2.6. Transmisividad y Almacenamiento2.6.1. Acufero ConfinadoTransmisividad (T): es la cantidad de agua que puede ser transmitida horizontalmente a travs del espesor saturado total del acufero bajo un gradiente unitario. Para un acufero confinado de espesor b (L) y conductividad hidrulica (L/T) la T (L2/T) es definida como

El rango de valores de T pueden ser obtenido multiplicando los valores de K por los espesores de los acuferos (5 a 100 m). Transmisividades ms grandes que 0.015 m2/s representan buenos acuferos para la explotacin de gua en pozos.

Almacenamiento (o coeficiente de almacenamiento) S es definido como:S = SsbEl almacenamiento especfico (Ss), es la cantidad de agua por unidad de volumen de un acufero que es almacenada o expulsada del propio almacenamiento por compresibilidad del esqueleto mineral y el agua de poro por unidad de cambio en la carga hidrulica.Ss = g( + n) Donde es la densidad del agua g es la aceleracin de la gravedad es la compresibilidad del esqueleto acufero n es la porosidad es la compresibilidad del aguaEl almacenamiento de un acufero confinado saturado de espesor b puede ser definido como el volumen de agua que un acufero libera del almacenamiento por unidad de superficie de reas de acufero por descenso unitario en la carga hidrulica normal a la superficie

Coeficiente de almacenamiento (S): es el volumen de agua que se libera del almacenamiento de un acufero por unidad de rea y por descenso unitario de la carga hidrulica perpendicular a la superficie, tiene unidades adimensionales.

En un acufero confinado, la carga hidrulica puede descender y an la superficie potenciomtrica permanecer arriba de la unidad, aunque el agua es liberada del almacenamiento

El rango de valores de S es de 0.005 a 0.00005. Este rango hace claro que grandes cambios de carga sobre reas extensas son requeridas para producir rendimientos substanciales de agua de acuferos confinados 2.6.2. Acuferos libre: La transmisividad es definida por la misma ecuacin T = Kb, pero b es el espesor saturado del acufero o la altura del nivel fretico sobre la cima del acuitardo subyaciente que limita el acufero.El trmino almacenamiento para acufero libre ahora es conocido como rendimiento especfico Sy (conocidco como especific yield en ingls): volumen de agua que un acufero libre libera del almacenamiento por unidad de rea de superficie por un descenso unitario del nivel fretico.La idea del rendimiento especfico es mejor visualizado con referencia a la interaccin de la zona saturada zona no saturada. La figura siguiente muestra la posicin del nivel fretico y el perfil del contenido de humedad contra la profundidad en la zona no saturada a dos tiempos, t1 y t2. El rea achurada representa el volumen de agua liberado del almacenamiento en una columna de seccin transversal. Si la cada del nivel fretico representa un descenso unitario, el rea achurada representa el rendimiento especfico

Los valores del Sy son mucho ms altos que el coeficiente de almacenamiento de acufero confinados. El rango usual es 0.01 -0.3, los valores ms alto reflejan el hecho que la liberacin del almacenamiento representa un drenado de los poros del suelo, mientras que la liberacin del almacenamiento en un acufero confinado representa los efectos secundarios de expansin de agua y compactacin del acufero causados por cambios en la presin de fluido.Las propiedades favorables de almacenamiento de un acufero libre hacen que sea ms eficiente para la explotacin por pozos. Cuando se compara con un acufero confinado, el mismo rendimiento puede ser obtenido con un cambio de carga ms pequeo sobre reas menos extensas. 2.6.3. Ejemplo

2.7. Geologa de la Ocurrencia de Agua SubterrneaEl agua subterrnea invariablemente ocurre en formaciones geolgicas y el conocimiento de como estos materiales de la Tierra se formaron y los cambios que ellos han sufrido es vital para el hidrogelogo. La Tierra es bsicamente heterognea, y la capacitacin geolgica es prerrequisito para entender la distribucin de los materiales geolgicos de variable conductividad hidrulica y porosidad. 2.7.1. Acuferos No Consolidados2.7.1.1. Terrenos GlaciaresEl movimiento de los glaciares erosionaba y depositaba conforme avanzaban y retrocedan sobre la superficie de la tierra, La cubierta de la deriva de glaciares es una fuente potencial de agua subterrnea

Los depsitos incluyen till glacial, sedimentos glaciofluviales y sedimentos glaciolacustres. En los lagos de fusin de agua que existieron durante el Pleistoceno, los depsitos glaciolacustres de limos y arcillas fueron depositados aguas adentro. Estos depsitos forman algunos de los acuitardos someros ms extensos en Norte Amrica. Los depsitos de arena y grava que yacen cerca la costa y/o en las playas son acuferos, pero de menor importancia que los acuferos de origen glaciofluvial.

El till glacial es el material ms abundante, generalmente es arenoso, con cantidades variables de limo y poca arcilla. Los till arenosos forman acuferos arenosos en algunas reas. En otras regiones tienen considerables cantidades de limo y arcillas y por lo tanto tienen baja permeabilidad y son acuitardos.

En la figura anterior se muestra mucho de los acuferos en regiones de las Grandes Planicies Oeste Medio de Norte Amrica. Muchos de los acuferos estn compuestos estn compuestos de gravas y arenas glaciofluviales confinadas por till o arcillas limos glaciolacustres. Los acuferos ocurren como cuerpos flanqueados o como depsitos de canal en superficie o valles enterrados, generalmente tienen muchas decenas de longitud y varios kilmetros de ancho. El till sobreyaciente es de algunas decenas de metros de espesor o menos, pero puede ser del orden de cientos de metros de espesor .Los till densos de grano y arcillas limos glaciofluviales son los ms comunes acuitardos, tienen K muy bajas, con valores tpicos en el rango de 10-10 a 10-12 m/s con un gradiente hidrulicos muy alto de 0.5. Con una K=10-11 m/s, cerca de 10,000 aos pueden ser requeridos para que el flujo de agua pase a travs de 10 m de espesor de una capa no fracturada de estos depsitos. 2.7.1.2. Valles AluvialesEl trmino aluvin se refiere a sedimentos depositados por el flujo de ro, durante periodos de inundacin, el aluvin es depositado en el canal como en la planicie de inundacin. Conforme el pico de inundacin pasa, las velocidades de flujo pasan, la energa disponible para transportar sedimentos decrece e inicia el depsito. Las gravas gruesas es depositada en el canal de la corriente, arenas y grava fina de diques a lo largo de bancos, y limo y arcilla se acumula en la planicie de inundacin.

