaron las aguas magnésicas. El elevado grado de salinización, conductividad eléctrica y cloruro, evidencia la presencia de fenómenos geológicos que ionizan las aguas de la subcuenca Oeste, susceptible a mineralización por el tipo de capas arenosas características de la formación geológica existente en el área.

Como se indicó anteriormente, la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, se divide en dos sectores según criterios esencialmente hidrogeoquímicos: Sector Norte con aguas fuertemente cloruradas y Sector Sur con aguas menos cloru-radas. Una primera diferenciación puede ser establecida a la geología lateral de la subcuenca, en el sector norte, donde predominan depósitos coluviales y aluviales del Pleistoceno-Holoceno, periodo geológico en el cual se registra la última transgresión y regresión marina (Lagos Salazar, 2013), con posibles aportes de minerales evaporíticos. Por otro lado, los suelos arcillosos de la zona aportan gran mineralización al agua subterránea. Así la evolución química del agua dependerá de los minerales y el tiempo con los que entra en contacto. Si el agua atraviesa yeso se obtendrán SO4

2- y Ca2+, si encuentran niveles salinos con sales cloruradas adquirirá Cl-, Na+, K+, si pasa por formaciones calizas ad-quiere HCO3

-. Aunque las reacciones y procesos químicos que se desarrollan son muy variados, como norma general, se observa que las aguas subterráneas con menor tiempo de permanencia en el suelo son generalmente bicarbonatadas. Según la permanencia de las aguas en un acuífero se le denomina la secuen-cia de Chevotareb. Esta secuencia establece el aumento de la salinidad en la evolución siguiente: HCO3

- → SO42- → Cl-. En cambio, la secuencia análoga en la

composición catiónica es Ca2+ → Mg2+ →Na+.

En tanto, las aguas ubicadas en la parte sur de la subcuenca, con aguas de tipo cloruradas cálcicas y cloruradas magnésicas, correspondes a facies fluviales del Mioceno-Pleistoceno, a pesar de haberse registrado 5 transgresiones y re-gresiones durante esta época geológica, con aportes sedimentarios de origen detrítico. No obstante, estas aguas presentan valores químicos de agua potable, posiblemente debido a la contribución hidrodinámica del acuífero vecino (La-gunillas). La Figura 4.41 representa un diagrama de salinización para la parte Oeste del acuífero El Culebrón.


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Capítulo 5.

Conclusiones

Los resultados obtenidos del presente estudio sobre la subcuenca Oeste del acuífero El Culebrón, determinan factores importantes y establecen datos que enmarcan las características geológicas, hidrológicas, hidrogeológicas, geofísicas e hidrogeoquímicas del acuífero.

En el primer capítulo, se determina que el agua subterránea se encuentra en un sistema formado por un acuífero semiconfinado, compuesto por sedimentos granulares y espesor de hasta 200 metros, siendo su límite inferior el inicio de la roca basal. Con una capacidad de almacenamiento de 7,7x106 m3, el acuífero El Culebrón representa la mayor fuente de agua para satisfacer las actividades que se realizan en el sector de Pan de Azúcar, en la región de Coquimbo, en un 67% para usos agrícolas, 19% para la explotación minera y un 14% para agua pota-ble, por lo cual, su continua explotación ha ejercido cambios en las escorrentías subterráneas y depresiones entre 15 a 20 metros en diferentes zonas del acuí-fero. Para la subcuenca Oeste, se observa una fuerte explotación a partir del año 2005, donde la dirección de la escorrentía del acuífero por gravedad cambia por efectos del continuo bombeo.

La excesiva explotación del acuífero y por consecuencia, la depresión de sus aguas, junto a los resultados del balance hidrológico e hidrogeológico reali-zado en la subcuenca Oeste, señalan una débil recarga natural debido a bajas precipitaciones en la cuenca, que solo llegan a 0,35 mm/día. Considerando el promedio diario anual de evapotranspiración potencial de la zona de 3,25 mm/día, se aprecia un déficit de humedad en la zona no saturada del suelo. En este sentido, las aguas del canal Bellavista representan la principal fuente de recarga del acuífero en un 80 o 90% producidos por derrames de riego, y entre un 10 y 20% a partir de las precipitaciones o aportes laterales desde el acuífero Lagunillas, ubicado al sur del acuífero El Culebrón.


El clima árido de la Región de Coquimbo, la bajísima pluviosidad y las formaciones geológicas de la zona de Pan de Azúcar, han determinado la química del agua del acuífero según el sector que se estudie. Para efectos de esta investigación se analizó el agua de la subcuenca Oeste. A partir de métodos hidrogeoquími-cos como los diagramas de Stiff y Piper, se determinó para el sector norte de la subcuenca Oeste del acuífero, aguas cloruradas cálcicas - magnésicas, con una altísima salinidad de 10.705 mg/L y una conductividad eléctrica de 15.492 μS/cm. Mientras que al lado sur de la subcuenca se presentan aguas menos cloruradas, con una menor conductividad eléctrica entre 960 y 970 μS/cm.

Esta salinidad se encuentra distribuida desde capas superiores a inferiores, se-gún el perfil litológico observado al construir el pozo de observación durante la instalación del dispositivo SMD. En el perfil litológico se estudiaron 40 metros de salinidad, observándose una variabilidad en las concentraciones de sales a lo largo del perfil. Estas peculiares concentraciones y sus ubicaciones se deben a la litología del perfil, conformado por arenas, arcillas y limos; actuando la ar-cilla en este caso como finas capas que debilitan el movimiento de las aguas en sentido vertical, dando como resultado, aguas de mayor densidad sobre aguas de menor densidad.

