Hidraulica de Macizo Rocoso

Geomecánica aplicada a la pequeña minería

Curso - Proyecto CYTED XIII - 3 - Junio 2005 - Córdoba - Argentina

Tema III. HIDRÁULICA DEL MACIZO ROCOSO

Dr. Arsenio González MartínezProfesor de la Universidad de Huelva - España

Contenido

1. Introducción y estado del arte2. El agua en el macizo rocoso3. Efectos del agua sobre el comportamiento del macizo rocoso en labores mineras4. Ejemplo de comportamiento hidráulico de macizos rocosos y su incidencia en minería5. El agua como factor de riesgo en la estabilización de taludes6. Bibliografía

1. INTRODUCCIÓN Y ESTADO DEL ARTE

El comportamiento mecánico de un macizo rocoso en el que se realizan labores mineras seve seriamente afectado por la presencia de agua, pues disminuye la resistencia de las rocas a larotura (la roca es más fácilmente deformable) y facilita el desplazamiento de unos bloques conrespecto a otros según direcciones paralelas a los planos de rotura, al actuar como “lubricante”.

En los movimientos en masa de cuerpos rocosos, la presencia de agua juega un papelesencial y hace que se produzcan verdaderos colapsos cuasi súbitos en el macizo rocoso, condesplazamientos horizontales y verticales de gran envergadura, lo que afecta no solo a la población,al medio ambiente, a las infraestructuras, etc., sino también, y de manera muy importante, a laslabores mineras.

Generalmente el agua es omnipresente en un macizo rocoso, por lo que para controlar suacción en las labores mineras hay que conocer el origen (superficial, subterráneo, intersticial,capilar, etc.), la interrelación agua superficial – agua subterránea, la distribución de zonas dehumedad en el macizo, el movimiento (flujo), la interacción con la roca (mecanismos deprecipitación, disolución, etc.), el volumen almacenado (para calcular y dimensionar obras dedrenaje), e incluso la composición puesto que afecta a las infraestructuras mineras (aguas ácidas,por ejemplo, respecto a elementos metálicos de contención o de transporte en galerías).

No es posible abordar en un solo capítulo de un libro de geomecánica minera todas lasfacetas ligadas a la presencia de agua en un macizo rocoso, por lo que centraremos nuestraatención en los aspectos que tienen que ver con la hidráulica del macizo (distribución,almacenamiento y flujo del agua).

Los avances en el conocimiento científico y técnico acerca de la presencia y acción del aguaen el suelo y subsuelo son espectaculares en las dos últimas décadas. En lo que sigue hacemosuna breve reseña de los más significativos, en relación con la temática que nos ocupa.

Aunque los desarrollos de la Hidrología y de la Hidrogeología como Ciencias tienen algomás de un centenar de años, la inquietud humana sobre el origen y movimiento del agua seremonta a la Antigüedad clásica; prácticamente todas las civilizaciones conocidas han tenidopensadores que trataron de explicar el origen de los manantiales y de las aguas de los ríos. Elintento de aprovechamiento del agua se puede afirmar que es tan antiguo casi como la propiahumanidad.

Sin despreciar los aspectos hidrológicos (aguas superficiales) prestaremos mayor atencióna los aspectos hidrogeológicos (aguas subterráneas) del macizo rocoso, al ser determinantes de sucomportamiento geomecánico.

La Hidrogeología tiene un cuerpo de doctrina propio y bien contrastado, pero parece unarealidad objetiva que puede considerarse como una rama de una Ciencia de contenido mucho másamplio cual es la Hidrología, en tanto que tratado del Agua. En 1981 De Marcela señala ...l'étude ducycle de l'eau, ou hydrologie au sens large, est habituellement divisée en trois disciplines distinctes:la météorologie, l'hydrologie de surface et l´hydrogéologie.

El significado etimológico del término Hidrogeología, derivado del griego, plantea pocasdudas: hydro, geos y logos, indicaría el tratado del agua en la tierra, aunque así dicho tambiénadmite matizaciones; la esencial se refiere al hecho de tratarse del agua en el subsuelo, comodetallaremos más adelante. La concepción del término Hidrogeología ha sido variable en el tiempo,así como la denominación del cuerpo de doctrina de la materia, la cual ha recibido y recibe nombres



diferentes (aún hoy en día). No entraremos en estos aspectos por considerarlos secundariosrespecto al tema que nos ocupa, y solo indicaremos que la definición más completa y que másadeptos tiene actualmente es la siguiente Castany y Margat (1977): Hidrogeología es la Ciencia delas aguas subterráneas comprendida en las Ciencias de la Tierra que persigue el conocimiento delas condiciones geológicas e hidrogeológicas y de las leyes físicas que rigen el origen, la presencia,los movimientos y las propiedades de las aguas subterráneas. Se ocupa también de las aplicacionesde estos conocimientos a las acciones humanas sobre las aguas subterráneas, sobre todo a suprospección, captación y protección. Ese aspecto de la protección es el que en un principio haceque la Hidrogeología conecte muy pronto con las inquietudes medio ambientales de la humanidad,aunque no es, obviamente, el único ni el más importante. Agua en minería, protección dehumedales, equilibrios costeros, caudales ecológicos en cursos de agua, etc., serían aspectosmedioambientales en los que la Hidrogeología aporta todo un cuerpo de doctrina y sin cuyoconcurso es difícil avanzar en la protección de la naturaleza.

La situación actual de la Hidrogeología se caracteriza por tres fenómenos interrelacionadosque son comunes a todas las ramas de las Ciencias:

- Gran rapidez de transmisión de la información.- Avance tecnológico revolucionario en muchos aspectos ligados con el agua.- Aplicación del ordenador en todos los campos de la investigación.Además, se registra una multidisciplinariedad creciente (Davis, 1994) que obliga a reducir

cada vez más el campo de especialización de los profesionales - son cada vez más numerosos losllamados expertos- al tiempo que se incorporan a este campo titulados de formaciones muydiversas; así, a los titulados clásicos en Geología, Ing. de Minas, Ing. de Caminos e Ing. Civil, seunen especialistas en Ing. Industrial, Ing. Agrónomos, Químicos, Físicos, Matemáticos, Geógrafos,etc.

El gran avance es además fruto de la concienciación de la sociedad del hecho de que elagua es un bien escaso cuya explotación y uso hay que gestionar y planificar de la manera másracional posible. El agua es, en la actualidad, el principal factor limitante del desarrollo en muchoslugares del mundo. Si a ello unimos los frecuentes períodos de sequía y/o las inundacionescatastróficas que destrozan infraestructuras, se comprenderá que la investigación sobre el agua noes un lujo, sino una necesidad imperiosa para la humanidad, en los países desarrollados paramantener la calidad de la vida, y en los subdesarrollados para subsistir.

La consecuencia inmediata de dicha toma de conciencia ha sido la potenciación, por partede los países más avanzados y/o más necesitados de agua, de Centros de Investigación,Departamentos Universitarios y Laboratorios Aplicados, en donde se abordan la mayor parte de losproblemas relacionados con el agua: cantidad, calidad, prospección, captación, protección, etc.Fruto de este esfuerzo son una serie de informes, memorias, libros y artículos de difusión variable,pero en general fácilmente localizables, a lo cual está contribuyendo mucho la revolución deInternet. Existe en la actualidad un gran potencial humano distribuido en todo el mundo, apoyado engrandes medios técnicos y económicos, de forma que en pocos meses se consigue avanzar másque en varios siglos de épocas pretéritas.

En la práctica totalidad de las líneas de actuación e investigación de la Hidrogeología (y enespecial en la temática que nos ocupa en este capítulo) se ha introducido el ordenador; pero el usodel ordenador requiere la cuantificación, y ésta de la toma fiable del dato en el terreno. Estaherramienta permite el tratamiento rápido de gran volumen de información y el contraste de laconsistencia de hipótesis de trabajo con el uso simultáneo de numerosos parámetros. Ahora bien, yde acuerdo con la opinión de muchos otros autores (Peck et al., 1988; Anderson y Wenner, 1992), aveces se corre el riesgo de saber utilizar herramientas muy potentes sin dominar o conoceradecuadamente los principios más elementales, o lo que es peor, desconocer el procedimiento deadquisición del dato y carecer de la base adecuada para la detección del error. Alguno de losautores citados culpa de ello al déficit formativo del nuevo profesional.

Según Cramer (1987), algunos de los graves problemas a afrontar en este milenioconciernen a la explotación de las aguas (subsidencia inducida en el medio, agotamiento derecursos, intrusión salina marina), contaminación de aguas y suelos (por actividades agrícolas,mineras, residuos industriales, etc.), cambios inducidos en el medio natural y gestión del agua.

El desarrollo futuro de la Hidrogeología es de difícil predicción (Kundwewicz et al., 1987;Banton y Razack, 1993), pero se pueden avanzar las siguientes líneas:



- Profundización y matización de las leyes ya existentes con cuantificación de diferentesparámetros no tenidos en cuenta en el enunciado de las mismas, o supuestos deinfluencia despreciable.

- Avance en las técnicas de gestión y planificación, de la mano de la investigación ope-rativa, teniendo en cuenta aspectos tan tradicionales como la cantidad, la calidad y otrosmenos tangibles como el valor ecológico, paisajístico y tradicional.

- Profundización en el estudio de los procesos de contaminación y en las técnicas dedepuración de las aguas.

- Planificación del uso del suelo, desde el punto de vista de la conservación del recursoagua.

- Aplicación de los avances en otras ciencias y/o técnicas, al dominio de las aguas subte-rráneas (tecnología nuclear e isotópica, por ejemplo).

En este sentido, y desde la óptica de la hidráulica del macizo rocoso, parece interesantesintetizar algunas de las ideas de Custodio (1995), que considera, entre otros, cuatro aspectoshidrogeológicos de partida:

- El terreno como fuente de recursos de agua.- El terreno como medio que recibe, transmite y cede agua.- El agua del terreno y los procesos de la tierra.- El agua como vehículo de transporte.

Este mismo autor considera que las tendencias de la Hidrogeología para dar respuesta a losaspectos reseñados se dirigen en los cinco frentes siguientes:

- 1. Mayor especialización de investigadores y profesionales, trabajando en equiposmultidisciplinares (hidrogeólogos, mineros, geomecánicos, etc.); cada miembro tieneque tener una base hidrogeológica suficiente como para que el diálogo sea factible.

- 2. Mayor énfasis en la cuantificación.- 3. Ámbito integral de los estudios, incluyendo el medio no saturado y saturado, los

medios de muy baja permeabilidad, los medios fisurados, etc., y empleo de modeloscada vez más próximos a la realidad.

- 4. Estudios sobre calidad y transporte de masas.- 5. Desarrollo de los sistemas de observación y muestreo.Todo ello tiende a ser posible merced al notable avance tecnológico en los siguientes

frentes, entre otros (Custodio, op. cit):- Observación y muestreo de detalle de numerosos parámetros y a muy diversas

profundidades, en medios de características muy diferentes (saturado, no saturado, debaja permeabilidad, etc.).

- Aplicación de sensores remotos acoplados a sistemas que permiten el tratamientoautomatizado de la información.

- Técnicas específicas de caracterización hidrogeológica del medio.- Técnicas de simulación que permiten la incorporación de los procesos en la franja no

saturada y el conocimiento de las relaciones aguas superficiales - aguas subterráneas,los medios discontinuos, etc.

Las propiedades geomecánicas del macizo rocoso son muy importantes en la estabilidad delas labores a cielo abierto y subterráneas. La presencia de agua en los huecos de la roca (poros y/ofisuras) modifica el comportamiento geomecánico al alterar la estabilidad y facilitar el movimiento delas masas rocosas; Papel esencial juegan las discontinuidades estructurales (diaclasas, fallas,esquistosidad, juntas, planos de estratificación; Foto 1) al ser planos de debilidad del macizo quefacilitan el almacenamiento y la circulación del agua, que actúa como “lubricante” facilitando yacelerando el movimiento de bloques. Muy importante es la conexión hidráulica entre el aguasubterránea y el agua superficial en la zona de recarga, pues aumenta el flujo de agua capaz deprovocar erosión y disolución de materiales.



Foto 1. Discontinuidades estructurales en un macizo rocoso (Collantes et al., 2004)

La conexión del sistema de fisuras del macizo rocoso con el ciclo hidrológico superficial, y laexistencia de un flujo de agua subterránea significativo a través del mismo, se pone en evidencia portendencias de ascenso en los hidrogramas de fluctuación del nivel piezométrico en piezómetrostanto superficiales (algunos m hasta alguna decena de m) como profundos (hasta algún centenar dem); En éstos últimos, la tendencia creciente se suele atribuir a “...una respuesta de la recarga muyintensa frente a la precipitación estacional”. Esto está indicando justamente que existe una recargaintensa de agua meteórica, y que hay una respuesta a la misma en los sectores más profundos quese han medido dentro del macizo rocoso, lo cual evidencia la circulación de las aguas enprofundidad, a través de las fisuras del macizo rocoso; O sea, confirma la existencia de un flujosubterráneo a través del macizo rocoso, directamente conectado con el ciclo hidrológico superficial(Máximo, 2002).

La respuesta de los niveles piezométricos a la recarga meteórica evidencia la existencia decaminos de flujo, y dado que los niveles más profundos investigados responden a la recargameteórica, resulta indudable la existencia de una permeabilidad que no es despreciable. Como lasituación se da en un macizo de roca volcánica dura carente de permeabilidad primaria significativa,se deduce ineludiblemente la existencia de una permeabilidad por fisuración (Máximo, op. cit.).

Para la modelación del comportamiento de un macizo rocoso fisurado hay que tener encuenta que es contraproducente emplear valores de permeabilidad promedio, pues será unavariable abstracta que de poco servirá al considerar al macizo de roca como si fuera un materialsedimentario homogéneo. Por tanto, habrá que determinar la permeabilidad por fisuras ya quepuede haber flujos importantes a través de las mismas, aún cuando la permeabilidad promedio delmacizo sea pequeña, puesto que el comportamiento hidrológico - hidráulico del macizo rocoso esheterogéneo. El nivel de impacto del recurso hídrico está en íntima relación con las zonas depermeabilidad más alta dentro de la masa de roca, y en tal sentido las herramientas técnicas para suevaluación no son compatibles con simplificaciones conceptuales en la simulación que se puedarealizar.