Los glaciares que son drenados por ros, tienen cargas de sedimentos muy pesadas. Las corrientes trensadas y barras de grava en los ros son tpicas, se forman depsitos gruesos de arena, gravas o mezcla de ambos. El labrado de un ro a travs de sedimentos previamente depositados puede formar terrazas sobre ambos lados de la parte ms baja de la planicie de inundacin.Los valles aluviales pueden ser excelentes fuentes de agua. Existen zona de grava o canales antiguos y depsitos de punta de barra con una K muy alta. Las investigaciones geofsicas pueden algunas veces ser usadas para localizar los depsitos de grava y arena, donde estn rodeadas por sedimentos cohesivos. Las pruebas de perforacin son usualmente necesarias para confirmar las conclusiones preliminares de los hidrogelogos y geofsicos. 2.7.1.2.1. Aluvin en Valles TectnicosMuchos de los principales valles son producto de actividad tectnica, durante los episodios de formacin de montaas, el levantamiento del macizo montaosos resulta en cuencas intermontanas. Los bloques de valles limitados por fallas pueden ser creados por hundimiento de grandes piezas a lo largo de fallas.La erosin de las montaas crea sedimentos que son acarreados hacia los valles , formado piedemontes, abanicos aluviales y depsitos aluviales y lacustres. Estos sedimentos pueden se muy gruesos, con altas K gravas de abanicos aluviales y depsitos de canal. Las arcillas lacustres son de baja K y confinar acuferos confinados en gravas, lo cual es tpico en tales cuencas.

Los sedimentos no consolidados pueden ser parte de sistemas de flujo local y regional. En regiones ridas y semiridas, el agua subterrnea es recargada por precipitacin en las montaas. El basamento debajo las montaas puede recibir recarga y entonces alimentar a los sedimentos del valle. Las corrientes superficiales en las montaas pueden perder agua al aluvin cuando la corriente a traviesa el fondo del valle. El nivel fretico generalmente est prximo a la superficie en las elevaciones ms bajas que en las cimas de las montaas. En las partes altas de los abanicos aluviales, la profundidad al agua puede ser de decenas de metros de profundidad. Las corrientes superficiales sobre altos abanicos aluviales pueden desaparecer conforme pierden agua en los sedimentos gruesos. Condiciones artesianas son algunas veces formadas en las partes bajas de estas cuencas, esta situacin es creada por las arcillas lacustres del Pleistoceno que se encuentran cerca la superficie sobreyaciendo al aluvin grueso. En valles tectnicos , la salida de agua subterrnea puede ocurrir por transpiracin, evaporacin de agua superficial o suelos saturados, descarga por manantiales y/o por flujo subterrneo hacia cuencas adyacentes. Los pozo en valles tectnicos deben ser localizados donde el material del acufero es grueso, la profundidad del agua no es tan grande y una fuente de recarga de agua es disponible. Los acuferos artesianos cubiertos por depsitos lacustres pueden estar tan profundos para encontrarlos por mtodos geofsicos de superficie, tal como resistividad elctrica. Las pruebas de perforacin pueden ser el nico recurso disponible en tales casos. La calidad de agua en valles tectnicos puede tener significantes variaciones. En general, el agua subterrnea que no esta en circulacin activamente puede tener altos contenidos de slidos disueltos. El agua subterrnea somera, con una alta tasa de evaporacin, puede tambin tener alta salinidad.

2.7.2. Rocas Sedimentarias ClsticasAreniscasCerca del 25% de las rocas sedimentarias del mundo son areniscas y en muchos pases los estratos de areniscas forman acuferos regionales que tienen vastas cantidades de agua potableLos cuerpos de areniscas de importante significancia hidrolgica es propia a su origen de varios ambientes depositacionales, incluyendo planicies de inundacin, lnea de costa marina, deltaico, elico y ambientes de corrientes turbidticas.Las arenas no endurecidas tienen porosidades entre 30 -50% y las areniscas tienen porosidades ms bajas debido a la compactacin y materiales cementantes entre los granos. Los materiales cementantes ms comnes son cuarzo, calcita

Y minerales de arcilla. Las porosidades de areniscas decrece sistemticamente con la profundidad, encontrando que decrece cerca de 1.3% por cada 300 m. Cuando las arenas y areniscas son agrupadas acorde al tamao de grano, existen tendencias bien definidas de incremento de la permeabilidad y porosidad. Un incremento de porosidad de varios porcientos corresponde a un gran incremento en permeabilidad

La figura siguiente figura muestra un perfil de K a travs del espesor de una areniscas relativamente homognea. Las variaciones de K reflejan cambios menores en las condiciones depositacionales que existieron en la arena cuando fue depositada. Se sugiere que la presencia de estratificaciones de pequea escala en la arenisca predispone la permeabilidad de muestras muy grandes para ser consideradas uniformemente anisotrpocas. El efecto grueso de la permeabilidad estratificada es que la permeabilidad vertical efectiva de grandes masas de areniscas puede ser tan baja en zonas donde la permeabilidad horizontal es alta.

La K de rocas sedimentarias clsticas es una funcin del tamao de grano, forma y clasificacin del sedimento original. La cementacin de los espacios vacos son rellenados con material precipitado tal como slice, calcita u xidos de fierro, pueden reducir la porosidad original. La solucin de los materiales originales pueden ocurrir durante y despus de la diagnesis, resultando en un incremento de la porosidad. Basado en mediciones de K de un gran nmero de muestras de ncleos, se observ una relacin media de Kh a Kv de 1.5 y slo el 12% de las muestras tienen relaciones arriba de 3.0. Conforme las arenas se van cementando y compactando, se incrementa la contribucin de las fracturas a la permeabilidad total de los materiales. La naturaleza de la anisotropa en el medio fracturado puede reflejar una historia compleja involucrando muchos ciclos de esfuerzos.Las rocas consolidadas tambin tienen porosidad y permeabilidad secundaria debido al fracturamiento. Las microfractruas pueden adherir muy poco a las caractersticas hidrulicas originales. Sin embargo, principales zonas de fracturas purden tener K de varios ordenes de magnitud que la roca no fracturada. El fracturamiento puede ocurrir a travs de varios procesos geolgicos, entre ellos la actividad tectnica. La produccin de los pozos es proporcional a la T del acufero. Esto en turno, es proporcional a los espesores del acufero si la K es uniforme a travs del acufero. Los acuferos sedimentarios fueron depositados en cuencas sedimentarias en las cuales las unidades gradualmente se fueron engrosando. Los espesores variables de un acufero sedimentario puede tambin ser debido a la depositacin de los materiales del acufero sobre una superficie de erosin con alto relieve o una diseccin de la cima del acufero despus de su depositacin

Los ms altos rendimientos de pozos sern obtenidos de las secciones ms gruesas de los acuferos. Los pozos en acuferos en areniscas sern localizados de tal manera que penetren el mximo espesor saturado del acufero. Si en un rea del acufero es conocida a tener K ms grande que otras reas, la combinacin de K y espesores ser considerada en orden para localizar los pozos en reas de T ms grande.

