Acuíferos y nivel freático: tipos, propiedades y flujo subterráneo

Un acuífero es una formación geológica saturada y permeable que almacena agua y la entrega en cantidades aprovechables a pozos y manantiales. El nivel freático es la superficie del agua subterránea de un acuífero libre donde la presión iguala a la atmosférica, y coincide con el nivel del agua en un pozo sin bombeo. Con las propiedades del acuífero y la ley de Darcy se estima cuánta agua hay, hacia dónde fluye y cuánto se recarga.

Acuífero y formaciones poco permeables

Freeze y Cherry (1979) definen el acuífero como una unidad geológica saturada que transmite cantidades significativas de agua bajo gradientes normales. Frente a él se distinguen:

• Acuitardo: capa menos permeable que transmite agua a escala regional, pero no permite pozos de producción; por ejemplo, limos.
• Acuicludo: unidad saturada incapaz de transmitir cantidades significativas de agua; pocas formaciones reales cumplen esta definición.
• Acuífugo: término tradicional para formaciones prácticamente impermeables que casi no almacenan ni transmiten agua, como la roca cristalina sana, con porosidad de 0 a 5 %.

Las categorías son relativas: el limo es acuitardo junto a una arena y acuífero junto a una arcilla. Por eso el USGS reemplazó en 1972 los tres términos por capa confinante, cuya conductividad va de casi cero a valores claramente menores que los del acuífero (Lohman, 1972).

Zona no saturada y zona saturada

En la zona no saturada o vadosa los poros tienen agua y aire, a presión menor que la atmosférica; en su base está la franja capilar, donde el agua asciende por capilaridad. Su contenido de agua es la humedad del suelo. En la zona saturada todos los poros interconectados están llenos; solo esa agua abastece pozos y manantiales (Heath, 1983). La recarga ocurre cuando el agua de la infiltración alcanza el nivel freático.

Tipos de acuífero

Según su confinamiento

• Libre o freático: el agua llena solo parte de la formación y su techo es el nivel freático, que sube y baja libremente.
• Confinado o artesiano: el agua llena el acuífero, limitado por capas confinantes, a presión mayor que la atmosférica; en un pozo sube sobre el techo del acuífero y, si supera el terreno, el pozo es surgente.
• Semiconfinado: confinado por un acuitardo que le aporta agua durante el bombeo; sus ensayos se analizan con las curvas de Hantush y Jacob (Heath, 1983).
• Colgado: lente saturada sostenida por una capa poco permeable sobre una zona no saturada; puede ser permanente o temporal (Lohman, 1972).

Un río conectado con un acuífero libre es efluente (ganador) donde recibe agua subterránea e influente (perdedor) donde la cede, típicamente en zonas de recarga (Freeze y Cherry, 1979).

Según el tipo de porosidad

• Poroso: porosidad primaria entre granos de gravas, arenas y areniscas, como en los rellenos aluviales.
• Fisurado: porosidad secundaria en fracturas de rocas ígneas, metamórficas o volcánicas.
• Kárstico: la disolución de calizas forma conductos y cavernas; con las coladas de lava, sostiene los mayores manantiales (Heath, 1983).

Nivel freático y superficie potenciométrica

La energía del agua subterránea se expresa como carga hidráulica total, sin carga de velocidad por la lentitud del flujo:

donde $h$ es la carga total (m), $z$ la cota del punto sobre un plano de referencia común (m) y $h_p$ la carga de presión (m). La cota del nivel en un pozo es la del punto de medición menos la profundidad al agua.

• Nivel freático: techo de la zona saturada de un acuífero libre; suele ser una réplica atenuada del relieve.
• Nivel piezométrico: cota a la que sube el agua en un piezómetro que capta un acuífero confinado.
• Superficie potenciométrica: superficie que une los niveles piezométricos de un acuífero, nombre que el USGS prefirió a «superficie piezométrica» (Lohman, 1972).

Los niveles se miden a mano o con transductores en pozos de observación o norias nivelados.

Propiedades hidráulicas

Porosidad, rendimiento y retención específicos

La porosidad total $n$ es la razón entre volumen de vacíos y volumen total; la porosidad eficaz $n_e$ cuenta solo los poros interconectados. El rendimiento específico $S_y$ es la fracción que drena por gravedad y la retención específica $S_r$, la que queda adherida a los granos; todas son adimensionales:

Valores de Heath (1983) y rangos de Freeze y Cherry (1979).

Almacenamiento

El almacenamiento específico $S_s$ (m⁻¹) es el volumen de agua que libera un volumen unitario de acuífero por unidad de descenso de carga:

donde $\rho$ es la densidad del agua (kg/m³), $g$ la gravedad (m/s²), $\alpha$ la compresibilidad del acuífero (Pa⁻¹) y $\beta$ la del agua, 4,4 × 10⁻¹⁰ Pa⁻¹. Con las compresibilidades de Freeze y Cherry resulta de 10⁻⁵ a 10⁻³ m⁻¹ en arena. El coeficiente de almacenamiento $S$ (adimensional) es el volumen liberado por unidad de área y de descenso: en un acuífero confinado de espesor $b$ (m), $S = S_s\,b$; en uno libre, $S \approx S_y$.