Uno de los principales avances en la investigación actual es el estudio de característicashidráulicas del macizo rocoso en condiciones “no perturbadas”. Esto es muy importante en minería,pues sabemos que la circulación del agua subterránea en el macizo rocoso puede verse alterada (amenudo intensificada) por los efectos del uso de explosivos sobre el sistema de fisuras preexistente,o por la fracturación que se origine como consecuencia de la explosión, y que la excavación de las



galerías produce una zona alterada de mayor "porosidad" y conductividad hidráulica que la roca noafectada; dicha zona puede convertirse en un camino preferente para la migración de aguas, con laconsiguiente disminución de la resistencia de las rocas, por lo que es de mucho interés ladeterminación de su espesor y de sus propiedades hidráulicas.

Un paso en este sentido es la caracterización hidrogeológica del macizo rocoso mediante larealización de ensayos hidráulicos in situ. A los tradicionales ensayos geotécnicos para determinarla permeabilidad en suelos (Lefranc, Gilg-Gavard, Matsuo, Haefeli) le siguen los ensayos conobturadores en el interior de sondeos para determinar semi cuantitativamente la permeabilidad enmacizos rocosos (el ensayo Lugeon es el más extendido, Fig. 1), y que permiten incluso clasificarlos tipos de macizos rocosos en función de su permeabilidad (Tabla 1) (González et al., 2002).

Figura 1. Ensayo Lugeon. A) Obturador simple. B) Obturador doble (González et al., 2002)

Tabla 1. Clasificación de macizos rocosos en función de la permeabilidad (González et al., 2002)Tipo de macizo Unidades Lugeon Presión

Muy impermeable 0 - 1 10Prácticamente impermeable 1 - 3 10

> 3 10Permeable1,5 - 6 5

> 3 10Muy Permeable> 6 5

Olalla y Sopeña 1991

Un avance más es la caracterización hidráulica in situ en macizos rocosos de permeabilidadmoderada a baja en medios fracturados. De ello hay buenas experiencias en España con ensayosen sondeos de investigación minera y a diferentes tramos de profundidad, mediante vehículosespecialmente equipados (vehículos de caracterización hidrogeológica), como por ejemplo losrealizados por AITEMIN en los estudios hidrogeológicos de Mina Fe (AITEMIN, 2001) y de MinaRatones (AITEMIN, 2002), o en los ensayos hidráulicos de El Cabril (AITEMIN, 2004 a). El objeto delos estudios fue elaborar un modelo conceptual hidrogeológico que sirviera de base para lacomprensión del funcionamiento hidráulico en medios fracturados, y han permitido obtener los



parámetros hidráulicos del medio en el entorno próximo de los tramos de sondeos caracterizados,fundamentalmente la conductividad hidráulica y la transmisividad.

Un vehículo de caracterización hidrogeológica (AITEMIN, 2005) tiene por finalidad larealización de ensayos hidráulicos y la toma de muestras de agua en sondeos, que sonherramientas comunes en la investigación hidrogeológica. Desde hace unos años a los tradicionalesensayos de bombeo se han unido otros más específicos, dedicados fundamentalmente a lacaracterización de medios de moderada a baja permeabilidad, para cuya realización se haceimprescindible disponer de un equipamiento igualmente específico.

AITEMIN dispone de una unidad móvil de Hidrogeología (Foto 2), de diseño propio, para larealización de trabajos altamente especializados en sondeos situados en zonas de difícil acceso.Concebida con el objetivo de minimizar el tiempo necesario para la realización de ensayos ensondeos, el vehículo permite la testificación hidráulica y la toma de muestras de agua entreobturadores en sondeos de hasta 45º de inclinación y hasta 500 m de profundidad, la realización deanálisis físico - químicos básicos de muestras de agua y la instalación de dispositivos especiales,temporales o permanentes, para el control piezométrico e hidroquímico de acuíferos.

Foto 2. Realización de ensayos hidráulicos y toma de muestras de agua entre obturadores con la unidad móvil deHidrogeología (AITEMIN, 2005)

En el equipamiento de la unidad es de destacar el panel electrónico con los elementosnecesarios para la ejecución y control de los ensayos: sistemas de adquisición de datos, sistema decontrol remoto de válvulas y suministro eléctrico requerido para el funcionamiento de los anteriores,el sistema de inyección para la realización específica de ensayos de inyección a nivel o caudalconstantes y el control y regulación del flujo en ensayos de extracción, el sistema de presión para elcontrol del inflado/desinflado de obturadores, apertura de válvulas neumáticas de la instrumentaciónde testificación hidráulica y presurización del tanque de presión para la realización de ensayos deinyección, los sensores de presión sumergibles de ±0,1% de precisión combinada (repetibilidad,linearidad e histéresis) y rangos de 5 a 60 bar, los registradores de datos (datalogger) Campbellpara medición en continuo y las bombas sumergibles de distintos rangos para toma de muestras deaguas y realización de ensayos de bombeo de bajo caudal (AITEMIN, op. cit.).

Otro paso que contribuye al avance del conocimiento científico de las propiedadeshidráulicas in situ del macizo rocoso es la investigación de rocas compactas fisuradas y lacomprensión del funcionamiento hidráulico en medios fracturados. Por ejemplo, en Europa serealizan ensayos para la caracterización hidráulica de macizos graníticos en el túnel del proyectoFEBEX (AITEMIN, 2004 b), en el laboratorio subterráneo de Grimsel (Suiza)(http://www.grimsel.com/). FEBEX (Full-Scale Engineered Barriers Experiment in Cristaline HostRock) es un proyecto multinacional coordinado por ENRESA (http://www.enresa.es/) en el que seexperimenta acerca del comportamiento y viabilidad del sistema de barreras de ingeniería para elalmacenamiento de residuos de alta actividad en formaciones graníticas (Fotos 3 y 4).



Foto 3. Vista del Túnel Layout (en rojo la V fase del proyecto)(http://www.grimsel.com/general/location_v.htm)

Foto 4. Trabajos del Proyecto FEBEX (http://www.enresa.es/)

La actividad desarrollada ha comprendido la realización de ensayos hidráulicos (pulsos yextracción de agua con caudal constante) en tramos de sondeos independizados medianteobturadores.

Los resultados alcanzados en el proyecto son tanto metodológicos como técnicos. Por unaparte se ha puesto a punto un nuevo software de adquisición y gestión de datos que permiteinterpretar los ensayos en campo con método inverso de una manera rápida. Esto es aplicable tantopara futuras campañas en FEBEX como para la realización e interpretación de ensayos hidráulicosen otras localizaciones. Se han medido valores de transmisividades hidráulicas de entre 4.10 -7 y1.10-11 m2/s (AITEMIN, op. cit.). Los valores altos de transmisividad se corresponden con lasprincipales estructuras identificadas en el modelo hidro - estructural local, como son un dique delamprófido, una fractura normal, una fractura “en echelon” y una zona de cizalla. Se han realizadoensayos de interferencia entre sondeos para caracterizar estas estructuras, que han permitidoidentificar y cuantificar las conexiones hidráulicas entre el punto de bombeo y los intervalos deobservación.

Finalmente, un paso más es la cartografía y caracterización in situ de las fracturas ydiscontinuidades que controlan el flujo del agua subterránea en el macizo rocoso, en medios demuy baja permeabilidad y que tradicionalmente se catalogan como impermeables. Por ejemplo, enEuropa se llevan a cabo experiencias de investigación en un macizo rocoso de arcillas (Opalinusclay) en el laboratorio subterráneo de rocas de Mont Terri (Suiza) (http://www.mont-terri.ch/), untúnel en el que se investigan las características geológicas, hidrogeológicas, geoquímicas ygeotécnicas de una roca arcillosa, características que son de gran importancia en el grado deseguridad de cualquier almacenamiento subterráneo de desechos radiactivos o químicos. Entreotras, se determinan características hidráulicas muy importantes en el comportamiento mecánico deeste tipo de macizos rocosos (frecuentes de encontrar en las labores mineras a cielo abierto ysubterráneas), como la existencia de agua subterránea (estos materiales no son impermeablessensu estricto), la permeabilidad de la roca, la caracterización estructural e hidráulica de la zona deexcavación perturbada (que induce flujos diferenciales y concentrados en esa zona), la presión deagua intersticial, la deformación en galerías y en sondeos, y el tensor de esfuerzos (Foto 5).



Foto 5. Equipo de sondeos trabajando en el interior del túnel del laboratorio subterráneo de rocas de Mont Terri (Suiza)(http://www.mont-terri.ch/)

2. EL AGUA EN EL MACIZO ROCOSO

La trama del macizo rocoso es el armazón o soporte del agua y condiciona sucomportamiento hidráulico, por lo que hay que conocerla y conocer también las categorías de aguapresentes, su distribución en diferentes zonas de humedad y las propiedades hidráulicas delmacizo.

La presencia y movimiento de agua en el suelo y subsuelo es sólo uno de los caminos porlos que puede discurrir el agua dentro del ciclo hidrológico (Figura 2).

Figura 2. El ciclo del agua (Castany, 1971)



El agua penetra en el macizo rocoso por infiltración de la lluvia, o por el lecho de un río olago que se encuentre por encima del nivel freático. Son las zonas de recarga o niveles energéticosmás altos, para las aguas subterráneas. A partir de ahí, el agua circula en profundidad y porinfiltración eficaz recarga a los acuíferos y circula por ellos. Las aguas se desplazan por el acuíferodesde los niveles energéticos más altos (recarga) a los puntos más bajos (descarga). Estas zonasde descarga pueden ser ríos o lagos por debajo del nivel freático, manantiales, el mar, etc. Laenergía necesaria para el movimiento del agua subterránea procede esencialmente de lasdiferencias de nivel topográfico y de la presión hidráulica.

La escorrentía superficial (en ríos) y subterránea (en acuíferos) están estrechamente unidas,tal como se muestra en las diversas situaciones ilustradas en la Figura 3. Por ejemplo un río puedeactuar de zona de recarga en un tramo de su cauce y de descarga en otro, pasando de ser un ríoperdedor (río influente) en el primer caso a ser un río ganador (río efluente) en el segundo.

Figura 3. Relaciones aguas superficiales – aguas subterráneas

Los distintos usos funcionales del agua requieren una manipulación del ciclo natural con elfin de transportar y almacenar agua, regular el nivel, aumentar la eficiencia del drenaje, etc.

El hombre influye en el agua de dos formas distintas (Falkenmark, 1988):- directamente, modificando el régimen de circulación y la calidad de las aguas mediante

extracción, vertido de aguas residuales, regulación fluvial, etc.- Indirectamente, alterando la vegetación y la cobertura del suelo mediante actividades

relacionadas con el uso del terreno, lo que modifica la circulación del agua en el macizorocoso y su calidad.

La Figura 4 resume las interacciones singulares en el sistema agua - hombre, en unesquema simple y generalizado (Falkenmark, op. cit.).



Eliminación de lacobertura de suelo

Cambios en el uso de la tierra

Agua del suelo

Agua del mantofreático

USOS SUSTRACTIVOS

Usos domésticos Procesosindustriales

Producción deenergíaAgua Fluvial

USOSSUSTRACTIVOS

Regadío

Enfermedadesvinculadas al agua

EstructurasIntrapluviales Mar

Enfermedadesproducidas por la

contaminación

enfermedadesvinculadas al agua

Avenidas e

Inundaciones

Erosión y

Sedimentación

Cambios ecológicos

VEGETACION

Precipitación Evaporación

USOS INTRAFLUVIALES

Pesca Energía hidraúlica Navegación Recreo

Flujo Normal de agua ycompartimientos de almacenamiento

Utilización y extracción por el hombre

Otras manipulaciones de origenhumano

Perturbaciones resultantes Perturbaciones de tipo natural yantropogénicas

Figura 4. Esquema simplificado de las interacciones singulares en el sistema agua - hombre (Falkenmark, 1988)

La vegetación y el suelo constituyen la zona clave de la fase terrestre del ciclo del agua; laactividad en esta zona determina el fraccionamiento de la precipitación: una parte es tomada por lavegetación y vuelve a la atmósfera, mientras que el resto va a las formaciones subterráneas. Poreso, todo cambio en la utilización de la tierra que modifique la cobertura vegetal, la densidad delfollaje, la profundidad de las raíces, el desarrollo del sistema radicular, la permeabilidad del suelo,las desigualdades del relieve, etc., implica cambios en el agua del suelo y subsuelo que afectan alcomportamiento hidráulico del macizo rocoso.

Figura 5. Perfil del suelo (Custodio y Llamas, 1983)



El suelo es el resultado de cambios físicos y químicos y de la actividad orgánica sobre laroca madre a través del tiempo. Un perfil típico del suelo muestra diferentes horizontes (Figura 5):

- Horizonte A: rico en materia orgánica, generalmente de tono oscuro y, con el tiempo,empobrecido por las aguas, por lo que recibe el nombre de horizonte de lavado oeluvial.

- Horizonte B: aparece debajo del A como depósito de las sustancias arrastradas por elagua desde el horizonte superior. Se le conoce como horizonte de acumulación o iluvial.Naturalmente el proceso descrito anteriormente puede sufrir importantesmodificaciones.

- Roca madre (horizonte C).En general el horizonte A es más permeable que el B, pues en este se acumulan

arcillas y coloides que cementan los materiales más gruesos.

Las acciones del hombre en minería (excavaciones a cielo abierto, galerías subterráneas,voladuras, etc.) alteran las condiciones de equilibrio natural del terreno, y la reacción será diferentesegún se trate de un suelo o de un macizo rocoso. La respuesta es compleja en todos los casos,pero en el segundo, al ser materiales frágiles, el grado de deformación puede alcanzar la rotura(Figura 6) y ésta va a depender del tipo de materiales, presencia de discontinuidades, zonas dealteración, resistencia mecánica de la roca, presencia de agua, profundidad, etc., y puedenproducirse diaclasas e incluso roturas con desplazamientos de cierta envergadura (fallas).

Deformación - Porcentaje de acortamiento

A = Sustancias Dúctiles

B = Sustancias Frágiles

Ruptura

(resistencia)

Resistencia a la compresión

Limite de Proporcionalidad

Ruptura

B

A

1 2 3 4 5 60

10.000

20.000

30.000

40.000

Esf

uerz

o en

kilo

gram

os p

or c

entím

etro

cua

drad

o

Figura 6. Ejemplo de curva esfuerzo deformación para ensayos de compresión. En el caso de ensayos a tensión o cizalla laroca es menos resistente y se alcanza antes la rotura (Billings, 1980)

En el caso de suelos, o de macizos con rocas incoherentes (muelles), al estar formados pormateriales sueltos la respuesta mecánica a las acciones antrópicas va a ser muy diferente y va adepender de la granulometría, porosidad, permeabilidad y presencia de agua, y va a originardesplazamientos y giros de unas partículas con respecto a otras (Figura 7), no llegandonormalmente a la rotura, por lo que la resistencia va a quedar definida por la deformabilidad delmaterial, o sea la capacidad de movimiento relativo de las partículas (por movimientos normales ytangenciales a los granos minerales), lo que se traduce en cambios del volumen aparente, cambiosde porosidad, compactación, etc.; El flujo del agua en el suelo condiciona la respuestageomecánica ante esfuerzos externos, pues las deformaciones inducidas por cargas necesitan un



tiempo de “respuesta” –denominado consolidación (González et al., 2002)- para estabilizarse (el deabsorción o expulsión de agua por los poros).