Mapa geolgico de la Cuenca de Burgos y seccin geolgica regional (adaptada de Escalera Alcocer, 2010) 2.7.3. Rocas CarbonatadasLas rocas carbonatadas, en la forma de caliza y dolomita, consisten principalmente de calcita y dolomita. Casi todas las dolomitas es secundaria en origen formada por alteraciones geoqumicas de calcita. Esta transformacin mineral causa un incremento en porosidad y permeabilidad porque el cristal latita de dolomita ocupa cerca de 13% menos que la calcita. Las rocas carbonatadas ms jvenes comnmente tienen porosidades en el rango del 20% para caliza en bloques gruesos a ms que 50% para caliza arcillosa no endurecida. La permeabilidad primaria de caliza no fracturada y dolomita es menos que 10-7 m/s. Las rocas carbonatadas con permeabilidad primaria de esta magnitud pueden ser importantes en la produccin de petrleo pero no son fuentes significantes de abastecimiento de agua subterrnea.Muchas rocas carbonatadas tienen apreciable permeabilidad secundaria como un resultados de fracturas o aberturas a los largo de los planos de estratificacin. Las aberturas en rocas carbonatadas causadas por cambios en las condiciones de esfuerzos pueden ser engrandecidas como un resultado de disolucin de calcita y dolomita por circulacin del agua subterrnea.

Las aberturas a lo largo de los planos de estratificacin son ms importantes desde el punto de vista del rendimiento de agua. En rocas carbonatadas casi horizontales con fracturas verticales y planos de estratificacin horizontal, existe mucho ms probabilidad de que los pozos encuentren aberturas horizontales y fracturas verticales. Estacionalmente, los niveles de agua en pozos someros pueden variar grandemente porque la porosidad de las fracturas total es de un poco porcentaje o menos.

En algunas rocas carbonatadas, lineamientos de fracturas verticales concentradas prevn zonas de alta permeabilidad. En la figura siguiente se ilustra una situacin donde la interseccin de fracturas y lineamientos son reflejados en una morfologa en la superficie del terreno. Las zonas en las cuales las fracturas estn concentradas son zonas de ms rpido flujo de agua subterrnea. La disolucin puede causar un incremento de la permeabilidad en estas zonas. En algunas reas, sin embargo, espesores excesivos de relleno evitan el reconocimiento de los lineamientos del basamento de tal manera que sitios favorables para la perforacin no es factible.

En reas de rocas carbonatadas plegadas, las zonas de concentracin de fracturas y agrandamiento por solucin son comnmente asociados con las crestas de anticlinales y en menor proporcin con los estrechos sinclinales. En situaciones donde recarga directa pueda ocurrir, el agrandamiento de las fracturas por disolucin tiene ms grande influencia. En las condiciones donde el agua que infiltra en la roca carbonatada fracturada debajo de aluvin se causar agrandamiento por solucin si el aluvin est desprovisto de minerales carbonatados.

Ejemplos de acuferos en calizas en Mxico del Can La Huasteca y Plataforma Yucateca.

2.7.2.3. CarbnLas capas de carbn ocurren dentro secuencias de rocas sedimentarias formadas en planicies de inundacin o ambientes deltaicos. El carbn contiene planos de estratificacin cortados por fracturas que son llamadas cleat, las cuales son formadas en respuesta a plegamiento regional o local del carbn. Los estratos de carbn, los cuales son de edad Terciario o Cretcico, son generalmente menores que 10-20 m de espesor, y muchos son slo de uno o dos metros de espesor. El carbn es algunas veces acufero y produce agua del cleat y estratificacin. La calidad de agua de los acuferos carbn es variable y algunas veces pobre. Muchas de las capas de carbn son sobreyacidas y subyacidas por depsitos de limos y arcilla que actan como acuitardos regionales. Comnmente menos, el carbn ocurre arriba o debajo de arenisca de origen planicie de inundacin. Donde el carbn y arenisca ocurren juntos, funcionan como un simple sistema acufero.

La K de estratos someros de carbn lignito varan en el rango de 10-6 a 10-4 m/s, con decremento de valores a profundidades ms grandes que 50-100 m. La k total del carbn parece ser atribuida a las juntas y aberturas a lo largo de los planos de estratificacin. La porosidad total de fractura es generalmente una pequea fraccin de 1%. Los rendimientos de pozos de 0.6 a 6 l/s son posibles de estos carbones.Han surgido conflictos entre abastecimiento de agua de acuferos de carbn y desarrollo de energa. La explotacin a cielo abierto del mineral carbn ha tenido lugar en reas de recarga afloramiento del carbn. Si estas son reas de recarga para los acuferos de carbn, el drenado minero afectar adversamente el nivel potenciomtrico en el acufero carbn. Si la capacidad de infiltracin del rea es reducida por la explotacin mineral o disposicin de jales mineros, esto puede reducir la capacidad de recarga para el acufero.

2.7.3. Rocas Igneas y Metamrficas2.7.3.1. Rocas Igneas Intrusivas y MetamrficasLas rocas gneas y metamrficas generalmente tiene poca porosidad primaria. Debido a pequeo tamao de poro y bajo grado de interconectividad, la porosidad primaria de estas rocas son extremadamente pequeas. Las mediciones en rocas metamrficas (cuarcitas, esquistos de mica, pizarras, etc.) indican valores de permeabilidad primaria en el rango de 1.9x10-3 milidarcy (10-11 a 10-9 m/s). Las mediciones de permeabilidad en granito en pozos en el cual las fracturas estn ausentes generalmente producen valores en orden de 10-3 milidarcy (10-11 m/s). Las permeabilidades de estas magnitudes indican que estas rocas son impermeables dentro el contexto de muchos problemas de agua subterrnea.