A partir de las concentraciones de salinidad calculadas en el pozo de observación SMD, se identificaron 33 capas de salinidad ubicadas a lo largo del perfil litoló-gico con 10 diferentes concentraciones. Así se determinó la salinidad más baja con una concentración entre 2.000 a 3.000 mg/L en la profundidad 89,5 metros y entre los 92,5 a los 93,5 metros. La posible fuente de salinidad es la disolu-ción de formaciones evaporíticas, provenientes de antiguas salmueras debido a las transgresiones y regresiones marinas. Adicionalmente, la heterogeneidad del acuífero con una alternancia de arena arcillosa, da como resultado un débil intercambio vertical. Condición hidrodinámica que se observa con una débil permeabilidad de 4,54 x10-6 m/s calculada a partir de las pruebas de bombeo realizadas en El Sauce I.


La presencia de salmueras a partir de la disolución de antiguas evaporitas se confirma con las altas concentraciones de calcio (Ca2+), la cual puede sobrepasar concentraciones de 600 mg/L para formaciones de origen evaporítico. Para el magnesio (Mg2+), en terrenos calcáreos puede exceder los 100 mg/L, en tanto que las concentraciones de cloruro (Cl-) pueden sobrepasar los 1.000 mg/L en todo el sector norte de la subcuenca Oeste. Dicho lo anterior, el agua de la parte norte de la subcuenca Oeste, son cloruradas cálcicas magnésicas, debido a la redisolución de minerales evaporíticos.

Según la literatura, si hay redisolución de antiguas sales como fuente principal de estos componentes en las aguas de aporte más salinas, también hay otras fuentes como la alteración de minerales de las rocas volcánicas y la oxidación de azufre y de los sulfuros de cuerpos mineralizados, que deberían ser estudia-das para conocer la mineralización de estas. La información presentada en esta investigación queda a disposición de las diferentes instituciones como punto de referencia para futuras decisiones.


Capítulo 6.

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Zwahlen et al, 2008. Definición de coeficiente de almacenamiento. Disponible en: http://members.unime.ch/philippe.renard/hydrogen/node20.html


Capítulo 7.

Anexos

Anex

o 1.

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Anexo 2. Períodos geológicos comprendidos según los estadios isotópicos estables.Fuente: MIS OIS, Los estadios isotópicos marinos. http://neanderthalis.blogspot.cl/2009/01/los-estadios-isotpicos-marinos-o-mis.html (22 junio 2017).

Estadios Isotópicos Marinos – MIS (Marine Isotope Stages) Período comprendido

MIS 1 A partir del período holoceno, 11 mil años hasta hoy. Período cálido o interglaciar.

MIS 2 a MIS 4 Comprende la última glaciación, o sea desde hace unos 11 mil años hasta hace unos 117 mil años, a pesar de que el MIS 3 (60 a 40 mil AP) está en el medio y es impar, lo que sucedió es que en un principio se creyó que era un interglaciar.

MIS 5 Período interglaciar que va desde 117 mil A 130 mil años AP.

MIS 6 Período glacial que ocurrió hace 130 y 186 mil años.

MIS 7 Período cálido que cubrió el período entre 180 y 240 mil años.

MIS 8 Período frío que va desde 240 a 300 mil años AP.

MIS 9 Período cálido que va desde 300 a 360 mil años AP. Hace unos 320 mil años hubo un pequeño período más frío, y el peak de calor fue hace 340 mil años.

MIS 10 Glaciación ocurrida hace unos 360 mil años hasta hace 400 mil años.

MIS 11 Período interglacial que ocurrió hace unos 400 mil años, que es muy similar al MIS 1, el actual.

MIS 12 Glaciación ocurrida hace unos 434 mil años.

MIS 13 Período cálido ocurrido hace 480 mil años.

MIS 14 Período frío ocurrido hace 520 y 540 mil años.

MIS 15 Período frío hace 640 mil años.


Recuperación Tiempo Nivel agua Litros por en minuto en minuto en metros segundo Observaciones

28,47 1 31,18 32 2 31,46 Agua Clara 3 31,80 Agua Clara 4 32,90 Agua Clara 5 33.36 Agua Clara 6 34,77 7 35.00 8 35.00 9 35.00 10 35.00 12 35.00 14 35.00 16 35.00 18 35.00 20 35.00 22 35.00 24 35.00 28 35.00 30 35.00 35 35.00 40 35.00 45 35.00 50 35.00 55 35.00 60 35.00 90 35.00 120 35.00 180 35.00 240 Anexo 3. Cartilla de prueba de bombeo campo el Sauce. Pozo 1.Fuente: Empresa Valle Grande S.A.



28,47 1 31,18 32 2 31,46 Agua Clara 3 31,80 Agua Clara 4 32,90 Agua Clara 5 33.36 Agua Clara 6 34,77 7 35.00 8 35.00 9 35.00 10 35.00 12 35.00 14 35.00 16 35.00 18 35.00 20 35.00 22 35.00 24 35.00 28 35.00 30 35.00 35 35.00 40 35.00 45 35.00 50 35.00 55 35.00 60 35.00 90 35.00 120 35.00 180 35.00 240 Anexo 4. Cartilla de prueba de bombeo campo el Sauce. Pozo 2.Fuente: Empresa Valle Grande S.A.