Por tanto, para conocer el comportamiento mecánico de un suelo o un macizo rocoso a lasacciones antrópicas asociadas a las labores mineras, hay que aplicar una metodología basada en laidentificación (granulométrica y litológica), determinación de los parámetros hidráulicos (porosidad,permeabilidad, transmisividad y coeficiente de almacenamiento), y determinación de sucomportamiento hidráulico (conocimiento de la humedad, grado de saturación y flujo del aguasubterránea).

Figura 7. El suelo como complejo sistema particulado (González et al., 2002)



El suelo y las rocas constituyen el medio poroso por el que circula el agua subterránea bajola acción de diversas fuerzas. Este medio poroso, está formado por un agregado de partículasminerales, dejando huecos, poros o intersticios entre ellas, los cuales pueden estar llenos de agua,gases, o partículas orgánicas y minerales de menor tamaño.

La granulometría se emplea para materiales sueltos (incoherentes) y establece ladistribución por tamaños de grano en la muestra. La representación más utilizada es la curvagranulométrica acumulativa. Hazen define ciertos parámetros que permiten comparar unas curvascon otras con otras (Figura 8):

- Diámetro dx es el diámetro tal que, en la curva acumulativa, exista x%, en peso desedimento, de granos inferiores a este diámetro.

- Diámetro eficaz -d10- es tal que el 10% del peso de la muestra, tiene un diámetro menor.Juega importante papel en estudios de permeabilidad.

- Coeficiente de uniformidad (coeficiente de Hazen) - d60/d10- estando definido d60 deforma análoga a la empleada para d10. La granulometría es tanto más uniforme cuantomenor es este coeficiente. La porosidad tanto mayor cuanto más se acerca a 1.

Figura 8. Curva granulométrica acumulada (Castany, 1971)

La identificación litológica se lleva a cabo con estudios mineralógicos petrológicos, tanto enmateriales incoherentes como en rocas compactas, y sirve para caracterizar minerales y rocaspresentes, de cuya composición y características texturales y estructurales dependerá, en buengrado, el comportamiento mecánico del suelo o del macizo rocoso. Forma parte del estudiogeológico que se realiza para caracterizar la trama del suelo o del macizo rocoso, que, como se hadicho al inicio de este epígrafe, es el armazón o soporte del agua.

A continuación, y avanzando un paso más en el sentido de conocer el comportamientomecánico de un suelo o un macizo rocoso a las acciones antrópicas asociadas a las laboresmineras, hay que determinar los parámetros hidráulicos:

- porosidad, m- permeabilidad Darcy, k- transmisividad, T- coeficiente de almacenamiento, S



Sirven para conocer el estado inicial del suelo o del macizo rocoso y su capacidad paraalmacenar y transmitir el agua, y establecer el modelo real de comportamiento a partir de modelossimplificados (Figura 9).

Figura 9. Modelo simplificado equivalente a una muestra representativa del suelo (González et al., 2002)

Nos ocupamos ahora de la porosidad y permeabilidad, y cuando se describan los acuíferoshablaremos de los otros dos parámetros.

Porosidad, m

La porosidad de un material viene expresada por la relación entre el volumen de su partevacía u ocupada por aire y/o agua y su volumen total.

Si se considera un cierto volumen de una muestra de roca o suelo (Figura 10) la porosidades m = (Vv/V)100, con:

Figura 10. Porosidad (Castany, 1971)- a) volumen de la parte sólida (Vs)- b) volumen de huecos (Vv)- c) volumen total (V = Vv + Vs)



No se debe confundir este concepto con el de índice de huecos usado en mecánica desuelos que viene dado por la relación:

e = Vv/Vs

El tipo de empaquetado de las partículas que componen una roca, determina el tipo deporo, y asimismo la porosidad total.

En la mayoría de los tratados de hidrogeología se encuentra la clasificación de Meinzer, querelaciona la estructura de las rocas con su porosidad, tal como expresa la Figura 11.

Figura 11 (in Custodio y Llamas, 1983)

En la porosidad influyen varios factores, entre los que distinguiremos los siguientes:a) Forma de los granos minerales, que determina la forma y dimensiones de los poros.b) Disposición de los granos minerales en el espacio, según modelos geométricos

perfectamente definidos; existen seis agrupaciones diferentes de un mismo tamaño degrano, y la porosidad varía casi hasta el doble entre algunas de ellas (Slichter, Granton yFraser, 1935; in Schneebeli, 1966; cit. Castany, 1971).

c) Tamaño del grano. Su influencia en la porosidad es manifiesta, tal como muestra laFigura 11.

En la práctica no es frecuente encontrar uniformidad en los granos. Por tamizado ysedimentación se establece la granulometría del material en cuestión, aunque la determinación de laporosidad a partir de la granulometría es muy difícil de establecer si se considera que alguno de losfactores determinantes de la porosidad (empaquetamiento, por ejemplo) no queda reflejados en unagranulometría, lo que hace que los valores hallados a través de ensayos de este tipo deban tomarsecon mucha reserva.

Además, hay que indicar que en materiales sueltos, como un macizo de arenas por ejemplo,la porosidad depende del grado de compactación de los granos, de su forma y distribución portamaño. Los granos pequeños pueden introducirse en los huecos existentes entre los granos demayor diámetro, actuando de matriz, de forma que un medio heterométrico (granos de tamañosvariados) suele tener una porosidad menor que otro en el que los granos estén bien clasificados(tamaños uniformes).

Evidentemente, lo que se acaba de decir no es aplicable a rocas que presentanpermeabilidad por disolución o fracturación, como es el caso, por ejemplo, de las rocas calcáreas,



de los materiales salinos (halita, yeso, anhidrita), de los granitos fisurados, etc. (Figura 11), pues enmateriales consolidados la porosidad depende del grado de cementación y del estado de disolucióny de fracturación de la roca.

En el caso de que la porosidad dependa del tamaño y distribución de los granos de la roca,se la conoce como porosidad primaria, y secundaria cuando es producida por fenómenos talescomo la disolución del cemento o matriz, disolución a gran escala de poros y fisuras en rocassolubles o controladas estructuralmente por la fracturación, como es el caso más frecuente de rocascomo calizas, granitos, gneises, etc. Algunos tipos de rocas como las calizas y las areniscas puedenpresentar ambos tipos de porosidad, primaria y secundaria.

La porosidad es una medida de la capacidad acuífera de un medio y, como se puedeesperar, juega un importante papel en la aptitud del mismo a efectos de la transmisión del agua.Esta aptitud se expresa por la conductibilidad hidráulica (k). La relación entre la porosidad y laconductibilidad hidráulica no es simple, ya que, además de la porosidad, intervienen otros factoresque también la afectan. Por ejemplo las arenas tienen una porosidad menor que las arcillas, queestán constituidas por partículas laminares de gran superficie específica lo que origina fuerzasmoleculares entre el agua y las partículas, que “atrapan” el agua y no la dejan circular librementepor el macizo rocoso. A pesar de su menor porosidad, los materiales arenosos tienen una buenaconductibilidad hidráulica y constituyen buenos acuíferos, mientras que las arcillas dan lugar aacuicludos o en el mejor de los casos a acuitardos, como veremos más adelante.

Porosidad eficaz y retención específica, me y ms

Un hecho comprobado - tanto por bombeo en acuíferos como en ensayos de investigaciónen laboratorio- es que de las reservas en agua del suelo, sólo es recuperable mediante captacionesel agua gravífica, que es una parte de la porosidad total.

El agua de retención viene expresada por la capacidad de retención específica del terrenoms:

ms = (Vr/V)100

Con Vr = volumen del agua retenido por la roca inicialmente saturada una vez evacuada elagua gravífica, y V = volumen total (Figura 12).

Figura 12. Elementos del complejo sólido - agua - aire en volúmenes. a) roca saturada; b) roca no saturada (Castany, 1971).Va vol. aire; Ve vol. agua libre; Vr vol. agua retención; Vv vol. vacíos; Vs vol. fase sólida

El volumen de agua contenido en una roca que se libera por la acción de la gravedad, y quese denomina Ve (volumen de agua libre), está determinado por la porosidad eficaz me, es decir:

me = (Ve/V)100

Por lo tanto, la porosidad total m es igual a la suma de la porosidad eficaz me y de lacapacidad de retención específica ms:

m = me + ms



La porosidad eficaz no representa más que una porción a menudo pequeña de la porosidadtotal (me<<<m). Esta observación es importante puesto que las reservas de agua útiles de unmaterial acuífero están condicionadas por la porosidad eficaz.

Permeabilidad o conductividad hidráulica, k

En 1856 el ingeniero francés Henry Darcy descubrió la ley que regula el movimiento de lasaguas subterráneas midiendo el caudal Q en función de la permeabilidad de los materialesestudiados. La Ley de Darcy (Figura 13) se expresa como:

Q = k A (h/l)Con k = coeficiente de permeabilidad Darcy (conductividad hidráulica), A = área de la

sección de flujo del agua, h = diferencia de carga hidráulica entre la entrada y la salida de la vasija, l= recorrido que debe realizar el agua.

Figura 13. Ley de Darcy (Castany, 1971)

Si tenemos en cuenta que: Q/A = v, siendo v la velocidad media de flujo - se trata de unavelocidad ficticia ya que se considera que el agua fluye por toda la sección -, resulta:

Q/A = v = k(h/l)

La relación i = h/l es el gradiente hidráulico, por lo que:v = k i ; k = v/i

El parámetro k tiene las dimensiones de una velocidad, expresándose en m/día o encm/seg. La ecuación dimensional es:

[k] = [L3/T]/[(L/L)L2] = L/T

y se define como el caudal que pasa por una sección unidad del acuífero bajo un gradientetambién unidad a una temperatura fija o determinada; por eso se le llama también conductividadhidráulica.

Los factores que determinan la permeabilidad pueden ser intrínsecos y extrínsecos:- Los factores intrínsecos son los propios del material que constituye el macizo rocoso y

dependen del tamaño de los poros. Por ejemplo, si dos materiales detríticos estuvieranformados por esferas de 0,1 m y 10-3 m de diámetro, podrían tener igual porosidad perosiempre tendrán diferente permeabilidad, de tal manera que si el resto de condicionesse mantiene, siempre tendrá mayor permeabilidad el medio que tenga mayor diámetrode partículas.

- Los factores extrínsecos son los que dependen del fluido: viscosidad y peso específico.La viscosidad de un fluido es la medida de la fuerza resistente, por unidad de área y porunidad de gradiente de velocidad transversal a la dirección del movimiento del fluido.



Tanto la viscosidad como el peso específico dependen de la temperatura, por lo que encasos especiales debe tenerse en cuenta ésta, sobre todo por la notable influencia de laviscosidad en la permeabilidad.

La conductividad hidráulica k de un material es un parámetro que expresa la facilidad paraque el agua circule a su través. Es, por tanto, el principal parámetro que caracteriza las propiedadeshídricas de los materiales en el suelo o en el macizo rocoso, y uno de los que registra mayoresvariaciones en función del tipo de material (Tablas 2, 3 y 4). También se le denomina coeficiente depermeabilidad, pero esta denominación puede crear confusión con la permeabilidad intrínseca oespecífica o simplemente permeabilidad, que es una propiedad física del medio.

Tipo de roca m(%)

k(m/día)

Rocas plutónicasGranito frescoGranito meteorizado

0 a 32 a 10

10-5

8.35x10-1 a 1.66Rocas volcánicasBasaltos densosBasaltos residualesBasaltos fracturados y/ometeorizadosTobas interestratificadasparcialmente zeolitizadasTobas estratificadasTobas soldadas

0.1 a 1510

394014

10-11 a 10-8

10-9 a 10 -8

10-9 a 10 -5

3x10 -5

9,6x10 -3

3x10 -4

Rocas metamórficasMármolMicaesquistos meteorizadosCuarcitasPizarrasGneissEsquistosGneis meteorizados y/odescomprimidos

0.420.6

-3.40.13

0.1 a 2

142.75x10-2

1.60x10-6

1.08x10-6

-1.16

2.50x10-1 a 8.34x10-3

Rocas sedimentariasAluviones de ríoSedimentos lacustresCalcarenitasCalizas recifalesArenas de delta

5 a 2515 a 35

2020

15 a 40

10 a 5000.1 a 10031.5x10-3

6.4x10 -3

0.1 a 200

Tabla 2. Rangos de porosidad y conductividad hidráulica de algunos sedimentos y rocas (Benítez,1972)



Tabla 3. Rango de valores de coeficiente de permeabilidad en suelos (González et al., 2002)

Tabla 4. Órdenes de magnitud de la k a 10ºC, bajo un gradiente de 1 m por metro (Benítez, 1972)La medida del valor de k puede hacerse por varios métodos:- fórmulas experimentales basadas en los análisis granulométricos (dan sólo resultados

aproximados, y no son muy aconsejables),- pruebas de permeabilidad en sondeos (ensayos Lugeon, Lefranc, etc.); dan buenos

resultados y son sencillos de realizar,- ensayos de bombeo en pozos y sondeos (son los mejores, pero los más caros),- medidas en laboratorio con permeámetros de carga fija o variable (Figura 14).

Figura 14. Permeámetro de nivel constante (Castany, 1971)

Para caracterizar el medio subterráneo hay que definir la distribución de sus propiedades. Unmedio se llama isótropo, si sus propiedades (por ejemplo la conductividad hidráulica o la porosidad)en cada punto, no dependen de la dirección en que se consideran. Se llama anisótropo si, por elcontrario, alguna propiedad depende de la dirección elegida. El medio es heterogéneo si sus



propiedades o condiciones de isotropía o anisotropía, varían de un punto a otro; es homogéneo sison constantes. Las formaciones geológicas del suelo y del macizo rocoso son por lo general,respecto a las propiedades hidráulicas, medios heterogéneos y anisótropos, impuestos por laestratificación o bien por la fracturación y karstificación. La tabla 5 muestra algunos valores deporosidad y conductividad en dos direcciones en sedimentos no compactados.

