U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N DEPARTAMENTO DE CIEN IAS DE LA TIERRA 10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003

C

ESTIMACIÓN DEL VOLUMEN DE ALMACENAMIENTO DE ACUÍFEROS FISURADOS A TRAVÉS DE

MEDICIÓN DE CAUDALES DE VERTIENTES, APLICACIÓN EN LA CUENCA DEL RÍO ACONCAGUA

ARQUEROS, R.1, HELMS, F.2 Y VENEGAS, M.3

1 Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Stgo., Chile; rarqueros@sernageomin.cl 2 Instituto Federal de Geociencias y Recursos Naturales (BGR), Stilleweg 2, 30655 Hannover, Alemania, f.helms@bgr.de 3 Servicio Nacional de Geología y Minería, Av. Santa María 0104, Stgo., Chile; mvenegas@sernageomin.cl INTRODUCCIÓN Durante la investigación hidrogeológica en el valle del Aconcagua, en el marco del Proyecto “Levantamiento Geoambiental del valle del río Aconcagua, V Región”del SNGM, surgió la necesidad de estimar las capacidades almacenamiento de los acuíferos en roca fisurada. Esto debido a que si bien esta cuenca a sido objeto de numerosos estudios hidrogeológicos e hidrológicos (Parraguez, 1985; Ingendesa et al., 1998; DGA, 2001), hasta ahora no se han considerado en los cálculos, los aportes provenientes de las rocas fisuradas. El área de la cuenca comprende un 40% de depósitos cuaternarios cuyos acuíferos son explotados por varios miles de captaciones subterráneas, las que incluyen norias, pozos, socavones y drenes, producto del intenso uso principalmente agrícola, agroindustrial, minero y de agua potable de la zona. La cantidad de agua almacenada en acuíferos en roca fisurada, los que cubren el restante 60% de la superficie de la cuenca,-es prácticamente desconocida. Estos acuíferos cumplen un rol importante en el proceso de recarga de los acuíferos en medios porosos de la cuenca, debido a: a) fisuración ampliamente extendida de sus rocas, b) escasa presencia de vegetación densa que aumente la evapotranspiración, c) ausencia de suelos bien desarrollados que inhiba la infiltración de aguas de lluvia, d).presencia de depósitos permeables de abanicos de piedemonte en los faldeos cordilleranos que facilitan la recarga subterránea de los acuíferos en medios porosos del valle. Para predecir los efectos de cambios en la recarga a los acuíferos de estos últimos es necesario conocer la capacidad de amortiguación de la recarga de la roca fisurada, la que queda determinada tanto por el volumen, como la porosidad y permeabilidad de la roca. Este efecto amortiguador puede retener un porcentaje desconocido de las precipitaciones anuales. Además, debido a su posición hidráulicamente elevada, permitir una recarga permanente a los acuíferos del valle en períodos secos. Se realizaron dos campañas de mediciones y toma de muestras de vertientes a fines de la estación seca (abril) en 2002 y 2003. El alto contenido de sólidos disueltos en estas muestras

Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.

(TSDmedio Total Muestras: 467 mg/l; TSDmedio Vertientes: 343 mg/l) (Venegas et al., 2003) puede ser causado por un largo período de interacción agua - la roca, especialmente en zonas que, no evidencian aporte de aguas termales. Al conocer la descarga total de una vertiente y el volumen de roca en su zona de recarga se puede estimar el volumen de agua almacenado en la roca. La zona de recarga de cada vertiente, así como sus cotas se determinaron a partir de ortofotos escala 1:20.000, en conjunto con topografía digitalizada a escala 1:50.000. El volumen de agua almacenada se puede estimar a partir de los caudales medidos en la vertiente y del tiempo pasado desde la última lluvia fuerte. La única herramienta disponible hasta ahora para realizar estimaciones de volúmenes de agua almacenados en rocas corresponde a la desarrollada por Maillet (1905 in Hölting 1995). En lo siguiente se demuestra que este método no es necesariamente adecuado para todos los tipos de vertientes. Esto ha motivado el desarrollo de metodologías distintas para ser aplicadas en acuíferos libres de roca fisurada, cuyos desarrollos se presentan más adelante. Finalmente se aplican tentativamente estos métodos en vertientes del valle del río Aconcagua. Una primera aproximación está dada por la sumatoria del caudal medido en m3/d, durante el período transcurrido desde la última precipitación fuerte (precipitación suficiente para recargar completamente al acuífero fisurado). Para una estimación más precisa es necesario conocer la ley o la expresión matemática que determina el cambio del caudal en función del tiempo.

METODO SEGÚN MAILLET DEDUCCIÓN El caudal de muchas vertientes obedece aproximadamente a la ley de MAILLET

teQtQ α−= )0()( [m3/d] (II.1)

en donde α corresponde al "coeficiente de descarga" determinada de alguna manera por las propiedades geométricas e hidráulicas de la parte del acuífero que se descarga por la vertiente con el caudal Q [m3/d] en el momento t de medición. Q(0) corresponde al caudal inicial de la serie de mediciones llevadas a cabo durante estación seca determinada. A un resultado similar se puede llegar a partir de las siguientes consideraciones: El volumen V total del agua almacenada en la zona de recarga de un acuífero se determina aproximadamente por

hLBPV *= [m3] (II.2)

con L – largo horizontal de la zona de recarga en m, B – ancho de la zona de recarga en m, P* - porosidad efectiva o razón (volumen de fisuras abiertas para intercambio de agua / volumen total de roca) sin dimensión y h – nivel (de presión hidrostática) del agua en la zona de recarga en m (Fig. 1). El caudal Q se obtiene a partir de la ley de DARCY