39.98 1 56.98 42 2 59,25 Agua Clara 3 59,61 Agua Clara 4 59,64 Agua Clara 5 59,66 Agua Clara 6 59,68 7 59,69 8 59,70 9 59,70 10 59,70 12 59,70 14 59,70 16 59,70 18 59,70 20 59,70 22 59,70 24 59,70 28 59,70 30 59,70 35 59,70 40 59,70 45 59,70 50 59,70 55 59,70 60 59,70 90 59,70 120 59,70 180 240

Anexo 5. Cartilla de prueba de bombeo campo el Sauce. Pozo 5.Fuente: Empresa Valle Grande S.A.



28,43 1 33,49 71 Se cambió tubería 27,88 2 33,68 Agua Clara 27,78 3 33,75 Agua Clara 27,74 4 33,80 Agua Clara 27,72 5 33,82 Agua Clara 27,69 6 33,85 27,68 7 33,86 27,67 8 33,87 27,65 9 33,87 27,63 10 33,90 27,61 12 33,93 27,60 14 33,96 27,59 16 33,97 18 33,98 20 33,99 22 34,00 24 34,00 28 34,00 30 34,05 35 34,06 40 34,06 45 34,06 50 34,07 55 34,07 60 34,10 90 34,19 120 34,25 No se estabilizó 180 240

Anexo 6. Cartilla de prueba de bombeo campo el Sauce. Pozo 6.Fuente: Empresa Valle Grande S.A.


Altitud Diciembre ID Estaciones X Y (m) Período 1985 NF 85

1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 8,18 100,82 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 28,05 112,95 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 32,80 75,20 - Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 11,17 113,83 - Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 12,48 115,52 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 32,87 109,13 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 12,33 107,67 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 17,00 102,00 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 19,95 106,05 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 28,88 108,12 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 21,56 102,44 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 23,92 100,08 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 23,92 108,08 Octubre 2012 14 Estación 282008,15 6673211,58 117 Sin datos 5,63 111,37 Triunfo Campesino 15 Estación de 280295 6682018 97 Sin datos 18,5 78,50 Pan de Azúcar 16 Estación Firestone 282056,21 6684363,61 80 Sin datos 23,04 56,96 17 Estación Bosque 283527,71 6682813,57 119 Sin datos 33,35 85,65 San Carlos 18 Estación Parcela 284015,6 6680181,94 124 Sin datos 23,66 100,34 N°11 María 19 Estación Zagñartu 285057,54 6665262,45 144 Sin datos 30,33 113,67

Anexo 7. Datos piezométricos utilizados para el año 1985.Fuente: Dirección de Aguas (DGA), mayo 2017.


Altitud Diciembre ID Estaciones X Y (m) Período 1990 NF 90

1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 11,42 97,58 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 27,20 113,80 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 29,41 78,59 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 12,59 112,41 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 13,56 114,44 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 32,40 109,60 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 15,45 104,55 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 20,00 99,00 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 23,58 102,42 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 28,00 109,00 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 23,00 101,00 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 22,50 101,50 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 23,31 108,69 Octubre 2012 14 Estación 282008,15 6673211,58 117 Sin datos 16,9 100,10 Triunfo Campesino 15 Estación de 280295 6682018 97 Sin datos 17,73 79,27 Pan de Azúcar 16 Estación Firestone 282056,21 6684363,61 80 Sin datos 21,86 58,14 17 Estación Bosque 283527,71 6682813,57 119 Sin datos 34,22 84,78 San Carlos 18 Estación Zagñartu 285057,54 6665262,45 144 Sin datos 29,5 114,50 19 Estación Arena Austral 282932,58 6682779,04 111 Sin datos 25 86,00



Altitud ID Estaciones X Y (m) Período 1995 NF 95

1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 12,48 96,52 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 35,00 106,00 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 28,70 79,30 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 16,66 108,34 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 17,70 110,30 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 39,21 102,79 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 19,08 100,92 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 25,50 93,50 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 25,35 100,65 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 35,00 102,00 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 23,00 101,00 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 27,40 96,60 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 24,00 108,00 Octubre 2012 14 Estación 282008,15 6673211,58 117 Sin datos 17,46 99,54 Triunfo Campesino 15 Estación de 280295 6682018 97 Sin datos 10,55 86,45 Pan de Azúcar 16 Estación Firestone 282056,21 6684363,61 80 Sin datos 28,89 51,11 17 Estación Bosque 283527,71 6682813,57 119 Sin datos 34,16 84,84 San Carlos 18 Estación Arena Austral 282932,58 6682779,04 111 Sin datos 27,58 83,42




1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 15,56 93,44 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 45,00 96,00 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 47,13 60,87 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 22,21 102,79 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 29,52 98,48 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 44,94 97,06 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 35,00 85,00 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 27,50 91,50 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 24,25 101,75 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 32,00 105,00 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 32,00 92,00 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 33,12 90,88 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 24,00 108,00 Octubre 2012 14 Estación de 280295 6682018 97 Sin datos 12,00 85,00 Pan de Azúcar 15 Estación Firestone 282056,21 6684363,61 80 Sin datos 20,20 59,80 16 Estación Bosque 283527,71 6682813,57 119 Sin datos 40,00 79,00 San Carlos 17 Estación Arena Austral 282932,58 6682779,04 111 Sin datos 21,5 89,50