En orden para que ocurra agua subterrnea en este tipo de rocas debe existir aperturas desarrolladas por fracturamiento, fallamiento, o intemperismo. Las fracturas pueden ser desarrolladas por movimientos tectnicos, presin de relieve debido a erosin de la roca de relleno , carga y descarga de glaciacin, resquebrajamiento durante enfriamiento de la masa de roca, y fuerzas tensionales y compresionales causadas por esfuerzos tectnicos regionales.La permeabilidad apreciable por fracturas generalmente ocurre dentro de decenas de metros y en algunos casos dentro de pozos cientos de metros desde la superficie. La amplitud de las fracturas generalmente es menos que 1 mm y en algunos casos la disolucin de las rocas silceas puede causar significante incremento en la amplitud de las fracturas. Uno de los rasgos ms caractersticos de las rocas cristalinas es la tendencia general de disminuir la permeabilidad con la profundidad.

Las rocas cristalinas fracturadas son menos permeables a profundidades ms grandes debido a que las variaciones de esfuerzos que causan las fracturas son mayores y, sobre el tiempo geolgico, ocurren ms frecuentemente cerca la superficie del terreno. Las fracturas tienden a cerrarse a profundidad porque de los esfuerzos verticales y horizontales impuestos por la carga del relleno y esfuerzos horizontales tectnicos.Las rocas mantienen mucho de su carcter frgil a profundidades de varios kilmetros y la permeabilidad por fractura puede existir a gran profundidad. Evidencia de esto proviene de tneles y minas donde en agua fluye activamente. En rocas cristalinas, minas secas son la excepcin ms que la regla. Pozos perforados en Illinois penetraron granito del basamento Paleozoico entre 664 y 1670 m de profundidad encontrando fracturas en estas rocas cristalinas. Como las rocas cristalinas son un medio potencial para la construccin de confinamientos para residuos nucleares de alto nivel, la presencia de permeabilidad por fracturas y porosidad a grandes profundidades es significante.

En granitos, la ocurrencia de fracturas paralelas a la superficie del terreno ha sido atribuido a la remocin del relleno causado por la erosin, estas fracturas son una importante fuente de abastecimiento de agua de profundidades someras, pero con la profundidad decrecen rpidamente en frecuencia y amplitud de apertura, dejando de ser contribuidoras importantes de la permeabilidad a ms de 100 m de profundidad. En muchas reas de rocas cristalinas la frecuencia de pozos y rendimiento de pozos esta relacionada con la topografa. El rendimiento de los pozos es ms alto en valles y en amplios barrancos y ms baja cerca de las crestas de las colinas. Los rendimientos en plataformas altas y pendientes bajas estn entre estos extremos.

En mucho lugares, los valles y caones se desarrollan a lo largo de zonas de falla. La tendencia para las zonas de falla a tener permeabilidades ms grandes es el factor primario en la relacin rendimiento de pozo. Las zonas de fractura en rocas cristalinas son conocidas a estar presentes y pueden ser delineadas de fotografas areas. El intemperismo qumico de rocas cristalinas puede producir un producto llamado saprolito, el cual tiene porosidades de 40 a 50 % y un rendimiento especfico de 15 a 30%. Este funciona como un reservorio, almacenando agua infiltrada y cedindola a pozos que interceptan fracturas en la roca cristalina subyaciente. Se ha observado que en zonas de alta K en reas de rocas cristalinas subyacen debilidades lineares topogrficas , las cuales son el reflejo de zonas principales de concentracin de fracturas . Estas se muestran como trazas de fracturas y lineamientos sobre fotografas areas y satelitales. Debido a que muchas fracturas son verticales o casi verticales, un pozo inclinado sera seria ms probable a intersectar fracturas.

2.7.3.2. Rocas VolcnicasDebido a que las rocas volcnicas cristalizan en la superficie, pueden retener porosidad asociada con flujos de lava y depositacin piroclstica. La K de flujos de lava y capas de conos cinerticos es tpicamente alta. Sin embargo, capas de cenizas, diques intrusivos, y sills pueden tener mucho ms baja K. Los flujos de lava ms jvenes tienden a tener K ms grande que algunos otros ms antiguos.

La permeabilidad y porosidad de las rocas volcnicas estn relacionadas a la historia de las rocas. Cuando el magma es expulsado a la superficie y fluye como lava, las rocas que se forman por enfriamiento son generalmente muy permeables. El rpido enfriamiento y escape de gases cusa juntas de enfriamiento y espacios porosos de burbjas. Mientras que la lava est en movimiento, una costra se forma sobre la superficie superior. El flujo de lava debajo la costra causa a convertirse en fracturada, produciendo una masa en bloques de roca que es comnmente empujada bajo la cua del flujo de lava.El resultado final es una masa slida la cual en mucho lugares tiene zonas de bloques gruesos arriba y debajo de la roca ms densa. Los depsitos de gravas depositadas por corrientes sobre el terreno son despus cubiertos por nuevos flujo. La masa de bloques de roca y asociadas capas de gravas intercaladas produce una K total que es muy alta, en muchos basalto jvenes. Otras causas de alta permeabilidad en basaltos jvenes son ventanas de gas, tubos de lava y moldes de rboles.El centro de los flujos de lava son generalmente impermeables. Los suelos enterrados producen alta K desarrollada en la cima del flujo de lava enfrindose. La zona de bloques gruesos generalmente corre paralela al tren de flujo. La direccin de permeabilidad ms alta es por lo tanto paralela al flujo. Dentro del flujo la permeabilidad es normalmente ms grande en la direccin de la inclinacin original ms grande de los flujos.

Una de las acumulaciones ms grandes de rocas baslticas en Mxico esta localizada al sur del valle de Mxico en la regin conocida de la sierra Chichinautzin. Durante el tiempo Pleistoceno, enormes volmenes de magma fue expulsado a travs de fracturas y se extendi en amplias coladas sobre un rea que se estima en..km2. Los basaltos en esta regin son..Los espesores promedio de la secuencia basltica es cerca de los..m. imagen google de la sierra Chichinautzin con ubicacin de pozos y manantiales y tabla con datos de K y o y rendimiento de pozos.Estudios en pozos en secuencias de basaltos han aportado datos de K, T y porosidad.

Caso de estudio: Domos volcnicos en las Islas Haway.