Conductividadhidráulica

(m/día)

Porosidadtotal(%)

Porosidadeficaz(%)

Tipo de sedimento

Tamañopredomina

nte Horiz Vert. Horiz Vert. Horiz VertAluvialAluvialLoessMarino

arena finaarena fina

limoarenamedia

21,110,00,2846

22,013,80,7

32,10

51,545,750,740,2

51,147,039,341,7

45,839,034,737,6

45,539,933,138,3

Tabla 5. Anisotropía en dos direcciones de la conductividad hidráulica y porosidad en una serie desedimentos no compactados (Davis y De Wiest, 1966)

A continuación, y avanzando un paso más en el sentido que nos ocupa en este capítulo, hayque determinar el comportamiento de los materiales ante la presencia de agua. Para ello hay queconocer la humedad, el grado de saturación y el flujo del agua en el suelo y en el macizo rocoso. Ladeterminación de este comportamiento se basa en el estudio de las categorías de agua y en ladistribución por zonas de humedad.

En el suelo y subsuelo el agua puede encontrarse bajo una amplia gama de condicionesque se extiende desde el agua que circula libremente entre los poros, al agua que se encuentrafirmemente fijada en el interior de estructuras cristalinas.

Figura 15. Fases del suelo (González et al., 2002)El agua que, sin llegar a engrosar el volumen de "agua subterránea" propiamente dicha, está

situada por debajo de la superficie terrestre constituye la zona no saturada (Figura 15). Esta"humedad del suelo" juega un importante papel en ciertos fenómenos como la evapotranspiración yla infiltración y, en consecuencia, desde los puntos de vista hidrológico, agrícola y de la mecánicade suelos, su estudio es muy interesante. El "agua subterránea" propiamente dicha se almacena enprofundidad y constituye la zona saturada; su movimiento se rige por leyes hidrodinámicas.



Figura 16. Circulación vertical de las aguas subterráneas (Castany, 1971). P = agua de lluviaLa superficie freática se define como el lugar geométrico de puntos de agua que soportan

una presión igual a la atmosférica (figura 16).Figura 16. Circulación vertical de las aguas subterráneas (Castany, 1971). P = agua de lluvia

El agua de infiltración se distribuye en el suelo en función de sus “necesidades dehumedad” y se ve sometida a varias fuerzas, de cuya intensidad depende el mayor o menor gradode fijación al material sólido. También existe agua formando parte de la composición química de lasrocas y agua en forma de vapor.

La cantidad total de agua que puede extraerse de una muestra en el laboratorio es elcontenido de humedad del suelo, y será igual a la suma de los pesos o volúmenes de aguaobtenidos de la muestra por procedimientos progresivamente enérgicos, lo cual indica que existenvarias formas "de estar" del agua en el suelo.

Atendiendo a esta idea se establecen los siguientes tipos -categorías- de agua en el suelo:- agua retenida por fuerzas no capilares- agua retenida por fuerzas capilares- agua no retenida por el suelo

Agua retenida por fuerzas no capilares

Parte del agua es retenida por atracción eléctrica, dado el carácter dipolar de la molécula deagua y de las superficies de los cristales sólidos. A su vez, las sales disueltas en el agua tienden aretenerla con una intensidad igual a la presión osmótica de la solución. Todas estas causas hacenque sean precisos procedimientos especiales para separar este agua de una muestra. Castany(1971) distingue: Agua higroscópica, sólo separable en forma de vapor, que forma parcelas aisladasadsorbidas por las partículas sólidas y agua pelicular que se desprende por centrifugación y formauna película que envuelve las partículas y el agua higroscópica (Tabla 6).

Desde el punto de vista hidrológico estos tipos tienen poco interés, pues no se desplazanpor gravedad, ni se extraen de la zona saturada por bombeo. Tampoco es agua útilagronómicamente, pues la fuerza de succión de las raíces es, en general, inferior a la de retencióndel agua y las plantas no pueden por tanto extraerla del terreno.

Categorías deagua

Tipos de agua Nombre comúnmente empleado Extracción

Aguahigroscópica

CalcinaciónAgua deretención Agua pelicular

Agua capilarAgua capilaraislada

Aguas ligadas Aguas deretención Centrifugación



Agua capilarcontinua

Agua gravífica Agua gravíficaAguas libres Aguas libres Gravedad

Tabla 6. Categorías y tipos de agua del suelo y del macizo rocoso (Castany, 1971)

Agua retenida por fuerzas capilares

El contacto de dos fluidos no miscibles - caso del agua y el aire - produce una atracciónentre sus moléculas que se llama tensión superficial. Esto, unido a la tendencia de las moléculas deagua a adherirse a los sólidos, hace que el agua sea retenida por los finos canalículos que existenen el suelo. Estas causas de retención constituyen las llamadas fuerzas capilares (Davis y De Wiest,1966; figura 17).

Figura 17. Ascensión de agua en un tubo capilar (Davis y De Wiest, 1966; in Castany, 1971). � = altura de ascensión capilar;� = ángulo de contacto; r = radio del tubo (capilar)

Cuando un terreno recibe una aportación exterior de agua (lluvia o riego) se produce unasaturación de los huecos en las capas superiores y el agua desciende por gravedad (figura 16). Alcesar la aportación, transcurrido un cierto tiempo, desaparece el estado de saturación, pero partedel agua queda retenida en el terreno por fuerzas capilares. Su distribución es irregular y ello haceque se la conozca con el nombre de agua capilar aislada o suspendida. Esta es la única forma deagua del suelo que aprovechan las plantas, pues la fuerza de succión de las raíces es suficientepara extraer una parte de ella. Tiene por tanto un gran interés agronómico.

Figura 18. Ascensión capilar en una columna de arena (Castany, 1971). (a) Zonación del agua capilar: � = altura deascensión capilar; � s = zona de saturación de agua capilar (agua capilar continua), �a = zona de no saturación (aireación)de agua capilar (agua capilar aislada). (b) Curva de saturación capilar: Vs = volumen de fase sólida; Vv = volumen de vacíos(huecos); Vr = volumen de agua de retención; Ve = volumen de agua libre (agua de gravedad); Va = volumen de aire

El mismo efecto de capilaridad se produce sobre el agua de la zona saturada, en el interiordel macizo rocoso. En este caso, la aportación de agua para el fenómeno es permanente (mientrashaya agua en el acuífero) y el agua así retenida se llama agua capilar continua o sostenida. Este tipode agua acompaña a la fuente de alimentación en sus fluctuaciones, y, al menos en su parte inferior,también satura la zona que ocupa (Figura 18).



El agua de la franja capilar es un agua que engrosa la humedad del terreno y que, por tanto,hay que tener en cuenta en geomecánica minera pues tiene efectos sobre el comportamientomecánico de suelos y macizos rocosos en la zona no saturada.

Agua no retenida por el suelo

Hay otra parte del agua que recibe el terreno que se infiltra y desciende a través de loshuecos, sometida fundamentalmente a la acción de la gravedad. Cuando este agua alcanza unfondo impermeable, satura la zona suprayacente (Figura 16). Se la conoce con el nombre de aguagravífica (agua libre). Es el agua subterránea p.d., no es retenida por el terreno y circula librementepor efecto de los gradientes piezométricos (Figuras 19 y 20).

Figura 19. Trayectorias de filtración en el suelo (González et al., 2002)

Figura 20. Pérdida de carga y gradiente hidráulico (González et al., 2002)

El grado de saturación es el porcentaje de volumen de agua respecto a volumen de huecosen una porción de terreno en condiciones naturales: Sr = [(Vr + �Ve)/Vv]x100 (figura 12).

Un perfil del suelo y del macizo rocoso puede contener agua en todas las situacionesdescritas anteriormente, si se dan las condiciones geológicas e hídricas adecuadas (Figura 21).

La Figura 21 muestra un perfil general con los diferentes estados en que se encuentra elagua en el subsuelo. Observamos que en el suelo, hasta una profundidad de unos pocosdecímetros, el contenido de humedad varía en función de las fluctuaciones de temperatura y de latensión del vapor, causadas por las variaciones de temperatura del aire y del suelo; es la zona deevapotranspiración. Por debajo, con un espesor variable, se extiende la zona de retención, en la queuna parte del agua queda atrapada por el terreno hasta satisfacer sus necesidades de humedad, yel resto se infiltra en profundidad bajo la acción de la gravedad, hasta alcanzar la franja de aguacapilar continua y recargar la zona saturada (infiltración eficaz), en la que el agua satura los poroshasta una cierta altura (superficie freática ó piezométrica), determinada por el nivel de la superficiedel agua en el interior de los pozos que penetran bajo la zona saturada (Figura 22). El agua de lazona saturada (por debajo de la superficie piezométrica) es la que se denomina agua subterráneapropiamente dicha (agua freática o vadosa, si está a poca profundidad bajo la superficie delterreno).

La zona saturada limita en profundidad con una zona donde la compactación del terrenohace que haya muy pocos huecos (poros y/ fisuras) conectados entre sí, con lo que el agua nopuede fluir. Esta zona se denomina substrato impermeable y la profundidad a la que se encuentredependerá de las condiciones geológicas del macizo rocoso.

La zona saturada es la que tradicionalmente ha sido objeto de estudio en Hidrogeología,pero en la actualidad el estudio de la zona de aireación (zona no saturada) es muy importantetambién para conocer el comportamiento geomecánico de suelos y macizos rocosos afectados porlabores mineras, y constituye un campo de investigación propio y muy prometedor dentro de las



ciencias del agua, en el que se están produciendo continuos progresos en el conocimiento de losmecanismos que rigen las transferencias de agua, entre otros, (González et al., 1998), y numerososintercambios a nivel de la comunidad científica (en http://www.zonanosaturada.com hay muchainformación al respecto).

Figura 21. Repartición del agua en el suelo y en el subsuelo, caso teórico (Castany, 1971)

Figura 22. Repartición de los tipos de agua en el suelo y en el subsuelo. El círculo blanco representa el agua pelicular; ennegro, el agua capilar aislada; trazos verticales, agua capilar continua; punteado, agua gravífica (Castany, 1971)



La zona saturada es la que suministra un caudal significativo a los pozos y es la queprincipalmente hay que drenar en las labores mineras bajo nivel piezométrico. Su comportamientohidráulico es el de un acuífero, en el léxico hidrogeológico.

Se denomina acuífero a aquel estrato o formación geológica que permitiendo la circulacióndel agua por sus poros o grietas, hace que el hombre pueda aprovecharla en cantidadeseconómicamente apreciables para atender a sus necesidades (Custodio y Llamas, 1983). Si seanaliza detenidamente esta definición (del latín aqua = agua y fero = llevar) se aprecia que el aguaencerrada en una formación geológica cualquiera (por ejemplo, gravas de un río, calizas muyagrietadas, areniscas porosas, etc.) puede estar ocupando ya sea los poros o vacíos intergranularesque presenta la misma, ya sean las fracturas, diaclasas o grietas que también pueden darse. En estesentido algunos autores, especialmente franceses, emplean las denominaciones de acuíferos porporosidad y acuíferos por fracturación o fisuración para cada uno de los casos anteriores (Figura11).

La idea de un aprovechamiento económico del agua encerrada en un acuífero, aún siendorelativa en sí misma, ya que puede ser tan importante la obtención de 100 o más l/seg para unaindustria papelera, como la obtención de 1 l/seg para los habitantes de una pequeña aldea sita enuna zona especialmente árida, sugiere la idea de que, en realidad, no existen formacionesgeológicas que puedan considerarse como totalmente impermeables, puesto que incluso unpaquete de pizarras arcillosas puede poseer un nivel de alteración superficial que permita unapequeña circulación de aguas subterráneas, y por lo tanto constituya un acuífero, quizá muy pobre,pero acuífero al fin y al cabo.

Como ejemplos del término anterior se pueden citar los aluviones de los ríos, formados poruna mezcla de gravas y arenas, las areniscas poco cementadas, algunos tipos de rocas volcánicas,formaciones calcáreas muy karstificadas, etc. Los acuíferos constituyen verdaderos embalsessubterráneos y se pueden gestionar como tales.

Por el contrario, el comportamiento hidráulico de un acuícludo (del latín aqua = agua yclaudere = encerrar o cerrar) es bien diferente, y se define como aquella formación geológica queconteniendo agua en su interior, incluso hasta la saturación no la transmite y por lo tanto no esposible su explotación (Custodio y Llamas, op. cit.). Dentro de este grupo pueden incluirse ejemploscomo los cienos y légamos (arcillas por lo general) de origen deltáico y/o de estuario, que a pesarde poseer enormes cantidades de agua (superiores al 50% en volumen) no sonhidrogeológicamente aptos para la construcción de captaciones de aguas subterráneas.

El comportamiento hidráulico de un acuitardo (del latín aqua = agua y tardare = retardar)hace referencia a la existencia de numerosas formaciones geológicas que conteniendo apreciablescantidades de agua la transmiten muy lentamente por lo que tampoco son aptos para elemplazamiento de captaciones, pero sin embargo, bajo condiciones especiales, permiten unarecarga vertical de otros acuíferos, que puede llegar a ser muy importante en ciertos casos(Custodio y Llamas, op. cit.). Por ejemplo, un nivel de arcillas limosas o arenosas puedecomportarse como un acuitardo, si está dispuesto encima o debajo de un acuífero más importante,al cual puede recargar, o incluso recibir agua del mismo (la situación es la de un acuíferosemiconfinado, como se verá más adelante); otros ejemplos son las arenas limosas, las arenasarcillosas y las margas arenosas.

Un comportamiento hidráulico extremo es el del denominado acuífugo (del latín aqua =agua y fugere = huir), o sea aquellas formaciones geológicas que no contienen agua ni la puedentransmitir (Custodio y Llamas, op. cit.); como por ejemplo, un macizo granítico no alterado, o unasrocas metamórficas sin apenas meteorización ni fracturación.

En función de la geología de un sector determinado, es frecuente que en la serieestratigráfica aparezcan alternando formaciones con diferentes características hidrológicas y distintocomportamiento hidráulico. Por ejemplo, se puede dar la situación de un acuífero entre dosacuícludos lo que da origen a un acuífero cautivo o confinado, o bien la situación de un acuíferolimitado por un acuitardo y un acuícludo en su base, dando origen a un acuífero semiconfinado osemicautivo. También es frecuente, por ejemplo, la alternancia de acuíferos y acuitardos, lo que daorigen a un acuífero multicapa.

El comportamiento hidráulico de los materiales acuíferos, que acabamos de describir, sehace en función de sus características litológicas. Sin embargo, existe un comportamiento hidráulicode los acuíferos que responde a una clasificación más importante, y que los agrupa de acuerdo conla presión hidrostática del agua encerrada en los mismos, lo que se traduce en consecuenciasprácticas de gran trascendencia, desde la óptica de su gestión integral (para abastecimiento, para



drenaje de suelos y macizos rocosos en minería, para su explotación racional en función de larelación entradas/salidas, etc.).