1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 11,54 97,46 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 35,02 105,98 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 48,26 59,74 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 19,55 105,45 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 23,46 104,54 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 42,91 99,09 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 26,50 93,50 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 32,60 86,40 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 29,82 96,18 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 40,84 96,16 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 28,18 95,82 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 33,10 90,90 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 34,39 97,61 Octubre 2012 14 Estación Firestone 282056,21 6684363,61 80 Sin datos 31,5 48,50 15 Estación Bosque San Carlos 283527,71 6682813,57 119 Sin datos 45 74,00




1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 13,83 95,17 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 45,50 95,50 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 49,60 58,40 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 27,05 97,95 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 34,00 94,00 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 52,00 90,00 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 26,10 93,90 Octubre 2012 8 Estación Parcela N° 1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 21,03 97,97 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 29,25 96,75 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 36,45 100,55 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 33,71 90,29 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 37,61 86,39 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 40,50 91,50 Octubre 2012 14 El Sauce I - Pozo 2 280960 6668718 130 Sin datos 28,00 102,00 15 El Sauce I - Pozo 3 281321 6669016 126 Sin datos 31,00 95,00 16 El Sauce I - Pozo 5 281357 6668746 129 Sin datos 40,00 89,00 17 El Sauce I - Pozo 6 281395 6669777 122 Sin datos 34,00 88 18 El Sauce III - Pozo 1 281467 6667640 133 Sin datos 41,00 92 19 El Sauce III - Pozo 2 282433 6667165 134 Sin datos 42,00 92 20 El Sauce III - Pozo 4 281356 6667082 130 Sin datos 39,50 90,5




1 Estación Santa Elena 282716 6678957 109 Mayo 1978 - 13,87 95,13 Octubre 2012 2 Estación Nueva Vida K 285094 6668594 141 Junio 1973 - 46,97 94,03 Octubre 2012 3 Estación Barrio Industrial 281350 6681918 108 Mayo 1970 - 51,47 56,53 Octubre 2012 4 Estación Santa Filomena 283053 6674461 125 Octubre 1970 - 30,96 94,04 Octubre 2012 5 Estación Cerrillos 284106 6671742 128 Agosto 1985 - 36,38 91,62 Octubre 2012 6 Estación Los Martínez 285135 6668499 142 Febrero 1981 - 56,00 86,00 Diciembre 2012 7 Estación Nueva Vida 9 284093 6669618 120 Febrero 1970 - 27,29 92,71 Octubre 2012 8 Estación Parcela N°1 282655 6681600 119 Mayo 1978 - 32,00 87,00 San Ramón Diciembre 2012 9 Estación Parcela N°2 283233 6681228 126 Julio 1978 - 29,47 96,53 San Ramón Octubre 2012 10 Estación Santa Carmen 284142 6667880 137 Abril 1981 - 37,98 99,02 Octubre 2012 11 Estación El Sauce N°1 281116 6669373 124 Mayo 1981 - 38,79 85,21 Octubre 2012 12 Estación El Sauce N°2 280825 6667863 124 Mayo 1978 - 40,54 83,46 Noviembre 2012 13 Estación El Sauce N°3 281491 6667637 132 Abril 1981 - 42,25 89,75 Octubre 2012 14 El Sauce I - Pozo 2 280960 6668718 130 Sin datos 34 96,00 15 El Sauce I - Pozo 3 281321 6669016 126 Sin datos 36 90,00 16 El Sauce I - Pozo 5 281357 6668746 129 Sin datos 38 91,00 17 El Sauce I - Pozo 6 281395 6669777 122 Sin datos 34 88,00 18 El Sauce III - Pozo 1 281467 6667640 133 Sin datos 45 88,00 19 El Sauce III - Pozo 2 282433 6667165 134 Sin datos 45 89,00 20 El Sauce III - Pozo 4 281356 6667082 130 Sin datos 43 87,00



Anexo 14. Radiación solar extraterrestre, Hemisferio Norte.Fuente: Sánchez, 2011.