2.7.4. Acuferos en Planicies CosterasLas planicies costeras son rasgos regionales , limitadas en la lado continental por tierras altas y hacia el ocano por una lnea de costa. Existen en reas de rocas de basamento estable como en aquellas donde el basamento est hundido. Los sedimentos y rocas sedimentarias de planicie costera fueron formados por depsitos marinos y terrestres. Los terrestres tienden a estar tierra adentro y los marinos hacia el ocano, aunque las fluctuaciones de los niveles del mar han causado una alternacin de estratos continentales y marinos. Las unidades individuales tienen una variedad de formas, aunque la secuencia total usualmente se engrosa hacia el ocano. Las planicies costeras casi siempre contienen sedimentos del Cuaternario; muchas tambin contienen depsitos de edad Terciario y Cretcico. Los sedimentos pueden ser no consolidados o litificados. Los acuferos tpicamente estn en arenas continentales, gravas y areniscas, o en arenas o calizas marinas. Capas confinantes consisten de limos y arcillas marinos y continentales. Tpicamente alternan e interdigitan facies de diferente litologa. Algunas unidades son gruesas y se extienden por cientos de kilmetros, otras son no trazables por ms que pocos kilmetros. Uno o ms acuferos pueden ser encontrados en muchas localidades.Los sedimentos de reas de planicies costeras fueron depositados adyacentes o en aguas marinas someras, as que el agua de poro fue originalmente salina. Las fluctuaciones de los niveles del mar durante el Pleistoceno inundaron muchas reas que estn ahora en tierra, como resultado, aguas salinas ocuparon muchos acuferos contemporneamente de agua fresca en el pasado geolgico no tan distante. Los niveles del mar estuvieron relativamente 90 m ms abajo durante la glaciacin Wisconsiniano que el presente nivel del mar, no cubriendo mucho del escudo continental que ahora est expuesto. Durante este periodo, el agua salina fue lavada (flushed) de acuferos tierra adentro a considerables profundidades. Porque de la naturaleza de inclinacin hacia el mar de los estratos de planicie costera, acuferos profundos estn recargados tierra adentro. El agua fresca fluye gradiente abajo y entonces descarga por varios mecanismos a las aguas costeras. Las aguas salinas han sido lavadas en algunos casos a 1,800 m de profundidad. El agua fresca es encontrada a 300 m de profundidad o mas debajo el nivel del mar . Agua fresca ha sido encontrada a ocurrir a profundidad en sedimentos confinados de planicie costera, muchos kilmetros mar adenrto.El agua subterrnea puede descarga de un acufero costero va varios mecanismos naturales: i) evapotranspiracin; ii) filtracin directa a manantiales, corrientes, agua de marea y en el piso ocenico; iii) mezcla con agua subterrnea salina en una zona de difusin; iv) flujo a travs de capas semipermeables bajo la influencia de gradiente hidrulico y; v) flujo a travs de capas semipermeables debido a la presin osmtica causada por una gradiente de salinidad. Los mecanismos i) y ii) son muy eficientes en descargar agua de un acufero libre. Manantiales de agua fresca en el piso ocenico ocurren de acuferos libre o acuferos confinados donde la capa confinante esta rota. Los acuferos confinados profundos se relacionan con los mtodos iii), iv) y v) los cuales no son muy eficientes. Acuferos confinados costeros pueden contener agua fresca an y estn sobreyacidos por acuferos salinos.

El tipo ms caracterstico de degradacin de la calidad de agua en acufero de planicie costera es la intrusin salina. Fuentes de agua salina son encontradas como agua connata debajo de agua dulce de acuferos de islas, como agua de mar debajo acuferos de islas, sobre la cua hacia el mar de acuferos costeros, y como aguas superficiales de marea en estuarios y canales artificiales. La forma y posicin del lmite entre agua subterrnea salina y agua subterrnea fresca es una funcin del volumen de descarga de agua dulce de un acufero. Cualquier accin que cambie el volumen de descarga de agua dulce resulta en un consecuente cambio en el lmite agua dulce agua salina. Cabe notar que, fluctuaciones menores en la posicin del lmite ocurre con la accin de las mareas y cambios estacionales y anuales en la cantidad de agua fresca de descarga. La accin humana que resulta en la entrada de agua subterrnea salina a un acufero de agua dulce es conocido como intrusin de agua salina. Esto ocurre como resultado de una desviacin del agua dulce que previamente ha descargado de un acufero costero. La intrusin de agua salada puede ser activa o pasiva. La intrusin pasiva ocurre cuando algo de agua dulce ha sido desviada del acufero pero el gradiente hidrulico en el acufero es an pendiente abajo hacia el lmite agua dulce agua salada. En este caso, el lmite cambiar lentamente hacia tierra adentro hasta alcanzar una posicin basada en nuevas condiciones de descarga.

Mapa de Mxico con acuferos con intrusin salina

Las consecuencias de una intrusin salina activa son mas severas, como el gradiente hidrulico ha sido invertido el agua fresca est actualmente movindose desde el lmite agua dulce agua salada. Esta ocurrencia es debido principalmente a la extraccin concentrada de agua subterrnea, creando un cono profundo de abatimiento. La zona lmite se mueve mucho ms rpido que durante una intrusin pasiva. Adems, sta no para hasta que se haya alcanzado el punto ms bajo del gradiente hidrulico, el centro del bombeo. 3. EXPLORACIN GEOHIDROLGICA 3.1 Objetivosa).- Establecer el modelo conceptual hidrogeolgico para identificar las zonas de almacenamiento de agua subterrnea.b).- Identificar las unidades litoestratigrficas y estructuras geolgicas con posibilidades de constituir acuferos con agua de buena calidad susceptibles de ser explotados.c).- Localizar los sitios favorables para la perforacin exploratoria de los pozos de extraccin de agua subterrnea de buena calidad de aguad).- Disear la terminacin constructiva de los pozos y el determinar el gasto de extraccin de operacin.3.2. Mtodos Geolgicos La investigacin geolgica inicia con una recopilacin, anlisis e interpretacin geohidrolgica de mapas topogrficos, fotografas areas, mapas geolgicos, secciones geolgicas, datos geolgicos de pozos y sondeos geofsicos. Esto debe ser suplementado por un reconocimiento geolgico de campo. En la exploracin, el gelogo se basa de la litologa, estratigrafa, geologa estructural y de la geomorfologa.3.2.1. LitologaLa litologa es el primer paso y el ms importante a considerar, puesto que un tipo de roca dado tiene una porosidad y una permeabilidad caractersticas, lo que limita la prospeccin a las zonas que, desde el punto de vista de las propiedades, sean ms prometedoras.

La primera labor del hidrogelogo consiste en cartografiar las distintas unidades litolgicas, prestando especial atencin a sus propiedades acuferas. Por ejemplo, desde el punto de vista hidrogeolgico, unidades litolgicas como el granito, gneis, gabro y diorita pueden agruparse conjuntamente en rocas de baja permeabilidad; sin embargo muchos depsitos de arcillas, arenas y gravas que forman una sola unidad geolgica deben ser diferenciadas a detalle en los mapas hidrogeolgicos.