Conductividad hidráulica y transmisividad

La conductividad hidráulica $K$ (m/s o m/d) es el caudal por unidad de área bajo gradiente unitario. Abarca unos 13 órdenes de magnitud y en sedimentos estratificados suele ser mayor en horizontal que en vertical.

Rangos leídos de la tabla 2.2 de Freeze y Cherry (1979), redondeados a la potencia de diez más cercana. La transmisividad $T$ (m²/d) es la capacidad de todo el espesor saturado para conducir agua:

donde $b$ es el espesor saturado (m). Para Freeze y Cherry, un buen acuífero para pozos supera 0,015 m²/s, unos 1.300 m²/d. $T$ y $S$ se miden con ensayos de bombeo.

Ley de Darcy y velocidad del agua subterránea

Darcy estableció en 1856 que el caudal por un medio poroso es proporcional al gradiente hidráulico, lo que supone flujo laminar:

donde $Q$ es el caudal (m³/d), $K$ la conductividad (m/d), $A$ el área perpendicular al flujo (m²) e $i$ el gradiente (adimensional), la pérdida de carga $\Delta h$ (m) en la distancia $\Delta l$ (m). El caudal específico $q$ (m/d) reparte el caudal en toda la sección; como el agua solo circula por los poros conectados, la velocidad lineal media $v$ (m/d) es mayor (Woessner y Poeter, 2020):

Mapas piezométricos y dirección del flujo

Un mapa piezométrico une puntos de igual carga medidos en fechas cercanas en pozos del mismo acuífero. En un medio isótropo, el flujo es perpendicular a las curvas y va hacia las cargas menores. El mapa solo es riguroso con flujo horizontal: mezclar pozos de distinta profundidad donde hay flujo vertical puede llevar a interpretaciones muy erróneas (Freeze y Cherry, 1979). Con tres pozos no alineados, suponiendo un plano entre ellos (Heath, 1983):

1. Interpolar, entre los pozos de carga máxima y mínima, el punto con la carga del pozo intermedio y unirlo con este: es una curva de igual carga.
2. Trazar la perpendicular a esa curva desde el pozo de carga máxima: es la dirección del flujo.
3. Dividir la diferencia de carga entre ese pozo y la curva por la distancia perpendicular: es el gradiente.

Analíticamente, se ajusta el plano $h = c_1\,x + c_2\,y + c_0$; entonces $i = \sqrt{c_1^2 + c_2^2}$ y el flujo sigue el vector $(-c_1, -c_2)$.

Fluctuaciones del nivel y método WTF

El nivel freático sube con la recarga, intermitente y ligada a las lluvias, y baja con la descarga, que es continua (Heath, 1983).

El método de fluctuación del nivel freático (WTF), revisado por Healy y Cook (2002), atribuye las alzas de corto plazo en un acuífero libre a la recarga:

donde $R$ es la recarga (mm/año), $S_y$ el rendimiento específico y $\Delta h$ la suma de alzas (mm) en el intervalo $\Delta t$ (año). Cada alza se mide entre el máximo del evento y la recesión previa extrapolada. El método rinde mejor con niveles someros y alzas nítidas, y no capta una recarga constante ni la que no proviene de la lluvia (Ellis y otros, 2017). La recarga es un término del balance hídrico del acuífero.

Sobreexplotación, subsidencia e intrusión salina

Al bombear se forma un cono de descensos; el abatimiento es la diferencia entre el nivel observado y el que habría sin bombeo. Si las extracciones sostenidas superan la recarga, los niveles bajan año tras año. El descenso de carga aumenta el esfuerzo efectivo y compacta arcillas y acuitardos: el terreno se hunde (subsidencia), de forma en gran parte irreversible en las arcillas (Freeze y Cherry, 1979), como se ve en la entrada sobre NISAR y la subsidencia de acuíferos.

En la costa, el agua dulce flota sobre la de mar y la relación de Ghyben-Herzberg estima la profundidad de la interfaz:

donde $h_s$ es la profundidad del agua dulce bajo el nivel del mar (m), $h_f$ la altura del nivel freático sobre él (m), y $\rho_f$ y $\rho_s$ las densidades del agua dulce (1 g/cm³) y de mar (1,025 g/cm³). Vale para un acuífero homogéneo, con agua en reposo y sin mareas. Cuando los pozos reducen la carga, la interfaz avanza hacia ellos: es la intrusión salina (Heath, 1983).