Meses Latitud Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic

70 0 1,1 4,2 9,4 14,4 17,3 16,1 11,4 6,1 2 0 0 68 0 1,5 4,8 9,8 14,4 17,1 15,9 11,7 6,6 2,4 0,3 0 66 0,2 2 5,3 10,1 14,5 16,9 15,8 12 7,1 2,9 0,6 0 64 0,6 2,4 5,8 10,5 14,7 16,8 15,8 12,2 7,5 3,5 1 0,2 62 0,9 2,9 6,3 10,9 14,8 16,8 15,9 12,5 8 4 1,4 0,5 60 1,3 3,4 6,8 11,2 14,9 16,8 16 12,8 8,4 4,4 1,8 0,9 58 1,8 3,9 7,2 11,6 15,1 16,9 16,1 13,1 8,9 4,9 2,2 1,3 56 2,2 4,4 7,7 11,9 15,3 16,9 16,2 13,3 9,3 5,4 2,7 1,7 54 2,7 4,9 8,2 12,2 15,4 16,9 16,2 13,6 9,7 5,9 3,2 2,1 52 3,1 5,4 8,6 12,6 15,6 17 16,4 13,8 10,1 6,4 3,7 2,6 50 3,6 5,9 9,1 12,9 15,7 17 16,4 14 10,5 6,9 4,2 3,1 48 4,1 6,4 9,5 13,1 13,8 17,1 16,5 14,2 10,9 7,4 4,7 3,6 46 4,6 6,9 9,9 13,4 16 17,1 16,6 14,4 11,2 7,8 5,1 4 44 5,1 7,3 10,3 13,7 16 17,1 16,6 14,7 11,6 8,3 5,7 4,5 42 5,6 7,8 10,7 13,9 16,1 17,1 16,7 14,8 11,9 8,7 6,2 5,1 40 6,1 8,3 11,1 14,2 16,2 17,1 16,7 15 12,2 9,2 6,7 5,6 38 6,6 8,8 11,5 14,4 16,3 17,1 16,7 15,1 12,5 9,6 7,1 6 36 7,1 9,2 11,8 14,6 16,3 17 16,7 15,3 12,9 10 7,6 6,6 34 7,6 9,7 12,2 14,7 16,3 17 16,7 15,3 13,1 10,4 8,1 7,1 32 8,1 10,1 12,5 14,5 16,3 16,9 16,6 15,5 13,4 10,9 8,6 7,6 30 8,6 10,5 12,8 15 16,3 16,8 16,6 15,5 13,6 11,3 9,1 8,1 28 9,1 10,9 13,1 15,1 16,3 16,7 16,5 15,6 13,8 11,6 9,5 8,6 26 9,6 11,3 13,4 15,3 16,3 16,6 16,4 15,6 14,1 12 10 9,1 24 10 11,8 13,7 15,3 16,2 16,4 16,3 15,6 14,2 12,3 10,4 9,5 22 10,5 12,1 13,9 15,4 16,1 16,3 16,2 15,7 14,4 12,7 10,9 10 20 10,9 12,5 14,2 15,5 16 16,1 16 15,6 14,6 13 11,3 10,4 18 11,4 12,9 14,4 15,5 15,9 16 15,9 15,6 14,7 13,3 11,7 10,9 16 11,8 13,2 14,6 15,6 15,8 15,8 15,7 15,6 14,9 13,6 12,1 11,4 14 12,2 13,5 14,7 15,6 15,7 15,6 15,6 15,5 15 13,8 12,5 11,8 12 12,6 13,8 14,9 15,5 15,5 15,3 15,3 15,4 15,1 14,1 12,9 12,2 10 13 14,1 15,1 15,5 15,3 15,1 15,1 15,3 15,1 14,3 13,2 12,7 8 13,4 14,4 15,2 15,4 15,1 14,8 14,9 15,2 15,2 14,5 13,6 13,1 6 13,8 14,6 15,3 15,3 14,9 14,6 14,7 15,1 15,2 14,7 13,9 13,4 4 14,1 14,9 15,3 15,3 14,7 14,3 14,4 14,9 15,2 14,9 14,2 13,8 2 14,4 15,1 15,4 15,1 14,4 14 14,1 14,7 15,2 15,1 14,5 14,2 0 14,8 15,3 15,5 15 14,2 13,6 13,8 14,6 15,2 15,3 14,8 14,5


Anexo 15. Radiación solar extraterrestre, Hemisferio Sur.Fuente: Sánchez, 2011.

Meses Latitud Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic

70 16,9 11,7 6,4 2 0,1 0 0 0,9 4,4 9,6 15,2 18,5 68 16,7 12 6,9 2,4 0,3 0 0 1,3 4,9 10 15,3 18,2 66 16,7 12,2 7,4 2,9 0,6 0 0,2 1,7 5,3 10,4 15,3 18 64 16,7 12,6 7,9 3,4 1 0,2 0,5 2,2 5,9 10,7 15,5 17,9 62 16,8 12,9 8,3 3,9 1,4 0,5 0,8 2,6 6,3 11,1 15,6 17,9 60 16,9 13,2 8,8 4,4 1,8 0,8 1,2 3,1 6,8 11,5 15,8 17,9 58 17 13,5 9,2 4,9 2,2 1,2 1,6 3,6 7,3 11,8 16 18 56 17,1 13,8 9,6 5,4 2,7 1,6 2 4 7,8 12,2 16,1 18 54 17,2 14 10 5,9 3,1 2 2,4 4,5 8,2 12,5 16,3 18,1 52 17,3 14,3 10,4 6,4 3,6 2,4 2,9 5 8,7 12,8 16,4 18,1 50 17,4 14,5 10,9 6,8 4,1 2,9 3,3 5,5 9,1 13,1 16,6 18,2 48 17,5 14,8 11,2 7,3 4,5 3,3 3,8 6 9,5 13,4 16,7 18,2 46 17,6 15 11,6 7,8 5 3,8 4,2 6,4 9,9 13,7 16,8 18,2 44 17,6 15,2 12 8,2 5,5 4,3 4,7 6,9 10,3 13,9 16,9 18,2 42 17,7 15,4 12,3 8,7 6 4,7 5,2 7,3 10,7 14,2 17 18,2 40 17,7 15,6 12,6 9,1 6,4 5,2 5,7 7,8 11,1 14,4 17,1 18,2 38 17,7 15,7 12,9 9,5 6,9 5,7 6,2 8,2 11,4 14,6 17,1 18,2 36 17,7 15,9 13,2 9,9 7,4 6,2 6,6 8,7 11,8 14,8 17,1 18,1 34 17,7 16 13,5 10,3 7,8 6,6 7,1 9,1 12,1 15 17,1 18,1 32 17,7 16,1 13,8 10,7 8,3 7,1 7,6 9,5 12,4 15,1 17,1 18 30 17,6 16,2 14 11,1 8,7 7,6 8 9,9 12,7 15,3 17,1 17,9 28 17,6 16,2 14,2 11,5 9,2 8 8,4 10,3 13 15,4 17,1 17,8 26 17,5 16,3 14,4 11,8 9,6 8,5 8,9 10,7 13,3 15,5 17,1 17,7 24 17,3 16,3 14,6 12,2 10 8,9 9,3 11,1 13,5 15,6 17 17,6 22 17,2 16,4 14,8 12,5 10,4 9,4 9,8 11,5 13,8 15,7 16,9 17,4 20 17,1 16,3 14,9 12,8 10,9 9,8 10,2 11,8 14 15,8 16,8 17,2 18 16,9 16,3 15,1 13,1 11,2 10,2 10,6 12,2 14,2 15,8 16,7 17 16 16,8 16,3 15,2 13,4 11,6 10,7 11 12,5 14,4 15,8 16,6 16,8 14 16,6 16,2 15,3 13,6 12 11,1 11,4 12,8 14,5 15,8 16,4 16,6 12 16,4 16,2 15,4 13,9 12,3 11,5 11,8 13,1 14,7 15,8 16,2 16,3 10 16,1 16 15,4 14,1 12,7 11,9 12,2 13,4 14,8 15,7 16 16,1 8 15,9 15,9 15,5 14,3 13 12,2 12,5 13,6 14,9 15,7 15,8 15,8 6 15,6 15,8 15,5 14,5 13,3 12,6 12,9 13,9 15 15,6 15,6 15,5 4 15,3 15,6 15,5 14,7 13,6 13 13,2 14,1 15,1 15,5 15,3 15,2 2 15,1 15,5 15,5 14,9 13,9 13,3 13,5 14,4 15,1 15,4 15,1 14,9 0 14,8 15,3 15,5 15 14,2 13,6 13,8 14,6 15,2 15,3 14,8 14,5