Según esta clasificación, se denominan acuíferos libres, no confinados o freáticos aquellosen los cuales existe una superficie libre del agua encerrada en ellos, que está en contacto directocon el aire y por lo tanto, a presión atmosférica (Figura 23).

Figura 23. Comportamiento hidráulico de un acuífero libre (Castany, 1971)

Al perforar pozos que atraviesen total o parcialmente a estos acuíferos, la superficie obtenidapor los niveles del agua de cada pozo forma una superficie real: es la superficie piezométrica(superficie freática, o water table de los autores anglosajones).

Por el contrario, en los acuíferos cautivos, confinados o a presión, el agua está sometida auna cierta presión, superior a la atmosférica, y ocupa la totalidad de los poros o huecos de laformación geológica que la contiene, saturándola totalmente. Por ello, durante la perforación depozos en acuíferos de este tipo, al atravesar el techo de los mismos se observa un ascenso rápidodel nivel del agua hasta estabilizarse en una determinada posición (Figura 24).

Figura 24. Comportamiento hidráulico de un acuífero confinado (Castany, 1971)

Estos acuíferos poseen una superficie piezométrica ideal, que puede materializarseconsiderando todos los niveles que alcanzaría el agua en sendas perforaciones distribuidas por elacuífero equivalentes a la altura piezométrica del agua en el acuífero en la vertical de cada punto.

Figura 25. Superposición de acuíferos (Custodio y Llamas, 1983)



En la Figura 25 se muestra un ejemplo de acuífero libre superpuesto a un acuíferoconfinado. El acuífero b es un acuífero libre, captado por el pozo 3. El acuífero a es un acuíferoconfinado, captado por los pozos 1 y 2; se observa que, de acuerdo con la posición relativa del nivelpiezométrico con respecto a la cota topográfica de la boca del pozo, pueden considerarse pozossurgentes o fluyentes (artesianos) aquellos en los cuales el nivel piezométrico está situado a cotasuperior de la boca del pozo (caso del pozo 2) y simplemente a presión a los pozos en el mismoacuífero, pero cuyo nivel piezométrico quede por debajo de la superficie topográfica en losalrededores del mismo (caso del pozo 1).

Una variedad de estos acuíferos son los acuíferos semicautivos o semiconfinados (leakyaquifers de los autores anglosajones) que pueden considerarse como un caso particular de losacuíferos cautivos, en los que el muro (parte inferior) y/o el techo (parte superior) que los encierra nosea totalmente impermeable sino un acuitardo, es decir un material que permita una filtración verticaldel agua, muy lenta (leakage), que alimente al acuífero principal en cuestión, a partir de un acuíferoo masa de agua situada encima o debajo del mismo (figura 26). Como es lógico, este paso verticalde agua es sólo posible cuando existe una diferencia de potenciales hidráulicos entre ambosacuíferos (el que recarga y el recargado) y puede hacerse en uno u otro sentido, e incluso variar conel tiempo según sea la posición relativa de los niveles piezométricos de los mismos.

Figura 26. Comportamiento hidráulico de un acuífero semiconfinado (Castany, 1971)

Se observa en la figura que el primer acuífero que se encuentra al sondear es un acuífero libre, yque por debajo de él hay un acuífero semiconfinado (a techo materiales semipermeables óacuitardos y a muro materiales impermeables). Cuando se bombea en el pozo agua del acuíferoinferior, la depresión hidráulica entre ambos acuíferos hace que se produzca un rezume (leakage) yuna transferencia de agua del acuífero superior al inferior, a través de los materialessemipermeables. El fenómeno del leakage es muy interesante, pues supone volúmenes de aguasupletorios, a veces importantes, en los caudales de bombeo.

En muchas cuencas sedimentarias es frecuente encontrar alternancias de materiales permeables ysemipermeables, en número indeterminado, que originan los denominados acuíferos multicapa,algunos con un semiconfinamiento complejo (Figura 27).



10 m Permeable

- gravas- arenas

Semipermeable

- arenas arcillosas- arcillas arenosas- arenas limosas- limos arenosos

Impermeable

- arcillas y margas azules

np

M2

M3-Pl

Filtros

M: MIOCENOPl: PLIOCENO

SONDEO 9415013 (Abastecimiento Cartaya)

Q=65 l/s

ACUÍFERO

ACUITARDO

ACUÍCLUDO

Figura 27. Ejemplo de estructura de acuífero multicapa, con funcionamiento semiconfinado complejo (González, 1997)

Además de lo expuesto hasta ahora, hay que indicar que existen dos parámetros hidráulicosintrínsecamente relacionados con los acuíferos y cuya determinación (mediante ensayos debombeo) es fundamental, pues definen las propiedades del macizo rocoso saturado respecto a latransmisión del agua y volumen almacenado liberable. Se trata de la transmisividad y del coeficientede almacenamiento.

Transmisividad, T

La ley de Darcy ha sido expresada como Q = k A i. Ahora bien, si la sección A igual a la delacuífero tiene una longitud L y una altura b, tendremos A = b . L, y la ley de Darcy se puede escribircomo Q = K . b . L . i.

Al producto K . b se le llama transmisividad y se designa por T, quedando la ley de Darcy enla forma Q = T . L . i

El concepto de transmisividad fue introducido por Theis en 1935, y se define como el caudalque se filtra a través de una franja vertical de terreno, de ancho unidad y de altura igual a la delmanto permeable saturado bajo un gradiente unidad a una temperatura fija determinada (Figura 28).

Sus dimensiones son las de una velocidad por una longitud, es decir

[T] = [L]2 . [T]-1

expresándose en consecuencia en m2/día o cm2/seg. Las diferencias entre transmisividad (T) ypermeabilidad (k) se representan gráficamente en la Figura 28.



Figura 28. Diferenciación entre el concepto de permeabilidad y transmisividad (Castany, 1971)

Coeficiente de almacenamiento, S

Cuando se bombea agua de un pozo, el agua procede del acuífero mediante uno de estosdos sistemas: drenaje o vaciado de los poros del mismo (acuíferos libres) o de los pequeños efectoselásticos del armazón físico del acuífero y de la propia elasticidad del agua, siendo ésta la únicaforma de obtener agua en un acuífero cautivo (Castany, 1971).

En el primer caso el agua procede del vaciado físico del agua gravífica (agua libre)contenida en el acuífero. El volumen del agua obtenido por unidad de volumen coincidirá, pues, conla porosidad eficaz (me) de la zona saturada.

En el segundo caso el mecanismo es diferente al de los acuíferos libres y mucho máscomplejo, puesto que intervienen otro tipo de acciones. En efecto, el agua extraída de los poros sedilata por descompresión elástica proporcionando una cantidad de agua; por otra parte, la presiónintersticial (del agua) en el terreno disminuye, lo cual trae como consecuencia la dilatación degranos minerales y el estrujamiento de la trama rocosa (a la manera de una esponja) con laconsiguiente expulsión de un poco de agua, para hacer frente a la presión constante del terrenosobre el acuífero, con lo que éste disminuye un poco su espesor gracias a los efectos elásticos delacuífero considerado en conjunto, y ello puede provocar incluso ligeros hundimientos del terreno ensuperficie en las cercanías de los pozos de bombeo.

De esta forma el coeficiente de almacenamiento se define como el volumen de agua quepuede ser liberado por un prisma vertical del acuífero de sección igual a la unidad y altura igual a ladel acuífero saturado si se produce un descenso unidad del nivel piezométrico o de carga hidráulica(Figura 29). El coeficiente de almacenamiento, representado por S, no tiene dimensiones.

Según la definición, en los acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento es igual a laporosidad eficaz, es decir, al volumen de agua gravífica extraído de una unidad de acuíferosaturado.

En los acuíferos cautivos entran en juego, como ya hemos dicho, los efectos mecánicos decompresión del terreno o de la propia agua. Si se supone un acuífero formado por arenasincompresibles, al disminuir la presión del agua por bombeo, el agua del acuífero se expansiona. Enuna columna de acuífero de sección unitaria y altura total saturada b, al disminuir una unidad el nivelpiezométrico se obtiene un volumen de agua: S1 = m ( b ∃

m = porosidad total del acuífero( = peso específico del aguab = espesor del acuífero∃ = coeficiente de compresibilidad dinámica del agua.



Figura 29. Concepto gráfico de coeficiente de almacenamiento (Castany, 1971). A = sección unidadSi se supone que el armazón de los granos de la arena del acuífero es también compresible

y es ∀ su coeficiente de compresibilidad dinámica vertical, al disminuir la presión del agua dichoarmazón del acuífero deberá soportar una mayor parte del peso del terreno que tiene encima, con loque disminuirá su porosidad al comprimirse; por unidad de descenso del nivel piezométrico, lacolumna de terreno antes mencionada liberará un volumen de agua: S2 = ( b ∀

La cantidad total de agua extraída del acuífero será: S = S1 + S2 = ( b (m ∃ + ∀)De lo dicho, se desprende lo siguiente:- en los acuíferos libres el coeficiente de almacenamiento coincide con la porosidad

eficaz, sin intervención directa del espesor del acuífero,- en cambio en los acuíferos cautivos los únicos factores determinantes son los

pequeñísimos efectos elásticos del agua y del acuífero, teniendo gran importancia elespesor del acuífero.

Los valores del coeficiente de almacenamiento S son por tanto completamente distintossegún se trate de uno u otro caso. Como idea de orden de magnitud, se puede indicar que varía de0,05 a 0,30 en condiciones libres y que entra en el campo de las diezmilésimas a cienmilésimas encondiciones artesianas o cautivas (10-4 a 10-5); en condiciones de semiconfinamiento suele estar enel campo de las milésimas (10-3).

Una vez descritos los parámetros que gobiernan el comportamiento hidráulico de losmateriales del suelo y subsuelo, interesa ahora describir el flujo del agua subterránea en la zonasaturada del macizo rocoso, puesto que tiene gran incidencia en el drenaje de agua en las laboresmineras, y, por consiguiente, en la estabilidad de taludes, galerías, etc.

El nivel piezométrico ó cota piezométrica es la altura (H) sobre el nivel del mar de la columnade agua de base unidad, en la vertical de un punto del acuífero. Como, salvo caso excepcionales, elpeso específico del agua se considera la unidad, el nivel piezométrico equivale numéricamente a lacarga ó presión hidráulica (Figuras 30 y 31).

Figura 30. Nivel piezométrico de un acuífero libre (Castany, 1971)

Figura 31. Nivel piezométrico de un acuífero confinado (Castany, 1971)



El flujo del agua subterránea obedece a diferencias de carga hidráulica (Figuras 19 y 20), enocasiones impuestas por la topografía (niveles energéticos más altos o de recarga y puntos másbajos o de descarga; Figura 32).

Figura 32. Esquema de la circulación del agua en un conjunto de terrenos permeables recargados por la lluvia en los que seestablece flujo local y flujo regional (Custodio y Llamas, 1983)

La diferencia de presiones hidráulicas entre dos puntos A y B con distinta alturapiezométrica (hA > hb) separados una cierta distancia L, origina un flujo de agua a favor de lascotas piezométricas decrecientes; el gradiente hidráulico (i) es la pérdida de carga por unidad delongitud i = (hA – hB) / L = �h / L (Figura 20). El cálculo de i es sencillo y suele hacerse medianteestudio del mapa piezométrico, conociendo el perfil de depresión entre dos puntos, o bien pormedida directa de los niveles piezométricos en dos pozos o sondeos que corten el acuífero y que seencuentren a una distancia conocida (Figura 33). Si se conoce la ecuación de la curva y = f(x) querepresenta el perfil de depresión, entonces el cálculo es directo pues i = dy/dx.

Figura 33. Cálculo del gradiente hidráulico (Castany, 1971). a) por medida de niveles piezométricos (H1 y H2) en dos sondeos(1 y 2) separados una distancia L. b) por la pendiente de la superficie piezométrica (tg �)



Según la velocidad de flujo del agua subterránea, el régimen de flujo puede ser laminar oturbulento, de acuerdo con la experiencia de Reynolds (Figura 34).

Figura 34. Experimento de Reynolds (Castany, 1971). a) velocidad escasa (flujo laminar); b) velocidad elevada (flujoturbulento)

El número de Reynolds (Re) varía según sea el régimen de flujo:

Re = Vc.D. � / �

Vc = velocidad crítica, cm/seg (Figura 35)D = diámetro del tubo, cm� = masa específica del líquido, g/cm3

� = viscosidad dinámica, poises [g/(cm.seg)]

Como � / � = � (viscosidad cinemática, en stokes; 1 stokes = cm3/seg).

entonces Re = Vc . D / �

Los valores de Re para tubos lisos son de 200 a 2400 para una Vci = 2400 cm/sg, paratubos rugosos Re = 600 y para tubos de sección variable Re = 540.

aumenta velocidad de flujo

disminuye velocidad de flujo

RÉGIMEN TURBULENTO

RÉGIMEN LAMINAR

zo

na

de

t

ra

ns

ic

ió

n

Vc

i

Vcs

Figura 35. Campo de velocidades en el régimen de flujo. Vci = velocidad crítica inferior (paso de laminar a turbulento); Vcs =velocidad crítica superior (paso de turbulento a laminar)

Una red de flujo es una representación gráfica muy importante pues muestra la distribuciónde líneas equipotenciales (isopiezas, o líneas de igual carga hidráulica) y de líneas de corriente(líneas de flujo) (Figuras 36 y 37). Su comprensión es básica en el estudio de la hidráulica delmacizo rocoso, pues permite conocer las pérdidas de carga, la superficie piezométrica (partesuperior de la zona saturada) y su comportamiento ante influencias naturales y antrópicas.

Para el estudio de fluctuaciones del nivel piezométrico y del flujo en el acuífero se recurre amapas de superficies piezométricas (mapas freáticos, en caso de agua a poca profundidad), en losque los niveles quedan representados mediante curvas de igual carga hidráulica (isopiezas). Unmapa de isopiezas es similar en aspecto a un mapa topográfico, pero las formas son mucho mássuaves. En estos mapas es fácil deducir la dirección del flujo, que siempre es perpendicular a lasisopiezas y en sentido a la de menor valor (Figura 38).