Medición y protección de acuíferos en Chile

La Dirección General de Aguas (DGA) incluye un reporte de pozos entre los de su Red Hidrométrica Nacional, y con el Monitoreo de Extracciones Efectivas (MEE) los titulares obligados miden extracciones y niveles freáticos y los transmiten al servicio (DGA, 2026a). El Código de Aguas exige esos sistemas en áreas de restricción y zonas de prohibición (art. 67).

• Degradación (art. 62): la sustentabilidad se entiende afectada cuando los niveles freáticos descienden de forma sostenida o abrupta; la DGA debe limitar los derechos a prorrata.
• Área de restricción (arts. 65 y 66): se declara en un sector hidrogeológico de aprovechamiento común (SHAC) con riesgo de grave disminución del acuífero; desde entonces solo se otorgan, excepcionalmente, derechos provisionales.
• Zona de prohibición (arts. 63 y 67): se declara cuando los derechos comprometen toda la disponibilidad o el daño es permanente, y no se constituyen nuevos derechos.

Las planillas de la DGA de marzo de 2026 listan 120 SHAC en áreas de restricción y 148 registros de zonas de prohibición (DGA, 2026b). Antes de perforar conviene revisarlas y verificar cuánta agua rinde un pozo; donde los niveles ya bajaron, cabe la recarga gestionada de acuíferos.

Ejemplo resuelto

Datos ilustrativos, no de un acuífero real; cálculos hechos con python3.

a) Gradiente con tres pozos

1. P3 es el intermedio. Sobre P1–P2, la fracción $(412{,}60 - 412{,}05)/(412{,}60 - 411{,}35) = 0{,}44$ ubica el punto A en (220; 44) m.

2. La recta P3–A es la curva de 412,05 m y dista 224,3 m de P1: $i = 0{,}55/224{,}3 = 2{,}45 \times 10^{-3}$.

3. El plano ajustado ($c_1 = -2{,}417 \times 10^{-3}$, $c_2 = -4{,}17 \times 10^{-4}$) da el mismo gradiente y flujo con azimut 80°, casi hacia el este ($x$ al este, $y$ al norte).

b) Caudal de Darcy y tiempo de viaje

Acuífero libre de arena limpia: $K$ = 25 m/d (2,9 × 10⁻⁴ m/s), espesor saturado medio $b$ = 22 m, ancho $W$ = 800 m, $n_e$ = 0,25 y el gradiente de a).

Un derrame 350 m aguas arriba del pozo llegaría por advección en unos 3,9 años; con $q$ en vez de $v$ se obtendrían 15,6 años, del lado inseguro.

c) Recarga anual por el método WTF

Acuífero libre de arena fina limosa, $S_y$ = 0,15, precipitación anual de 750 mm. Cota extrapolada = cota antes del alza − recesión × días al máximo.

$R = 0{,}15 \times 1{,}051$ m = 158 mm/año, el 21 % de la lluvia. Sin extrapolar la recesión, $R$ baja a 147 mm; con $S_y$ de 0,10 o 0,20 sería 105 o 210 mm.

Errores frecuentes

• Confundir nivel freático y piezométrico. Uno es el techo de un acuífero libre; el otro, la carga de uno confinado.
• Mezclar pozos de distinta profundidad en un mapa piezométrico. Con flujo vertical, la dirección inferida puede ser falsa.
• Tomar la porosidad total como agua disponible. Una arcilla con 50 % de porosidad cede 2 % por gravedad.
• Calcular tiempos de viaje con $q$. Hay que dividir por $n_e$.
• Usar en un acuífero libre el $S$ de uno confinado. Difieren de 100 a 10.000 veces.

Preguntas frecuentes

Fuentes

• Heath, R. C. (1983). Basic Ground-Water Hydrology (Water-Supply Paper 2220). U.S. Geological Survey. pubs.usgs.gov
• Freeze, R. A. y Cherry, J. A. (1979). Groundwater. Prentice-Hall; edición en línea de The Groundwater Project. gw-project.org
• Woessner, W. W. y Poeter, E. P. (2020). Hydrogeologic Properties of Earth Materials and Principles of Groundwater Flow. The Groundwater Project. doi.org
• Lohman, S. W. y otros (1972). Definitions of Selected Ground-Water Terms (Water-Supply Paper 1988). U.S. Geological Survey. pubs.usgs.gov
• Ellis, J. H. y otros (2017). Hydrogeology and Simulation of Groundwater Flow of the Canadian River Alluvial Aquifer, Oklahoma (SIR 2016-5180). U.S. Geological Survey. pubs.usgs.gov
• Chile (1981, texto vigente). Código de Aguas (DFL N.° 1.122). Biblioteca del Congreso Nacional. bcn.cl
• Dirección General de Aguas (2026a). Preguntas frecuentes. dga.mop.gob.cl
• Dirección General de Aguas (2026b). Protección de las fuentes. dga.mop.gob.cl