Capítulo 8.

Glosario

1. Acuífero: Comportamiento de las rocas o sedimentos cuyos poros pueden ser ocupados por el agua y en los que ésta puede circular libremente, en cantidades apreciables, bajo la acción de la gravedad. El término se utiliza también para denominar un cuerpo de rocas o sedimentos en los que existe una zona saturada, en la que todos los poros están ocupados por el agua que puede circular bajo la acción de la gravedad en cantidades significativas hacia los manantiales o captaciones (pozos).

2. Balance hídrico (de un acuífero): Cuantificación de las cantidades de agua recibidas o aportadas en un periodo determinado por un acuífero, expresada en forma de ecuación, de tal modo que la diferencia entre las salidas deber ser igual a la variación de las reservas (del agua almacenada) en el periodo considerado.

3. Caudal de base: Caudal correspondiente a las aportaciones (de un manan-tial o un río) en periodo de agotamiento, es decir, cuando la descarga de los acuíferos se realiza en régimen no influenciado (por haber cesado la recarga del sistema).

4. Caudal específico: Caudal extraído en un pozo o sondeo por unidad de des-censo producido (también puede referirse a caudal por unidad de superficie).

5. Clastos: Fragmentos, ya sean de cristales, rocas, o fósiles.

6. Coeficiente de almacenamiento: Relación entre el volumen de agua libe-rado por una columna de acuífero de superficie de unidad, cuando el nivel piezométrico desciende una unidad, y un volumen unitario de acuífero.

7. Coeficiente de escorrentía: Es el cociente, expresado en tanto por ciento, de las aportaciones totales de una cuenca respecto a la precipitación.


8. Coeficiente de infiltración: Es el cociente, expresado en tanto por ciento, de la infiltración respecto a la precipitación.

9. Coeficiente de permeabilidad (o conductividad hidráulica): Parámetro que expresa cuantitativamente la permeabilidad de un material frente a la circulación de un fluido de densidad y viscosidad determinadas. Puede defi-nirse como el volumen de dicho fluido que atraviesa, por unidad de tiempo y bajo el efecto de un gradiente hidráulico unitario, una unidad de superficie perpendicular a la dirección del flujo, en condiciones tales que sea aplicable la ley de Darcy.

10. Conductividad eléctrica: Aptitud de una sustancia de conducir la corriente eléctrica, los iones cargados positiva y negativamente son los que condu-cen la corriente, y la cantidad conducida dependerá del número de iones presentes y de su movilidad.

11. Conos aluviales: Forma del terreno o accidente geográfico formado cuando una corriente de agua que fluye rápidamente entra en una zona más tendida y su velocidad disminuye, extendiéndose su cauce en abanico, en general a la salida de un cañón en una llanura plana.

12. Cuenca exorreica: Carácter de las regiones cuya red hidrográfica se halla conectado con el océano.

13. Depósitos aluvionales: Un depósito aluvial es una masa de sedimentos detríticos que ha sido transportada y sedimentada por un flujo o aluvión. Están normalmente compuestos por arenas y gravas.

14. Depósitos coluviales: Son acumulaciones constituidas por materiales de di-verso tamaño, pero de litología homogénea, englobados en una matriz arenosa que se distribuye irregularmente en las vertientes del territorio montañoso, habiéndose formado por alteración y desintegración in situ de las rocas ubi-cadas en las laderas superiores adyacentes y la acción de la gravedad.

15. Ensayo de bombeo: Prueba que consiste en bombear de una captación durante un cierto periodo de tiempo y observar la variación que se produce en los niveles piezométricos del acuífero. Puede usarse tanto para conocer la capacidad o el rendimiento de una captación como para determinar las características hidráulicas del acuífero.