3.2.2. Estratigrafa Es un instrumento esencial para la prospeccin hidrogeolgica de extensas regiones de rocas sedimentarias o volcnicas, ya que puede revelar la existencia de acuferos. Son de particular importancia, la posicin estratigrfica, profundidad y espesor de los acuferos, su interconexin con otros acuferos, o importantes limites de acuferos; as como la continuidad de las capas confinantes. La naturaleza y espesores de capas sobreyacientes, como tambin la inclinacin de las formaciones geolgicas que contienen agua, son aspectos importantes para estimar las profundidades de perforacin . Similarmente, acuferos confinados pueden ser reconocidos y la posibilidad de pozos artesianos fluyentes.

3.2.3. Geologa EstructuralSe utiliza asociada con la estratigrafa, en la localizacin de los horizontes acuferos que hayan podido ser desplazados por los movimientos tectnicos. Los estudios estructurales se utilizan tambin para localizar zonas de fracturamiento en rocas compactas pero frgiles. En depsitos no consolidados, las fallas pueden formar barreras al flujo subterrneo, en cuyo caso su localizacin es importante para el estudio del desplazamiento del agua subterrnea. Anlisis de Traza de FracturasEs conocido que el agua subterrnea puede ocurrir en zonas de fractura encontradas en mucho tipo de rocas. Las trazas de fracturas son encontradas sobre fotografas areas (escala 1:20,000) o imgenes de satlite, y despus verificadas en campo. Los rasgos lineares naturales de 300 a 1,500 m en longitud son trazas de fracturas, aquellas ms grandes son llamadas lineamientos.

Las trazas de fracturas son expresiones superficiales de concentracin de juntas o fallas, se cree pueden estar extendidas a ms de 1,000 m de profundidad. Estas zonas de fracturas son menos resistentes a la erosin, as que, los valles y segmentos de ros tienden a correr a lo largo de ellas. Si las fracturas estn concentradas en una zona de descarga de agua subterrnea, pueden manifestarse en manantiales alineados o resumideros (seeps). Las trazas de fracturas en rocas carbonatadas son tpicamente reas de solucin, dolinas u otros rasgos karst son la tpica expresin superficial.

Las trazas de fractura pueden estar relacionadas a la actividad tectnica regional, tendiendo a estar orientadas en una ngulo constante a lo largo del tren estructural regional. Los lineamientos cortan rocas de diferentes edades y cortas pliegues y fallas. Han sido observados a ser paralelos a la serie de juntas principales en zonas planas del terreno o a estratos de suave inclinacin. Si las reas de superficie estn separados por fallas principales, el bloque de falla individual pueden tener trazas de fracturas de diferentes orientacin.

Los arroyos desarrollados en rocas donde el control de fracturas es evidente tienen un arreglo de drenaje rectangular. valles se desarrollan siguiendo la trazas de las fracturas.

Anlisis estadstico de pozos en terrenos carbonatados han mostrado que aquellos localizados en trazas de fractura, intensionalmente o accidentalmente, tienen ms alto rendimiento que aquellos fuera de las trazas de fractura. El anlisis de zonas de fractura es tambin usado en seleccionar sitios para rellenos sanitarios, localizacin de sitios y cimentacin de presas, evaluacin del potencial de problemas de agua en minas y tneles, y control de drenaje de agua en minas.

Concepto Megawatershed

Sistemas Hidrogeolgicos en Rocas Carbonatadas PlegadasPara delinear y caracterizar los sistemas hidrogeolgicos crsticos, en zonas con rocas tectnicamente deformadas como las del norte y noreste de Mxico, se plante, en la propuesta de los trabajos del presente estudio, la aplicacin de una metodologa (Velzquez, 1985) que relaciona el modelo geolgico estructural de la regin con las caractersticas geoqumicas e isotpicas del agua que contienen cada uno de los acuferos. En ese sentido, se parte del anlisis de los siguientes factores geolgicos: Estratigrafa, en donde los aspectos litolgicos, la posicin que guardan los estratos y su relacin de depsito (facies sedimentarias) normarn los criterios para definir unidades hidrogeolgicas con caractersticas hidrolgicas similares.Geomorfologa, en donde los aspectos de topografa y de karsticidad determinan las reas de recarga y descarga de los sistemas, as como la posibilidad de conductos adecuados para la circulacin del agua subterrnea.Arreglo Tectnico Estructural, que analiza aspectos como la intensidad tectnica y la homogeneidad estructural; para el primer caso, establece la disposicin del fracturamiento de las rocas, mientras que en el segundo, proporciona elementos para determinar la continuidad de las estructuras. Estos elementos normarn los lmites de cada sistema, as como su orientacin y posicin.Esto es, la metodologa parte de la hiptesis de que un sistema hidrogeolgico en calizas quedar definido por sus caractersticas geolgicas y se diferenciar por las relaciones hidrogeoqumicas del agua que contenga.

Sistema Monclova

Figura 7.4 Sistema y subsistemas hidrogeolgicos en la zona norte de Monclova, Coah.

Figura 7.6 Lmites del subsistema La MadridFigura 7.5 Limites del Subsistema Castaos La Pursima(en lnea discontinua se marcan alineamientos asociados confallas inversas; en crculos se detallan los cuerpos intrusivos)

4.2.4. GeomorfologaEs indispensable en reas pleistocnicas y de depsitos recientes. Las dunas estables, las terrazas, los antiguos cordones de playa y otros sedimentos permeables, tambin se reflejan morfolgicamente de una manera clara. La geomorfologa puede proporcionar informacin litolgica, estratigrfica y estructural de inters.

La orografa tiene gran influencia sobre condiciones del agua subterrnea en reas montaosas, esto es evidente en muchos sitios de manantiales, ya que estos pueden estar controlados por cambios en la pendiente topogrfica. Otra relacin del agua subterrnea con las geoformas topogrficas esta determinada por el carcter de sus relieve; as las formas con relieve negativo (ej. Graben, sinclinales) sern las mas favorables para el almacenamiento de agua subterrnea, mientras que las formas con relieve positivo sern las ms inconvenientes, en trminos generales. Desarrollo KarstKarst es el conjunto de formas del relieve y subsuelo que se producen terrenos de rocas fcilmente solubles. Para la formacin del karst se necesita que las rocas carbonatadas tengan permeabilidad primaria y secundaria, y necesariamente la interseccin de dos o ms fracturas. La mxima disolucin del macizo calcreo estn en relacin directa con la mxima densidad de fracturamiento. El sistema karst tiene una zona de absorcin (entrada de agua) y una zona de emergencia (salida de agua). Entre ambas zonas debe existir un gradiente hidrulico suficiente para que exista flujo de agua subterrnea.