Figura 36. Hilo líquido (Castany, 1971)

Figura 37. Hilos líquidos y superficies equipotenciales en flujo laminar (Castany, 1971)



Figura 38. Ejemplo de mapa de isopiezas (acuífero superficial del sector sur occidental de Huelva; ITGE, 1992)

En ocasiones el flujo natural es perturbado por el efecto de los bombeos, modificando la trayectoriade las líneas de corriente. La depresión que se origina en un pozo de bombeo se conoce comocono de bombeo o cono de depresión y afecta a un radio de acción R en torno al eje del pozo(Figura 39 y 40). Se comprende que varios pozos de bombeo suman sus efectos para originargrandes depresiones de bombeo; esta técnica es muy empleada en desecación de zonas húmedas,en drenajes de mina, etc.



Figura 39. Pozo de bombeo en un acuífero libre (Castany, 1971)

Figura 40. Magnitudes características de un pozo y de un bombeo en un pozo en acuífero confinado (Custodio y Llamas,1983)

En acuíferos fisurados el flujo del agua es más complejo que en acuíferos en régimenlaminar, por lo que el estudio del comportamiento hidráulico de macizos rocosos fracturados secomplica mucho respecto a lo ya dicho hasta ahora.

La permeabilidad por fisuración es de dos tipos:- primaria: simultánea a la formación de la roca (ejemplo: diaclasas columnares en

basaltos)- secundaria o adquirida: posterior a la formación de la roca (ejemplo: fracturación

tectónica, fisuras de descompresión, etc.).



Los medios rocosos fisurados son conjuntos macroscópicamente heterogéneos yanisótropos en cuanto a comportamiento hidráulico (Figura 41), aún en el caso de que se puedanconsiderar como homogéneos a escala pequeña o mediana (caso de fisuras pequeñas y muydensas).

En cuanto a permeabilidad hay que decir que la mayoría de los macizos de rocascompactas (rocas duras) serían casi absolutamente impermeables si no estuviesen fracturados,aunque la importancia relativa de la permeabilidad por fisuras puede verse muy disminuida enocasiones si es que la roca fracturada posee al mismo tiempo una permeabilidad primariaimportante (caso, por ejemplo, de areniscas porosas fisuradas); en este caso las fisuras actúan decolectores no sólo del agua que contienen, sino de la que es cedida por las paredes de las fisuras(Figura 42).

Figura 41. Ejemplo de medio rocoso heterogéneo y anisótropo (Anónimo, 1985)



Q

Agua cedida por las paredes de la fisura

Agua de fisura propiamente dicha

Figura 42. Sistema ideal de fracturas debido a deformación frágil en un material poroso y permeable (ejemplo, areniscas)

Con frecuencia, las fracturas son estrechas y extensas, en otras ocasiones son de muyreducida extensión y aisladas, por lo que el movimiento del agua en las mismas es difícil (aúncuando la acumulación de agua en ellas sea importante) y su recarga deficiente.

El comportamiento hidráulico de los macizos fisurados depende de una serie de factores(Figura 43):

- Esfuerzos tectónicos: condicionan la existencia de todo tipo de fracturas (fallas,diaclasas, exfoliación, etc).

- Acciones endógenas: dan lugar a diques, filones, intrusiones, etc., que unas vecesfavorecen y otras impiden el flujo del agua.

- Clima: condiciona la alteración superficial de la roca y la formación de mantospermeables (alteritas); también, el que las fisuras estén o no rellenas de materiales pocopermeables; si las fisuras se colmatan de materiales impermeables (arcillas por ejemplo)la permeabilidad del macizo rocoso se ve seriamente afectada.

- Erosión: libera sobrecarga, produciendo descompresiones que crean fisuras nuevas yensanchan las preexistentes.

Figura 43. Zonas típicas de acuíferos por fractura en rocas duras (Anónimo, 1985)

Muy importante es el caso de permeabilidad creciente. Se trata de que en algunos tipos derocas (calizas y yesos, por ejemplo) las fisuras se ensanchan gradualmente por procesos dedisolución debida a circulación del agua (fenómeno de karstificación), por lo que el sistemaevoluciona progresivamente hacia una mayor heterogeneidad y anisotropía (Figura 44).



Dolina

Sumidero ó Sima

Surgencia ó manantial

Caverna Caverna

Conductos

Flujo de agua kársticaFigura 44. Esquema idealizado de un aparato kárstico

El movimiento del agua en los terrenos fracturados depende de una serie de factores:- Tipo de fracturas- Frecuencia de las fracturas- Anchura de las fracturas- Orientación en el espacio de los planos de fracturasLa permeabilidad del material acuífero viene muy influida por estos factores, y por la

presencia o no de rellenos impermeables o poco permeables (como se dijo anteriormente).Las fracturas son superficies de rotura (que en numerosos cálculos es posible asimilar a

planos) de paredes más o menos rugosas y con una cierta anchura media. Aunque no es raroencontrar fracturas de hasta 20 cm de anchura (y a veces más), lo normal es que no pasen dealgunos cm (2-5). Las más frecuentes son las anchuras milimétricas, a las que se les llama fisuras.

A diferencia de lo que sucede en los terrenos muelles, en los acuíferos en rocas fracturadasexisten superficies piezométricas virtuales debido a la interconexión de fracturas cada una de lascuales posee un nivel piezométrico propio (Figura 43).

Al igual que sucedía en aquellos, se distinguen también una zona saturada y una zona nosaturada. El movimiento del agua es complejo pero siempre es por la red de grietasinterconectadas y a favor de diferencias de carga hidráulica o presión piezométrica (Figura 45).

Nivel freático virtual

Movimiento general del agua en el macizo fisurado

Super

ficie

piezo

métric

a

Recarga

Zo

na

a

ne

ga

da

-

Z

on

a

Sa

tu

ra

da

Zo

na

no

an

eg

ad

a

-

Zo

na

no

sa

tu

ra

da

Flujo subterráneoFigura 45. Esquema de circulación del agua subterránea en una roca fracturada



El flujo en las fracturas estrechas suele ser laminar por lo que es aplicable la ley de Darcy (Q= A.v.i). En estos casos, la superficie piezométrica es representativa de la energía potencial delagua. En cambio, en las fracturas que poseen una anchura importante el flujo es casi siempreturbulento pues al existir un desagüe acusado la velocidad del flujo es elevada, superándosefácilmente el valor de la velocidad crítica inferior. En estos casos no es aplicable la ley de Darcypues es preciso tener en cuenta la energía cinética debida a la velocidad del agua. En las fracturasde anchura muy pequeña (algunas decenas de micras o menos) el flujo del agua es muy difícil bajogradientes hidráulicos comunes. Autores como Davis (Davis y De Wiest, 1966) indican que elmovimiento existe también en estas condiciones y que está inducido por efectos de la mareaterrestre (ascenso y descenso del terreno), lo cual crea un efecto de bombeo pulsatorio.

El movimiento del agua en terrenos fracturados es complejo y depende mucho de laorientación de la red de fisuras y de la inclinación relativa de unos sistemas con respecto a otros. Deesta forma, podemos afirmar que la situación más favorable a la circulación del agua en terrenosfracturados es aquella en la que uno de los sistemas de fracturas (sobre todo si es el principal)comunica con el exterior y se dispone a su vez paralelo a la línea de recarga – descarga (Figura 46).

Fácil recarga

Descarga

Río

Figura 46. Sistemas de fracturas favorables a la recarga y a la circulación del agua subterránea (Castany, 1971)

En función de lo dicho, las grietas con un cierto grado de inclinación serán más favorables, puestoque las horizontales o poco inclinadas tendrán escasas posibilidades de recargar. Esta es la causade que, por ejemplo, en medios muy estratificados el flujo vertical del agua quede muy dificultado yse formen, con frecuencia, acuíferos suspendidos (colgados) por encima del nivel freático general,que pueden afectar el comportamiento hidráulico de zonas más superficiales del macizo rocoso.

En los macizos fracturados, o de permeabilidad en grande, los estudios sobre elcomportamiento hidráulico son mucho más complejos que los correspondientes a los terrenosporosos (rocas muelles), o permeables en pequeño.

Esto es debido a la propia heterogeneidad y anisotropía del macizo rocoso fracturado, loque se traduce, como ya se ha dicho, en niveles piezométricos diferentes de unas grietas a otras(incluso pueden estar muy deprimidos localmente si las fracturas son muy permeables y tienenfácil desagüe), presencia de superficies piezométricas virtuales, existencia de acuíferos colgados osuspendidos por encima del nivel piezométrico general, trayectorias de flujo a veces muytortuosas, etc.

Las experiencias acumuladas en este campo durante el Decenio Hidrológico Internacional(1965-1975) y durante el Programa Hidrológico Internacional (desde 1975 en adelante), bajo losauspicios de la UNESCO – AISH (Anónimo, 1985), ponen de manifiesto que el estudio geológicodetallado, con especial énfasis en la fisuración, es la base fundamental para estudiar y entender elcomportamiento hidráulico de un macizo rocoso fisurado.

El estudio de la fisuración debe llevarse a cabo mediante una estadística precisa de todotipo de fracturas y discontinuidades, tanto a nivel de afloramientos como (si es posible) en el interiorde cavidades subterráneas naturales o artificiales (cavernas, galerías de mina, etc.). El estudio debeincidir de forma especial sobre las diaclasas, pues son las principales vías de acceso a las aguas deinfiltración y los conductos más importantes en la circulación de las aguas subterráneas en losmacizos fisurados, en general.

Debe anotarse con precisión no sólo la orientación de las fisuras, sino sus caractereshidrogeológicos: si son abiertas o cerradas, si están rellenas o no, tipo de relleno (parcial, total,



permeable, impermeable, etc.), si están secas o rellenas de agua, si drenan bien o no (para esto laobservación en galerías o cavernas subterráneas es fundamental), etc.

Además, también deben de establecerse mapas de fracturación, diagramas estadísticos ybloques diagramas, lo cual nos permitirá conocer la repartición espacial de las fracturas y definir lossectores de recarga, descarga y flujo activo, las zonas con riesgos para la estabilidad del macizo porla presencia de agua subterránea, los puntos más favorables para ubicar sondeos para bombeo y/oachique de aguas en labores mineras, etc. (Figura 47).

Puntos más favorables

Figura 47. Bloque diagrama de un macizo rocoso de gneises graníticos fracturados en el sur de Suecia y su influencia en lalocalización de las zonas acuíferas y en el flujo del agua subterránea (Larsson, 1963). Los rendimientos de los pozosperforados se dan en l/h (in Anónimo, 1985)

3. EFECTOS DEL AGUA SOBRE EL COMPORTAMIENTO DEL MACIZO ROCOSO ENLABORES MINERAS

La diversidad de macizos rocosos en los que se desenvuelven las labores mineras a cieloabierto y subterráneas, hace que se tengan que resolver numerosas situaciones para resolvercondiciones geomecánicas que condicionan los proyectos mineros. Entre los problemas principalesa resolver (influencia de la litología y estructura geológica, riesgos geológicos, medioambiente, etc.)se encuentran los relacionados con la presencia de agua, pues es uno de los factores que másincidencia tiene en el comportamiento mecánico de los materiales (Tabla 7).

Tabla 7. Efectos de los procesos geológicos relacionados con el agua y su incidencia geomecánica (González et al., 2002)



El agua del macizo rocoso reduce su resistencia, genera presiones intersticiales en suinterior y altera sus propiedades geomecánicas, dificultando las excavaciones superficiales ysubterráneas y poniendo en peligro la estabilidad del macizo. Por ello, las propiedades del macizorocoso deben evaluarse teniendo en cuenta las condiciones del agua subterránea (Figura 48), ypara evaluar su incidencia deben estudiarse esencialmente las propiedades relacionadas con lapermeabilidad y con el flujo (González et al., 2002), como ya se ha indicado en el apartado anterior.

Figura 48. Control geológico de las propiedades de la matriz y del macizo rocoso (González et al., 2002)

El agua influye en la respuesta geomecánica del macizo rocoso y, por tanto, en su respuestaa las fuerzas aplicadas y a los esfuerzos resultantes. Entre los efectos más significativos en estesentido cabe mencionar (González et al., op. cit.):

- Juega un papel importante en la resistencia de las rocas blandas y de los materialesmeteorizados.

- Reduce la resistencia de la matriz rocosa en rocas porosas.- Rellena las discontinuidades de los macizos rocosos e influye en su resistencia.- Las zonas alteradas y meteorizada, las discontinuidades importantes y las fallas son

caminos preferentes para el flujo del agua.- Produce meteorización química y física en la matriz y en los macizos rocosos. La

disolución en rocas carbonatadas puede originar conductos de dimensiones variablesque afectan la estabilidad del macizo.

- Es un agente erosivo muy importante.Es conveniente recordar que la resistencia es el máximo esfuerzo que puede soportar el

macizo rocoso para unas condiciones determinadas, en función de sus propiedades resistentes c(cohesión) y ø (ángulo de rozamiento interno), y se puede evaluar por el criterio de rotura de Mohr -Coulomb que expresa la resistencia al corte a lo largo de un plano en un estado triaxial de tensiones(Figuras 49 a 52).



Figura 49. Elipsoide de tensiones (González et al., 2002). �1, �2, �3 = esfuerzo máximo, intermedio y mínimo,respectivamente

Figura 50. Esfuerzos sobre un plano (González et al., 2002). �n y � = componentes normal y tangencial del esfuerzo �

Figura 51. Criterio lineal de rotura de Mohr - Coulomb (González et al., 2002). c = cohesión), ø = ángulo de rozamientointerno, ϕ = ángulo del plano más favorable a la rotura, � = tensión tangencial al plano de rotura, �n = tensión normal alplano de rotura



Figura 52. Envolventes de Mohr - Coulomb en términos de esfuerzos tangenciales y normales (a) yesfuerzos principales (b). Para un estado tensional situado por debajo de las rectas o envolventesno se producirá la rotura (González et al., 2002)

La relación entre los esfuerzos normal y tangencial actuantes en el momento de la rotura sepueden obtener mediante la siguiente expresión (González et al., 2002):

� = c + � ntag ødonde:

� y �n son las tensiones tangencial y normal sobre el plano de roturac y ø son la cohesión y el ángulo de rozamiento interno del macizo rocoso

El criterio permite obtener la resistencia en cualquier plano definido por � (ángulo del planomás favorable a la rotura), siendo el plano crítico de rotura el que cumple la condición de que � =45º + ø/2.

La presencia de agua subterránea da lugar a una presión hidrostática (presión intersticial)que se ejerce sobre las rocas en igual magnitud en todas direcciones y que afecta alcomportamiento mecánico de la matriz y de las discontinuidades al disminuir la resistencia delmacizo rocoso a las tensiones actuantes, puesto que esta presión actúa en contra de la tensiónnormal que se opone a la rotura, pero no tiene efecto sobre la componente tangencial del esfuerzo,por lo que el esfuerzo efectivo (tensión efectiva) que actúa perpendicularmente a un plano será elesfuerzo total menos el esfuerzo que representa la presión hidrostática; o sea:

�´n = �n total - � agua = �n - udonde:

�´n es la tensión efectiva (normal al plano y que se opone a la rotura)� n es la tensión normal al plano (se opone a la rotura)u es la presión intersticial (presión hidrostática)

En el diagrama de Mohr este efecto se refleja en un desplazamiento hacia la izquierda de loscírculos de esfuerzo, en una longitud igual al valor del esfuerzo o presión intersticial u (González etal., op. cit.) (Figuras 53 y 54).