16. Estratigrafía: Parte de la geología que estudia la disposición y las caracte-rísticas de las rocas sedimentarias y los estratos.

17. Evapotranspiración: Se incluyen bajo esta denominación todos los procesos por los que una parte del agua de precipitación es devuelta en forma de vapor desde la superficie continental a la atmósfera. Las dos componentes significativas englobadas en esta variable son la evaporación desde la superficie del suelo o desde las superficies de agua libre y la transpiración vegetal. Es necesario distinguir entre Evapotranspiración potencial y Evapotranspiración real.

18. Evapotranspiración potencial: Es la evapotranspiración que tendría lugar, en unas condiciones climáticas dadas, si no hubiese limitación en la cantidad de humedad disponible en el suelo, de modo que esta pudiera satisfacer completamente la demanda atmosférica.

19. Evapotranspiración real: Evapotranspiración que realmente se produce bajo unas condiciones dadas de clima y de contenido de humedad del suelo, de modo que la demanda atmosférica no puede ser satisfecha si el suelo no dispone del agua suficiente.

20. Falla geológica: Una falla es una grieta en la corteza terrestre. Generalmente, las fallas están asociadas con, o forman, los límites entre las placas tectóni-cas de la Tierra. En una falla activa, las piezas de la corteza de la Tierra a lo largo de la falla se mueven con el transcurrir del tiempo. El movimiento de estas rocas puede causar terremotos. Las fallas inactivas son aquellas que en algún momento tuvieron movimiento a lo largo de ellas pero que ya no se desplazan

21. Facies: Se denomina facies al conjunto de rocas sedimentarias o metamór-ficas con características determinadas, ya sean paleontológicas (fósiles) o litológicas (composición mineral, estructuras sedimentarias, geometría, etc.) que ayudan a reconocer los ambientes sedimentarios o metamórficos, respectivamente, en los que se formó la roca. Algunas asociaciones de facies permiten caracterizar con bastante precisión el medio sedimentario en el que se formaron, como las facies detríticas fluviales o las turbidíticas de talud continental.

22. Geología: Ciencia que trata de la historia de la tierra y de la constitución, origen y formación de los materiales que la componen.


23. Geomorfología: La geomorfología es la rama de la geología y de la geografía que estudia las formas de la superficie terrestre. Por su campo de estudio, la geomorfología tiene vinculaciones con otras ciencias. Uno de los modelos geomorfológicos más popularizados explica que las formas de la superficie terrestre es el resultado de un balance dinámico que evoluciona en el tiem-po entre procesos constructivos y destructivos, dinámica que se conoce de manera genérica como ciclo geográfico.

24. Glacioeustatismo: Régimen de fluctuaciones del nivel del mar en el con-junto de los océanos por efectos del crecimiento o de la fusión parcial de los casquetes glaciales.

25. Gleificación: Consiste en la traslocación o pérdida de hierro y manganeso propia de suelos saturados de agua tras la reducción del manganeso y el hierro a formas solubles como Fe2+ y Mn2+.

26. Gradiente hidráulico: Es la variación con la distancia de la altura del nivel piezométrico de un acuífero en una dirección dada. Esta dirección suele ser la de máxima pendiente de la superficie piezométrica (que coincidiría con las de las líneas de corriente).

27. Hidrología: Rama de las ciencias de la Tierra que estudia el agua, su ocurren-cia, distribución, circulación, y propiedades físicas, químicas y mecánicas en los océanos, atmósfera y superficie terrestre. Esto incluye las precipitaciones, la escorrentía, la humedad del suelo, la evapotranspiración y el equilibrio de las masas glaciares.

28. Hidrogeología: 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.

29. Hidrogeoquímica: Ciencia interdisciplinaria hermana de la Hidrogeología y de la Geoquímica que estudia las propiedades químicas del agua superfi-cial y subterránea, y su relación con la geología regional. Analiza los iones disueltos en agua y los procesos de interacción agua-sólido.


30. Línea de corriente: Es la línea ideal que representa la trayectoria teórica des-de el punto de vista macroscópico, de una partícula de agua en movimiento; es tangente en todos los puntos al vector velocidad. En régimen permanente y en acuíferos isótropos es ortogonal en todos los puntos a las superficies equipotenciales (o, en proyección en un plano, a las líneas equipotencial).

31. Litología: La Litología es la parte de la Geología que trata de las rocas: el tamaño de grano, de las partículas y sus características físicas y químicas. La litología es fundamental para entender cómo es el relieve, ya que de-pendiendo de la naturaleza de las rocas se comportarán de una manera concreta ante los empujes tectónicos, los agentes de erosión y transporte, y los diferentes climas de la Tierra.

32. Mapa piezométrico: Representación cartográfica de la superficie piezomé-trica de un acuífero, construida por interpolación de medidas puntuales de la carga hidráulica en diferentes puntos.

33. Melanización: Es el proceso por el que el suelo se oscurece debido a la materia orgánica.

34. Nivel piezométrico (en un punto de un acuífero): Nivel superior de la columna liquida estática, que equilibra la presión hidrostática en el punto considerado. Se materializa por el nivel libre del agua en un tubo vertical abierto en dicho punto, tuvo que representar un piezómetro. El nivel pie-zométrico se cuantifica mediante su altura sobre una superficie de referencia arbitraria, que usualmente es el nivel del mar.