Algunas formas crsticas incluyen: Lapiaz Dolina, resultados de la filtracin a lo largo de dos fisuras Uvala, interseccin de ms de dos dolinas Polje, est controlado por la tectnica regional.

4.2.5. Percepcion RemotaA parte de la fotografa area, la tcnica del radar tiene la ventaja que atraviesa la cubierta vegetal en incluso una pequea parte del suelo cuando esta seco. Por ello, las imgenes de radar pueden mostrar mejor la estructura geolgica de una regin que la fotografa normal. La fotografa infrarroja sirve para localizar la posicin exacta de las superficies de agua y para estimar las posibles prdidas debidas a la transpiracin de las plantas. En la imgenes inflarrojas se registran las variaciones de la temperatura; las zonas de suelo que estn a mayor temperatura aparecen como zonas ms iluminadas. La fotografa inflarroja se utiliza para localizar surgencias de agua subterrnea en grandes masas de agua. 3.3. Mtodos GeofsicosLa investigacin geofsica suele ser ms cara que el reconocimiento hidrogeolgico, pero en los proyectos de importancia econmica relativamente grandes debe emplearse sistemticamente siempre que la estructura geolgica regional sea favorable. La prospeccin geofsica estudia las variaciones medibles de algunas propiedades fsicas del subsuelo, tales como la densidad, la conductividad elctrica, la susceptibilidad magntica, el potencial elctrico y la elasticidad .Si los contrastes entre valores de una propiedad no se manifiestan claramente, las medidas que se obtengan no sern tiles; adems, si la distribucin espacial de las unidades geolgicas es demasiado compleja, las mediadas geofsicas no se podrn interpretar geolgicamente. Algunos mtodos geofsicos permiten medir directamente la presencia de agua en el subsuelo, mientras que otros no; sin embargo, las aplicaciones ms tiles de todas las tcnicas geofsicas consisten en la interpretacin de las estructuras geolgicas y en la determinacin de la estratigrafa regional, eliminando as la necesidad de programar amplias campaas de perforacin. 3.3.1. Mtodos de Resistividad Elctrica (Corriente Directa)De los varios mtodos geofsicos elctricos es el que ms aplicacin ha tenido en hidrogeologa. Una corriente directa o una corriente de muy baja frecuencia (menos de 1 ciclo por segundo) es generada en el campo o prevista por baterias. Esta es introducida al subsuelo del terreno por medio de dos electrodos. El voltaje en el terreno es medido entre otros dos electrodos . Por conocimiento que la corriente fluye a travs del subsuelo y la diferencia de potencial entre los dos electrodos, es posible calcular la resistividad de los materiales entre los dos eletrodos. Las actuales resistividades son determinadas de resistividades aparentes, las cuales son calculadas de medidas de corriente y diferencias de potencial entre el par de electrones colocados en la superficie del terreno . El procedimiento involucra medir una diferencia de potencial entre dos electrones P resultado de un corriente aplicada en otros dos electrodos C colocados alejados en lnea recta de los electrodos de potencial. Si la resistividad es uniforme en todas partes del subsuelo, una red ortogonal de arcos circulares se formara por lneas de corriente y equipotenciales.

La resistividad de las formaciones depende del material, densidad, porosidad, contenido de agua y calidad, y temperatura. No lmites establecidos; las rocas gneas y metamrficas producen valores en el rango de 102 a 108 ohm-m; rocas sedimentarias y no consolidadas 100 a 104 ohm-m . Los materiales secos tienen una resistividad ms alta que sus similares hmedos. Las gravas tienen una resistividad ms alta que arcillas y limos bajo similares condiciones de humedad.

El arreglo dipolo-dipolo es particularmente conveniente para hacer sondeos elctricos para medir los cambios en las propiedades elctricas con la profundidad. La configuracin tiene un par de electrodos de corriente separados de un par de electrodos de potencial, y la distancia entre el par de electrodos, na, es mucho ms grande que el espaciamiento entre cada para de electrodos a. R es calculado de: R = n(n+ 1)(n +2)aV/ILa resistividad elctrica, R, es igual a la expresin.R =(A V)/(L I)Donde A es el rea de seccin transversal a la corriente de flujo elctricoL es la longitud de la trayectoria de flujoV es la cada de potencialI es la corriente elctricaLos cuatro electrodos pueden ser designados como sigue.A es el de corriente positivaB es el de corriente negativaM y N son lo de potencialExisten varias configuraciones de electrodos en uso comn. El arreglo Wenner, el cual consiste de 4 electrodos espaciados separadamente a distancias iguales en una lnea recta. AM = MN = NB = a, y para el cual R puede ser encontrada de la expresin:R = 2aV/IEl arreglo Schlumberger, es un arreglo linear, con los electrodos de potencial colocados juntos y tpicamente AB es puesto igual a o 5 veces ms grandes que el valor de MN, donde R:R = ((AB/2)2 -(MN/2)2V)/(MN I)

En el ejemplo siguiente existen tres posibles interpretaciones tericas expresadas como resistividad y un corte litolgico de pozo. El incremento en resistividad indica una zona somera de alta resistividad, el corte del pozo muestra que esto puede ser una capa de grava limosa y bloques. Se nota que el pico de la curva de resistividad es a 30 feet. Una interpretacin es que la capa de mxima resistividad yace a los 30 feet de profundidad. Los instrumentos geofsicos son disponibles para medir el valor V para una conocida I. La apropiada frmula para el arreglo de electrodos es usada para calcular la resistividad aparente. Las investigaciones de resistividad son realizadas en dos formas. Un sondeo elctrico vertical (SEV) revelar las variaciones de resistividad aparente con la profundidad. Un perfil horizontal es usado para determinar las variaciones laterales en resistividad. La resistividad aparente es graficada en escala logartmica como una funcin del espaciamiento de electrodos. Por numerosas razones, el arreglo Schlumberger es superior al arreglo Wenner para un SEV.Para medios homogneos, existe una relacin definitiva entre el espaciamiento de electrodos y en porcentaje de corriente que penetra a una profundidad dada. Para medios heterogneos y capas estratificadas, la relacin exacta no puede ser determinada fcilmente, es seguro asumir que a un ms grandes espaciamiento de electrodos, la capa ms profunda influye sobre la curva de resistividad aparente. Existe un nmero de posibles modelos de capas que pueden producir una curva dada.