Figura 51. a) Presión de agua actuando sobre las paredes de una discontinuidad. b) Representación de las tensionesefectivas en el círculo de Mohr (González et al., 2002). u es la presión del agua



Figura 54. Métodos gráficos y analíticos para el cálculo de las tensiones tangencial y normal sobre un plano (González et al.,2002)

El papel de u en las rocas es menos importante que en los suelos a nivel intergranular,debido a la baja permeabilidad (en general) de la matriz rocosa, pero en rocas porosas ypermeables (caso de las areniscas, por ejemplo), que permiten la entrada de agua hasta (incluso) lasaturación se cumple el principio de la tensión efectiva al que acabamos de aludir y el agua reducelos esfuerzos normales que actúan sobre los granos minerales, por lo que la resistencia de la rocaserá menor en presencia de agua que la que presenta la misma roca seca (Figura 55).

En el caso de las discontinuidades, el agua ejerce una presión hidrostática u que se opone alos esfuerzos normales entre las paredes de las mismas, reduciendo su resistencia al corte (esfuerzoefectivo) (Figura 51).

Figura 55. Efecto de soluciones sobre la deformación del alabastro (Griggs, in Billings, 1980)



A partir del criterio de Mohr - Coulomb, el valor de la presión de agua u necesaria paraproducir el desplazamiento tangencial de una discontinuidad es (González et al., 2002):

u = �n – (c – � )/tag ø

De lo anterior se desprende que el agua presente en los poros o en las discontinuidadesreduce las propiedades resistentes, cohesivas y friccionales del macizo rocoso (en su conjunto) alos esfuerzos actuantes, y por tanto aumenta su deformabilidad. Esta resistencia es función de laresistencia de la matriz rocosa y de las discontinuidades (ambas son muy variables) y de lascondiciones geoambientales a las que se encuentra sometido el macizo (tensiones naturales ypresencia de agua).

Otro efecto del agua subterránea sobre los macizos rocosos es la reducción de resistenciacausada por erosión interna en materiales blandos (tipo arcilla por ejemplo), arrastrando materialesfinos y creando huecos en la estructura de los macizos. En el caso de materiales solubles conpermeabilidad creciente (caliza, yeso), la disolución del material ensancha las discontinuidadescreándose grandes conductos de circulación, e incluso cavidades, que reducen la estabilidadgeomecánica del macizo rocoso a las obras de ingeniería para la explotación de minas.

En el comportamiento hidráulico del macizo rocoso los parámetros más importantes a teneren cuenta son la permeabilidad y la presión intersticial. Ya nos hemos referido en detalle a ambaspropiedades en el presente capítulo. Solo nos resta decir que la permeabilidad k regula el flujo en elmacizo y que la presión intersticial u no depende de ella, sino del modelo de flujo en el mismo, o seadel tipo de circulación del agua subterránea (si por poros o discontinuidades) y del tipo derespuesta de la zona saturada ante los esfuerzos actuantes en el macizo, que está en función deltipo de acuífero (libre, confinado o semiconfinado).

Lo que hay que tener muy en cuenta es que si hay agua presente en el interior del macizorocoso, la evaluación de su resistencia debe hacerse en términos de tensiones efectivas, o searestando la presión intersticial (presión de agua) al esfuerzo total normal actuante (González et al.,op. cit.).

La medida de la presión de agua se hace directamente con piezómetros (Figura 56) oindirectamente a partir del mapa piezométrico (red de flujo del acuífero, Figura 57), como ya seindicó en el apartado anterior. Si no se dispone (o no se puede establecer) de estos métodos,aproximadamente en el caso de acuífero libre la presión de agua en un punto de interés se puedecalcular mediante la fórmula (véase la Figura 30):

u = �w.hdonde:

u = presión de agua�w = peso específico del aguah = nivel piezométrico en la vertical del punto considerado

Como en aguas de composición normal �w = 1 entonces numéricamente la u equivale a lah, lo cual facilita bastante los cálculos en acuíferos libres.

Es de gran interés evaluar la presión de agua para su aplicación al cálculo de los esfuerzosque actúan sobre los macizos rocosos, ya que el incremento de la presión de agua puede dar lugar,por sí mismo, a la rotura del macizo a favor de un plano de discontinuidad (González et al., op. cit.).



Figura 56. Tipos de piezómetros (González et al., 2002)

Figura 57. Ejemplo de red de flujo en un acuífero libre drenado por una zanja (González et a., 2002)

Para finalizar este apartado, en la Figura 58 se expone un ejemplo de cálculo de presionesintersticiales en un talud a partir de la red de flujo (González et al., op. cit.).



Figura 58. Cálculo de presiones intersticiales en un talud a partir de la red de flujo (González et al, 2002)

4. EJEMPLO DE COMPORTAMIENTO HIDRÁULICO DE MACIZOS ROCOSOS Y SUINCIDENCIA EN MINERÍA

Una vez analizados en detalle los factores que controlan el comportamiento hidráulico delmacizo rocoso, dedicamos el apartado final de este capítulo a exponer un ejemplo del mismo y suincidencia en labores mineras.

En la literatura y en Internet hay numerosas citas de problemas de agua en minería(Fernández - Rubio, 1975, 1991; Fernández et al., 1981; Fernández - Rubio et al., 1986; IMWA, 2005),



en los que hay numerosas referencias a la hidráulica del macizo rocoso y a su comportamientofrente a las labores mineras.

Los temas de interés se clasifican de la siguiente forma (por orden de prioridad):- El agua en el comportamiento de las excavaciones- Trabajos subterráneos bajo el nivel piezométrico- Drenaje y achique del agua- Agresividad y ataque químico del agua de mina- Reutilización del agua- Trabajos especiales de impermeabilización- Aporte de aguas superficiales- Irrupciones acuíferas bruscas- Desagüe de minas abandonadas- Eliminación subterránea de aguas residuales- Problemas del agua en las explotaciones de sal- Explotación por lixiviación

Toda esta problemática deriva de:- dificultades para trabajar bajo el nivel piezométrico- comportamiento de las explotaciones como "receptores” y “acumuladores"

de agua- necesidad de eliminar pronto las agua acumuladas en las explotaciones

minerasPor tanto, parece evidente la justificación de realizar estudios hidrogeológicos desde el inicio

de los trabajos de reconocimiento minero. Estos estudios se apoyan en una serie de técnicas:- a) Prospección geofísica- b) Sondeos de investigación, utilizables para:

• reconocer la hidrología y geometría del acuífero• realizar ensayos dimensionales para determinar la k• emplear trazadores para conocer la dirección del agua

- c) Red de piezómetros para controlar la evolución de niveles durante ydespués de la construcción del pozo

- d) Sondeos de captación, utilizados primero para realizar ensayos debombeo y luego para drenaje

De los resultados de estas técnicas se derivará el interés de las mismas relacionado con:- determinar los parámetros de los acuíferos que condicionan el flujo a través

del pozo- prefijar la interconexión o bien la independencia del acuífero

El agua en las explotaciones subterráneas cobra un especial interés. La relaciónprofundidad de la mina / agua recibida por la misma hace que sean las minas en profundidadesmedias (300 a 1000 m) las que presentan mayores problemas de agua.

La explotación de una mina bajo nivel piezométrico requiere un estudio hidrogeológicodetallado, en el que se contemplen:

- Las características de los acuíferos: transmisividad, capacidad dealmacenamiento, morfología, papel de los accidentes estructurales, etc.

- Las relaciones de dependencia con las aguas superficiales y con otrosacuíferos (muchas veces a través de dichos accidentes estructurales, o porconductos kársticos, o por fracturas producidas por la propia explotación).

- Los recursos y reservas hidráulicas, hasta diferentes profundidades deexplotación.

- Las características hidroquímicasEl proyecto de drenaje se establece en función de los datos del estudio hidrogeológico.

Requiere su comprobación en la propia explotación para su puesta a punto y perfeccionamiento enfunción de la experiencia adquirida y las condiciones particulares de explotación.

Exponemos a continuación un ejemplo relevante de la incidencia del agua en elcomportamiento mecánico de macizos rocosos en labores mineras.

4.1. El agua como factor de riesgo en la estabilización de taludes



El número de casos de roturas de laderas y desmontes ha crecido en el último lustro, entreotras causas debido a la ocurrencia de años extraordinariamente húmedos pero también a unaumento de las excavaciones para infraestructuras y expansión urbana en áreas montañosas yzonas costeras. La casuística es muy abundante y se dispone de gran cantidad de experiencias einformación que, sin duda, son de gran interés para toda la comunidad científica y técnica.

Paralelamente, las herramientas para la evaluación de la peligrosidad, los métodos deanálisis de la estabilidad y el diseño constructivo han continuado evolucionando; en especial, losmodelos numéricos, las técnicas de instrumentación, los dispositivos de contención y anclaje, lastécnicas para la integración ambiental de los tratamientos, y el efecto de la humedad sobre laestabilidad de los taludes.

El agua es un factor determinante de la estabilidad de los taludes (Figura 59), al disminuir lacohesión y el ángulo de rozamiento interno. Aumenta así mismo el comportamiento plástico delmaterial y reduce el esfuerzo necesario para causar rotura.

Figura 59. Esquemas del nivel freático en un talud según la distribución de los materiales (González et al., 2002)

La rotura de taludes responde a varios modelos geométricos (Figura 60).La inestabilidad de taludes está controlada por factores muy diversos (Figura 61) y en

minería afecta especialmente:- en escombreras de mina (Figura 62)- en presas de relaves (Figura 63 y 64)

Figura 60. Tipos de rotura más frecuentes en taludes (ITGE, 1996)



Figura 61. Organización jerárquica de factores que contribuyen al incremento de los movimientos del terreno en losdeslizamientos de taludes con diferentes tipos de rotura (ITGE, 1996)

Figura 62. Principales tipos de rotura en escombreras: a) circular, b) mixta y c) en cuña (ITGE, 1996)



Figura 63. Rotura de la presa de relaves de mina Aznalcóllar, (Sevilla, España, 25-04-1998)



Figura 64. La rotura de la presa de Aznalcóllar, un ejemplo de fallo geológico - geotécnico de graves consecuenciasecológicas (González et al., 2002). En la fotografía aparece el estado en que quedó la presa tras la rotura (cortesía de C.Olalla)

De por sí, y sin que intervenga ningún otro factor, la excavación de un talud provoca un desequilibrioen la distribución de tensiones naturales del terreno (Figura 65 y 66), y el efecto de relajación puededar lugar a desplazamientos en el macizo rocoso afectado. Pero en la inestabilidad de taludesintervienen además otros factores (Tabla 8).



Figura 65. Modificación de las trayectorias de los esfuerzos horizontales originales como consecuencia de una excavación(González et al., 2002)

Figura 66. Esquema de fuerzas actuantes en el problema de estabilidad de un talud (Otero, 1995; in González et al., 2002)

Tabla 8. Factores influyentes en la inestabilidad de taludes (González et al., 2002)Las medidas de drenaje son esenciales en el control de deslizamientos y en la protección de

taludes (Figura 67 y 68).



Figura 67. Medidas de drenaje y protección en taludes (Uriel, 1991; in González et al., 2002)

Figura 68. Disposición y eficacia de los sistemas de drenaje en un talud (modificado de Canmet, 1977; in González et al.,2002)

El control del deslizamiento de taludes se lleva a cabo con una instrumentación adecuada(Tabla 9 y Figura 69 a 74). La auscultación de un talud se lleva a cabo seleccionando las magnitudesa medir, los puntos de medida y los instrumentos adecuados, además de una correcta instalación,registro e interpretación de las medidas.

Las magnitudes que se miden habitualmente son:- desplazamientos superficiales- movimientos en el interior del terreno- movimientos de apertura de grietas y entre bloques



- presiones intersticiales y sus variaciones

Tabla 9. Instrumentación geotécnica para control de taludes (González et al., 2002)

Figura 69. Control de movimientos en un talud inestable (González et al., 2002)



Figura 70. Instrumentación de sonda inclinométrica (González at al., 2002)

Figura 71. Ejemplo de lecturas inclinométricas (cortesía de Prospección y Geotecnia; in González et al., 2002)



Figura 72. Esquema de instalación de extensómetro de varillas de tres anclajes (IGME, 1987; in González et al., 2002)

Figura 73. Observación de deformaciones en pozos de control y tubos testigos (modificado de Rodríguez Ortiz et al., 1988; inGonzález et al., 2002)



Figura 74. Tipos de piezómetro (González et al., 2002)

El control de la velocidad del movimiento permite conocer el modelo de comportamiento deltalud, y tomar decisiones referentes a su estabilización (Figura 75).

Figura 75. Predicción de la rotura de un talud en la mina Chuquicamata, Chile (modificado de Hoek y Bray, 1981; in Gonzálezet al., 2002)

En minería a cielo abierto se pueden mejorar las condiciones de estabilidad de taludes, enespecial las referentes a su drenaje, mediante actuaciones hidrogeológicas adecuadas (Fernández-Rubio, 2004). Las medidas de drenaje tienen por objeto:

- desviar las aguas superficiales, con el fin de lograr su infiltración y/o estancamiento,- rebajar el nivel piezométrico, con la consiguiente disminución de las presiones

intersticiales (Figuras 76 y 77).Hay que tener en cuenta que en el caso de materiales de baja permeabilidad, se requiere un

tiempo dilatado para conseguir un drenaje adecuado, una vez puesto en marcha el sistema dedrenaje, o pueden obligar a tener que iniciar el drenaje incluso antes de comenzar las labores deexcavación.