35. Parámetros hidrogeológicos: Características de los acuíferos que rigen su comportamiento frente a la circulación hídrica y a influencias externas (ali-mentación, extracciones, etc.) Parámetros fundamentales son la porosidad, el coeficiente de almacenamiento y la permeabilidad o conductividad hi-dráulica. Otros derivan de los anteriores; así, la transmisividad es el producto de la permeabilidad por el espesor saturado.

36. Permeabilidad: Cualidad de un material que consiste en permitir que el agua (u otro fluido) circule a través de sus poros. Se expresa cuantitativamente por medio del coeficiente de permeabilidad.


37. Piezómetro: Pozo o sondeo utilizado para medir la altura piezométrica en un punto dado de un acuífero.

38. Plutones: Nombre genérico para los cuerpos intrusivos y las rocas que los envuelven, se denominan rocas de campo o rocas de caja.

39. Porosidad: Relación entre el volumen de huecos, interconectados o no, conte-nidos en una roca o sedimento y el volumen total de la roca o del sedimento. La porosidad así definida se denomina “total”, aunque en hidrogeología es de empleo más común la porosidad “eficaz”

40. Porosidad eficaz: Relación entre el volumen de agua gravífica (agua que una roca o sedimento puede liberar por efecto exclusivamente de la gravedad) y el volumen total de la roca o del sedimento.

41. Precipitación efectiva: La precipitación efectiva es aquella fracción de la precipitación total que es aprovechada por las plantas. Depende de múlti-ples factores como pueden ser la intensidad de la precipitación o la aridez del clima, y también de otros como la inclinación del terreno, contenido en humedad del suelo o velocidad de infiltración.

42. Quimismo: Conjunto de transformaciones químicas que se producen en un fenómeno.

43. Regresión marina: Una regresión marina o retracción marina es un retiro durable del mar por debajo de sus límites anteriores, lo que se traduce por una baja de la línea de costa, y un aumento de la superficie de las tierras emergidas.

44. Resistividad eléctrica: La resistividad eléctrica (también conocida como resistividad, resistencia eléctrica específica o resistividad de volumen) cuan-tifica la fuerza con la que se opone un material dado al flujo de corriente eléctrica. Una resistividad baja indica un material que permite fácilmente el movimiento de carga eléctrica.

45. Rocas intrusivas: Rocas ígneas intrusivas son aquellas formadas por solidi-ficación de magmas al interior de la corteza.


46. Salinidad (de un agua): Término indicativo del contenido total en sales disueltas; suele expresarse también por el residuo seco (contenido en sales precipitadas al evaporar un litro de agua) o, indirectamente, por la conduc-tividad eléctrica.

47. Salinización (de las aguas): Proceso de enriquecimiento progresivo, en el espacio y/o en el tiempo, de la concentración de sales disueltas. Este proceso puede ser de origen natural (disolución de minerales y rocas) o antrópico (intrusión marina, sobreexplotación de acuíferos, etc.).

48. Solevantamiento: Elevación del suelo en toda una región por efecto de fuerzas tectónicas o isotónicas.

49. Sólidos totales disueltos: Los TDS son la suma de los minerales, sales, meta-les, cationes o aniones disueltos en el agua. Esto incluye cualquier elemento presente en el agua que no sea (H20) molécula de agua pura y sólidos en suspensión.

50. Superficie freática: Limite de la zona saturada en un acuífero libre.

51. Superficie piezométrica: Superficie definida por todos los puntos en los que la presión del agua de un acuífero libre o confinado es igual a la presión atmosférica. Su geometría puede establecerse a partir de las observaciones del nivel piezométrico un número suficiente de pozos que penetren sólo ligeramente en la zona saturada. El límite superior de la zona saturada de un acuífero libre constituye un caso particular de superficie piezométrica (superficie freática).

52. Terraza fluvial: Rellano saliente situado en la vertiente de un valle fluvial, a una altura superior a la del curso de agua. Representa a un antiguo lecho en el que el curso de agua ha profundizado un nuevo cauce. En el caso de sustratos evaporíticos las terrazas suelen superponerse.

53. Terrazas marinas: Accidente geográfico que consiste en una plataforma que ha sido expuesta como resultado de la combinación de dos fenómenos: variaciones del nivel del mar y cambios tectónicos de alzamiento y subsi-dencia a lo largo de la costa.


54. Topografía: ciencia que estudia el conjunto de principios y procedimientos que tienen por objeto la representación gráfica de la superficie terrestre, con sus formas y detalles; tanto naturales como artificiales.

55. Transgresión marina: Evento geológico por el cual el mar ocupa un terreno continental, desplazándose la línea costera tierra adentro. Estas inundaciones (a veces denominadas ingresiones) se pueden producir por hundimiento de la costa y/o por la elevación del nivel del mar (por fusión de glaciares).

56. Transmisividad: Parámetro hidrogeológico que representa el producto del coeficiente de permeabilidad por el espesor saturado de acuífero (en un medio isótopo). Puede ser interpretado como el caudal de agua que atraviesa una franja de acuífero, orientada perpendicularmente al flujo, de anchura unidad y bajo un gradiente hidráulico unitario.

57. Zona no saturada: Es la zona comprendida entre la superficie del terreno y el nivel piezométrico, en la que los poros que existen en la roca o en el suelo contienen agua, a presión inferior a la atmosférica, además del aire y otros gases.

58. Zona saturada: Zona de un acuífero en la que los poros están ocupados en su totalidad por agua.

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