La siguiente figura ilustra la interpretacin de una situacin de dos capas a partir de medidas con un arreglo Schulumberger. La curva de campo que es graficada a la misma escala logartmica que las curvas maestras publicadas, se ajusta a un modelo de dos capas. La abscisa de la seccin, la cual es el origen de la curva terica, es igual al espesor de la primera capa, mientras que la ordenada de la seccin define la resistividad actual 1 de la primera capa. La asntota de la parte final de la curva con el espaciamiento ms grande define la resistividad actual 2 de la segunda capa. Fsicamente, tal curva representa una capa de arcilla sobreyaciente a un acufero de arenas a una profundidad de 14 m.

En un perfil horizontal, el espaciamiento de electrodos es mantenido a un valor constante y los electrodos son movidos en un patrn de malla sobre la superficie de la tierra. La resistividad aparente de cada punto sobre la malla es marcada en un mapa y contornos de iso-resistividad son trazados. En el mapa que se muestra, un rea de un canal fluvial de gravas es delineado donde las resistividades exceden 80 ohm-m, y una seccin geolgica es trazada basada en cortes litolgicos de pozos y SEV.

Los mtodos geoelctricos son utilizados en estudios de agua subterrnea para definir entre otros propsitos paleo-canales fluviales enterrados y reas de aguas subterrneas salinas vs agua dulce. El agua salina tiene mucho ms baja resistividad, mejor conductividad elctrica. Las capas de muy baja resistividad, tal como arcillas, pueden tambin ser encontradas con curvas de sondeos. Normalmente es imposible identificar el nivel fretico con base en sondeo elctricos, aunque frecuentemente es intentado. Los mtodos de resistividad elctrica han sido aplicados para muchas situaciones donde la resistencia del fluido varia en el subsuelo. Delinear una pluma de agua subterrnea salina, resultado de la intrusin salina, filtracin de una salmuera o lixiviacin de un relleno sanitario. Los slidos disueltos en agua subterrnea pueden conducir ms rpidamente la electricidad y as se tendr una baja resistividad aparente. Un mapa de resistividad aparente elaborado por perfileo horizontal puede algunas veces mostrar reas de agua subterrnea contaminada.

GeofsicaEjecucin de SEVs

Sevs de Cromatos; mapa de localizacin y secciones geoelctricas

3.3.2. Mtodos SsmicosEstos mtodos son tiles para determinar la profundidad y pendiente de la roca basal, profundidad al nivel fretico en algunos casos, la litologa general. Con el mtodo de ssmica de reflexin, las formaciones y estructuras geolgicas pueden ser identificadas a gran profundidad. Frecuentemente es necesario conocer los espesores de los materiales no consolidados que sobreyacen la roca basal, para lo cual el mtodo de refraccin ssmica es superior. Estudiando los tiempos de arribo de las ondas ssmicas a varias distancias de la fuente de energa, la profundidad a la roca basal puede ser determinada.La fuente de energa puede ser una pequea carga explosiva puesta en una serie de pozos someros perforados. Uno o dos cartuchos de dinamita es suficiente para roca basal entre 30 y 50 m de profundidad. Para trabajos someros (5 a 15 m), un camin almdena (sledgehammer) sobre una placa de acero que cae sobre la superficie del terreno pude ser una sufciente fuente de energa. Las ondas ssmicas son detectadas por gefonos colocados en la tierra sobre una lnea que se extiende alejada de la fuente de energa. Un sismgrafos registra el tiempo de viaje de las ondas desde la fuente de energa a los gefonos.

En la figura siguiente se ilustra las trayectorias de viaje de las ondas ssmicas compresivas a travs de dos capas. La velocidad ssmica en la capa inferior es ms grandes que en la capa superior. Como la energa viaja ms rpido en la capa inferior, la onda a su paso logra adelantarse a la onda en la capa superior. En el contacto de las dos capas, parte de la energa es refractada hacia a tras del lmite de la capa inferior hacia la superficie.

Si V2 es menor que V1, la onda ser refractada hacia a bajo y ninguna energa ser dirigida hacia arriba. As, el mtodo de refraccin mostrar las capas de alta velocidad pero no las capas de baja velocidad que estn sobreyacidas por capas por una capa de alta velocidad. La energa puede viajar directamente a travs de la capa superior de la fuente al gefono. Esto es la distancia ms corta, pero las ondas no viajan tan rpido como aquellas a lo largo la cima de la capa inferior.En la figura anterior, la posicin de las ondas que viajan a cada gefono son indicadas. Los gefonos 1 a 5 primero reciben las ondas que han viajado a travs slo la capa superior. El sexto y gefonos sucesivos miden tiempos de arribo de ondas refractadas que lo han hecho a travs la capa de alta velocidad. El ngulo de refraccin de cada frente de onda es llamado ngulo crftico, ic, y es igual al arco-seno de la relacin de las velocidades de las dos capas:ic = sen-1V1/V2La figura siguiente ilustra un frente de onda y la trayectoria de la energa refractada que viaja a lo largo el lmite de la capa inferior. Una onda directa en la capa superior tambin es mostrada.

Se elabora una grfica del tiempo de arribo de la primera onda que ha alcanzado el gefono contra la distancia de la fuente de energa al gefono. Esta grfica es conocida como tiempo-viaje o curva tiempo-distancia. El recproco de la pendiente de cada segmento de lnea recta es la velocidad aparente en la capa a travs la cual paso la primera onda de arribo. La pendiente del primer segmento es 10 milisegundos por 10 m, as que el recproco es 10 m por 10 milisegundos , o 1000 m por segundo. La proyeccin del segmento de la segunda lnea hacia a tras al eje del tiempo (x=0) da un valor conocido como el tiempo de intercepcin, Ti. Este valor puede ser determinado grficamente. Ti es 39 milisegundos y x es 52 m. La profundidad a la capa Z, es encontradaZ = (TiV1V2)/(2(V22-V12))La profundidad a la capa inferior puede tambin ser encontrada de:Z = X/2 ((V2)-V1)/(V1+V2)Donde X es la distancia del tiro al punto en el cual la onda directa y la onda refractada arriban simultneamente.

Un caso tpico ms en hidrogeologa en uno de tres capas, la capa de arriba siendo material no consolidado -no saturada. En la capa siguiente, abajo del nivel fretico, el depsito no consolidado esta saturado. La tercera capa es el basamento. Bajo tales condiciones, el mtodo ssmico puede ser usado para encontrar el nivel fretico. El caso de refraccin ssmica de tres capas con V1