Figura 76. Las condiciones de estabilidad del talud mejoran si se rebaja el nivel freático (Fernández-Rubio, 2004)



Figura 77. Probabilidad de deslizamiento de un talud en función de la pendiente y del contenido en agua (talud no drenado –curva a trazos- o talud depresurizado – curva continua -; in Fernández-Rubio, 2004)

Los dispositivos de drenaje más comúnmente empleados son (Fernández-Rubio, op. cit.;Figura 78):

- zanjas de drenaje (con relleno drenante o revestidas) (Figuras 79, 80 y Foto 8)- pozo de bombeo vertical (Figuras 81, 82 y Fotos 9 y 10)- drenes horizontales (Figura 83)- galerías de drenaje (Figuras 84 y 87)- drenes suplementarios (verticales o inclinados) (Figuras 85, 86 y Foto 11)



Figura 78. Dispositivos de drenaje de taludes (Fernández-Rubio, 2004)

Figura 79. Zanja de drenaje en la Verticales de un talud (Fernández-Rubio, 2004)



Foto 8. Zanjas de drenaje verticales al talud (Fernández-Rubio, 2004)

Figura 80. Zanja de drenaje en talud, sencilla de construir (Fernández-Rubio, 2004)

Figura 81. Drenaje de taludes mediante bombeo en sondeos verticales (Fernández-Rubio, 2004)



Niebla-Posadas Aquifer

Marl

WASTE DUMPSWASTE DUMPS

OPEN PIT MINE

LAS CRUCES

ORE DEPOSITMarl

INJECTION WELLS

INJECTION WELLS

EXTRACTION WELLS

IN-PIT EXTRACTION

WELLS

PALEOZOICS (SHALES)

2.5 km 2.5 km

////

Niebla-Posadas Aquifer

Marl

WASTE DUMPSWASTE DUMPS

OPEN PIT MINE

LAS CRUCES

ORE DEPOSITMarl

INJECTION WELLS

INJECTION WELLS

EXTRACTION WELLS

IN-PIT EXTRACTION

WELLS

PALEOZOICS (SHALES)

2.5 km 2.5 km

////

Figura 82. Drenaje de taludes mediante bombeo con sondeos verticales en acuífero subyacente (Mina Las Cruces, Sevilla,España; Fernández-Rubio, 2004)

Foto 9. Sondeo



Foto 10. Sondeo vertical de drenaje equipado con control automático de caudales (Fernández-Rubio, 2004)



Figura 83. Drenaje de un talud mediante taladrossubhorizontales (Fernández-Rubio, 2004)

Figura 84. Galería de drenaje minero y efectos del drenaje (Fernández Rubio, 2004)

Figura 85. Galerías con taladros de drenaje (Fernández Rubio, 2004)

Figura 86. Galería con sondeos de drenaje (Fernández-Rubio, 2004



Figura 87. Rebajamiento del nivel freático en un acuífero mediante una galería de drenaje en la base de un talud (Fernández-Rubio, 2004)

Foto 11. Taladro inclinado de drenaje (Fernández-Rubio, 2004)Para el control del sistema de drenaje de acuíferos en taludes deben disponerse de un

conjunto de piezómetros, que permiten el seguimiento de la evolución de los niveles piezométricos(freáticos en muchas ocasiones) en los materiales a drenar, las direcciones de drenaje del sistemamono o multiacuífero y las interconexiones hidráulicas entre los diferentes acuíferos, imprescindibleen sistemas hidrogeológicos multicapa (Fernández-Rubio, 2004).

La localización de los piezómetros debe definirse teniendo en cuenta todos loscondicionantes referentes a la facilidad de acceso, perdurabilidad, validez de las lecturas y drenajeprevisto (Fotos 12 y 13).

Fotos 12 y 13. Control del drenaje en taludes mediante piezómetros simples o dobles (Fernández-Rubio, 2004)



Para que el control de niveles piezométricos sea eficiente y nos brinde informaciónfehaciente de la hidrodinámica del agua subterránea en el talud, deben hacerse medidas continuasmediante limnígrafos instalados en el interior de los piezómetros o, en su defecto, medidas diarias,durante la época de lluvias, y semanalmente durante la época seca (Fernández-Rubio, op. cit.).

En la Figura 88 se muestra la evolución de niveles piezométricos en 11 piezómetros para unperiodo de 2,5 años y su comparación con las lluvias ocurridas en el sector.



975

1025

1075

1125

Niv

el (m

s.n

.m.)

PZM-15

PZM-17

PZM-20

PZM-25

975

1025

1075

1125

Niv

el (m

s.n

.m.)

PZM-14

PZM-29

PZM-19

PZM-21

975

1025

1075

1125

Niv

el (m

s.n

.m.)

PZM-26B

PZM-18

PZM-27

0

25

50

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100

125

abr-9

9

jul-9

9

oct-9

9

ene-

00

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0

jul-0

0

oct-0

0

ene-

01

abr-0

1

jul-0

1

oct-0

1

ene-

02

abr-0

2

jul-0

2

oct-0

2

Chu

va (m

m)

Figura 88. Evolución de niveles en un sistema de once piezómetros y su comparación con la lluvia (Fernández-Rubio, 2004)

La eficiencia de un sistema de drenaje de taludes depende de que cumpla o no su principalobjetivo, cual es reducir la presencia o presión intersticial del agua, especialmente en los sectorescríticos. Para optimizar esta función de drenaje que ha de desempeñar el sistema que se diseñe, la



condición más importante es conseguir una buena conexión hidráulica entre los dispositivos dedrenaje instalados y el contexto hidrogeológico del talud a drenar (Fernández-Rubio, op. cit.).

En este sentido, hay que tener en cuenta que el tiempo de respuesta para reducir laspresiones de agua durante el drenaje, depende de las características hidrogeológicas del macizorocoso, en especial de su permeabilidad. Si la conexión a que nos referimos no fuera buena y/o lapermeabilidad fuera reducida, se pueden requerir largos periodos de tiempo antes que el efecto deldrenaje alcance condiciones estacionarias.

En el caso de macizos fracturados, la eficiencia del drenaje va a depender de la intercepciónde discontinuidades, lo que depende a su vez de la inclinación de las fisuras y de su dirección. Lasvías principales de drenaje en estos macizos serán las que correspondan a las fracturas de mayorenvergadura (elementos transmisivos del macizo rocoso), que son alimentadas por la red de fisurasmenores (elementos capacitivos del macizo).

Por otra parte, un sistema de drenaje de taludes puede perder parte de su eficiencia si no seposee un buen conocimiento de las condiciones litológicas - estructurales de los diferentesmateriales con incidencia en la estabilidad del talud (presencia de materiales permeables eimpermeables, geometría, estructura de los acuíferos, fisuración, etc.).

Además de lo dicho, el drenaje de un sector concreto de talud sólo será efectivo si ladescarga del sistema excede a la recarga. Por eso, y dado que el incremento de las presiones deagua dentro del talud depende de la recarga, se deben de adoptar las medidas necesarias paraminimizarla (canales colectores periféricos en la coronación del talud, impermeabilizacionessuperficiales, zanjas de drenaje, etc.).

A su vez, el sistema de drenaje admite varias opciones de operatividad, pero las máximasventajas se consiguen cuando el dispositivo de drenaje está activo antes de que se produzcacualquier problema de inestabilidad, con el fin de mantener lo más alta posible la resistencia delmacizo rocoso.

También es muy importante definir los sectores del talud que requieren implementardispositivos de drenaje. En este sentido, la profundidad que debe alcanzar el drenaje está muycondicionada por la altura del talud; dado que en muchos taludes, especialmente en rocascompactas, la permeabilidad del macizo disminuye en profundidad por cierre de fisuras debido a laspresiones de carga, por lo que se puede llegar a una situación hidráulica en que la recarga ensuperficie es mucho mayor que la capacidad de circulación global del macizo, quedando entoncesun agua suspendida, con los consiguientes problemas de inestabilidad que ello provoca. En estecaso, el drenaje profundo puede tener eficiencia limitada, al ser la recarga superior a la descarga, loque puede obligar a utilizar simultáneamente diferentes dispositivos de drenaje (Fernández-Rubio,op. cit.).

Se observa frecuentemente en las obras de drenaje que el caudal evacuado vadisminuyendo con el tiempo, con la consiguiente disminución de la eficiencia del sistema dedrenaje, lo que puede deberse a varias causas:

- disminución del espesor saturado del acuífero, y por consiguiente disminución de latransmisividad

- efecto de interferencia mutua entre los drenajes efectuados desde diferentes pozos debombeo

- efecto de barreras negativas, por presencia de materiales de baja permeabilidad, quecompartimentan el acuífero

- morfología y estructura del acuífero, con disminución de la permeabilidad enprofundidad (por cierre de fracturas, por ejemplo, debido a la mayor presión de cargadel macizo en el caso de rocas fisuradas)

- efecto de envejecimiento de los propios sistemas de drenajeUn sistema de drenaje de taludes está afectado por factores diversos (Fernández-Rubio, op.

cit.):- a) La recarga de agua, las condiciones hidrogeológicas del macizo afectado y el tiempo

de drenaje transcurrido, afectan al radio de influencia práctico de cualquier dispositivode drenaje.

- b) La permeabilidad local del macizo rocoso incide en el diseño del sistema de drenaje,pues hay que tener en cuenta el interceptar el mayor número posible dediscontinuidades acuíferas (en el caso de acuíferos fisurados), o situar el dispositivo enlos materiales más permeables (en el caso de acuíferos por porosidad primaria).



- c) Las detonaciones de explosivos empleadas en minería a cielo abierto afectan a lascondiciones geotécnicas de estabilidad del talud (disminuyéndola) pero, en cambio,aumentan la permeabilidad de los materiales al pie del talud (por aumento de lafisuración, en el caso de materiales competentes), lo que favorece el drenaje del mismo.

- d) La permeabilidad global de los materiales del macizo define el tiempo de respuestade las presiones hidrostáticas a las medidas de drenaje.

- e) La conexión hidráulica entre el material a drenar y el sistema de drenaje debe seradecuada, para garantizar un buen drenaje.

- f) La recarga de agua al macizo rocoso debe ser menor que la descarga de agua quesea capaz de garantizar el sistema de drenaje adoptado.

- g) El coeficiente de almacenamiento y el tipo de acuífero (libre, confinado osemiconfinado) permitirá diseñar el sistema de drenaje más adecuado y que se adapte alos caudales que se tiene previsto evacuar del macizo rocoso saturado.

Para finalizar este apartado, y a modo de ejemplo de la importancia del drenaje de taludesen minería a cielo abierto, incluimos algunas gráficas y fotos del control geotécnico y del sistema dedrenaje empleado en la mina de lignito de As Pontes (A Coruña, Galicia, España), de la compañíaEndesa Generación, S.A. (Figuras 89 a 96; in López y Lozano, 1992; Fotos 14 a 23), especialmentediseñado para drenar un acuífero confinado y otro libre en materiales paleozoicos, además de unacuífero multicapa terciario, con abundante agua subterránea que altera la estabilidad de áreasespecíficas de la mina, como es el caso de los taludes occidental y oriental. La explotación se inicióen 1976 y actualmente (abril-05) se encuentra en proceso de cierre planificado y socialmenteaceptable.

El criterio para dimensionar la red de drenaje subterráneo de mina As Pontes, está basadoprincipalmente en los parámetros hidráulicos de los acuíferos y en la observación piezométricapermanente, que será la que ofrezca el grado de aproximación de dichos parámetros a la realidadcuando se efectúa el bombeo (López y Lozano, op. cit.).

Una vez establecida la simulación matemática del bombeo, y comprobada la validez delmodelo propuesto se dimensiona la red de captaciones, que para cada acuífero tiene diferenteequidistancia entre pozos.

Los criterios para la disposición del drenaje son (López y Lozano, op. cit.):- Acuífero libre. Pozos cada 150 m de equidistancia y profundidades hasta alcanzar la

cota del pie del talud.- Acuífero confinado. Pozos cada 400 metros, que captan al menos 80-100 m del sustrato

paleozoico.- Acuífero multicapa. Pozos cada 400 metros, captando la totalidad de la serie terciaria.En éste último caso, debido a la necesidad de aminorar los asientos del terreno que provoca

el bombeo en las proximidades del núcleo urbano de As Pontes, la equidistancia se ha reducido a200 m para no generar conos de depresión acusados y, como consecuencia, asientos diferencialesimportantes por ésta causa. En 1992, el esquema de drenaje contemplaba 120 pozos, en diciembrede 2001 había un total de 181 pozos de drenaje con 236.050 m3 bombeados (Endesa, 2001),mientras que para la geometría final de excavación está previsto un máximo de 250aproximadamente (López y Lozano, op. cit.). Este volumen de pozos, obliga a mantener unaobservación permanente de los resultados, lo cual se lleva a cabo con instrumentaciónpiezométrica, de la cual se dispone de más de 1300 puntos diferentes en toda la explotación (Lópezy Lozano, op. cit.).



Figura 89. Plano de situación de As Pontes y de las principales cuencas terciarias gallegas (López y Lozano, 1992)

Figura 90. Cuenca hidrográfica vertiente a la mina y escombrera y sistemas de canales de protección (López y Lozano, 1992)



Figura 91. Distribución de canales, cunetas y depósitos para drenaje superficial de la mina (López y Lozano, 1992)

Figura 92. Esquema de los drenajes internos en los campos occidental y oriental de la explotación minera y características delos depósitos (López y Lozano, 1992)



Figura 93. Diseño del drenaje superficial de la mina en taludes finales (López y Lozano, 1992)

Figura 94. Variación del volumen a excavar en función de la inclinación del talud para una geometría de excavación de 250 mde profundidad y 5000 m de longitud (López y Lozano, 1992)



Figura 95. Esquema geológico de la mina (Bacelar et al, 1988). Leyenda: 1. cuenca sedimentaria (Terciario y Cuaternario), 2.grauvacas (Silúrico), 3. cuarcitas y filitas (Paleozoico inferior), 4. areniscas (Paleozoico inferior), 5. esquistos (Precámbrico), 6.fallas inversas

Figura 96. Disipación de presiones intersticiales en materiales arcillosos en relación con el drenaje subterráneo de la mina(López y Lozano, 1992). A. Campo Este, B. Campo Oeste



Foto 14. Aspecto de la mina de lignito de As Pontes (febrero 2002)

Foto 15. Detalle de taludes en mina As Pontes (febrero 2002)

Foto 16. Ejecución de sondeo para control piezométrico de taludes en mina As Pontes (febrero 2002)

Foto 17. Tubería ranurada para equipamiento de sondeos piezométricos en mina As Pontes (febrero 2002)



Foto 18. Bombas para drenaje de mina As Pontes (febrero 2002)

Foto 19. Drenaje de mina As Pontes (febrero 2002)

Foto 20. Piezómetros para control de la presión intersticial en taludes de la mina As Pontes (febrero 2002)



Foto 21. Sondeo piezométrico que queda en “el aire” por retroceso del talud a causa de la explotación en mina As Pontes(febrero2002)

Foto 22. Georrobot para control de deslizamientos horizontales de taludes mediante láser en mina As Pontes (febrero 2002)

Foto 23. Inclinómetro para control deslizamiento de taludes en mina As Pontes (febrero 2002)



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