'LAhkQ f=

(II.3) en donde kf corresponde a la permeabilidad del acuífero en m/s, A al área perpendicular a la dirección del flujo de agua en el acuífero, en m2, y h al nivel de presión hidrostática en m. L’ es el largo de la trayectoria del agua entre la zona de recarga y la vertiente. Una fórmula tipo MAILLET se obtiene despejando h de (II.2) y reemplazándolo en (II.3), así,

( ) ( )*' LBPLtAVk

tQ f= (II.4)

en donde el volumen de la zona de recarga y el caudal son funciones del tiempo transcurrido desde la última recarga completa del acuífero. Por separación de variables e integración se obtienen expresiones para V y Q dependientes del tiempo t así:

( )*' LBPLtAVk

dtdV f=−

∫∫ =− dt

tVdV

AkLBPL

f )(' *

( )[ ] CttV

AkLBPL

f

+=− ln*' *

( ) ( )e CtLBPL

Ak f

tV +−= *' (reemplazando en II.4)

( )

eCt

LBPL

Akf

f

LBPL

AktQ

+−=

*'* *

')(

(II.5)

o Q con un coeficiente )()( Ctet +−= αα *' LBPL

Ak f=α

La constante de integración C es necesaria por que sin ella al evaluar V en t=0 siempre se obtendría 1, lo que no es correcto. Esta constante C se puede eliminar al considerar la razón entre dos mediciones distintas del caudal realizadas durante la misma estación seca, así:

CteQ +−= 11

αα CteQ +−= 2

2αα

( )

( ) ( ) tttCtCtee

QQ

Ct

Ct

∆=−=++−−=

=

+−

+−

αααααααα

α

α

12212

12

1

lnln

ttt eQQeQQe

QQ ∆−∆−∆ =⇔=⇔= ααα

121

2

2

1

(II.6)

en donde (II.6) presenta una forma similar a (II.1). El ∆t en este caso representa una diferencia entre dos momentos en el tiempo, a diferencia del tiempo absoluto t0 de la última recarga según lo supuesto en (II.4) y (II.5), APLICACIÓN Si el caudal diminuye según (II.1), es posible estimar el volumen del agua en la zona de recarga de la vertiente a través de una serie de mediciones del caudal (Hölting, 1995). En un gráfico log(Q) / t, los caudales deberían aproximarse a una recta que daría el valor de Q(0) donde cruza el eje Q en t=0, en donde t esta vez corresponde al tiempo absoluto desde la última recarga completa del acuífero. Una vez conocido Q(0), el coeficiente de descarga α se obtiene por:

( ) ( )[ ])0(ln)0(ln1)0()(ln

QQtt

QtQ

−==

− α (II.7)

(II.4) expresa el caudal como función del volumen: Q(t)=αV(t). Con α conocido, se puede calcular el volumen de agua restante en la roca y el monto de agua total en el acuífero recién recargado:

α)()( tQtV =

; α)0()0( QV =

(II.8) Si se conoce el tamaño de la zona de recarga, se puede calcular el volumen vacío efectivo P* en relación al volumen total de la roca Vr:

rVVP )0(* =

COMENTARIOS En la deducción de la fórmula de MAILLET se hace una suposición principal: el largo y ancho de filtro no varían durante el periodo de descarga. En la Fig. 1 se da un ejemplo esquemático que cumple con este requerimiento. Fig. 1: Esquema de un acuífero confinado con una vertiente que cumpliría la ley de descarga de MAILLET (1905).

A - Área de filtro

L’ - Largo de filtro

Capa Confinante

B – Ancho de zona de recarga

h – Nivel de presión

L - Largo de zona de recarga

La premisa principal de la fórmula de MAILLET es que tanto el área de filtro A – que diminuiría en un acuífero libre – como la trayectoria L’ permanezcan constantes. Esto se cumple en el caso de un sistema compuesto de un acuífero confinado con conexión a una zona de recarga que lo alimente. El nivel h varía según las propiedades de la zona de recarga. El acuífero confinado forma un compartimiento aparte de su área de recarga. Otra restricción de este planteamiento es que el acuífero en si se debe mantener saturado (A constante), para lo cual se requiere que el volumen almacenado en la zona de descarga sea mucho mayor que el volumen almacenado en el acuífero confinado, de lo contrario, el tiempo desde la recarga completa durante el cual es válida esta ley se restringe hasta que el nivel del agua en el acuífero comience a disminuir. Los acuíferos que se encuentran en roca fisurada de los macizos rocosos que limitan el valle del Aconcagua, no son confinados: el agua que sale por sus vertientes es almacenada por la misma roca que constituye el acuífero, y su forma geométrica es crucial en la determinación de su ley específica de descarga. En estos casos el nivel de presión hidrostática coincide con la componente vertical del área de filtro en la ley de DARCY, dado por A = Bh

En lo siguiente se dan aproximaciones más adecuadas para llegar a una ley de descarga de un acuífero libre en roca fisurada.

CASO DE UN ACUÍFERO LIBRE CON LÍMITES RECTANGULARES PREMISAS El acuífero tiene la forma de un prisma rectangular; cuyo volumen se calcula mediante:

0* BLhV = (B-Ancho, L-Largo, h0-Alto total cuando completamente saturado) (III.1) El flujo de agua dentro del acuífero obedece a la ley de DARCY

shAk

Q f= (kf-Permeabilidad, h-altura hidrostática, A-Área de filtro, s-Largo de filtro) (III.2)

El flujo promedio se describe por un vector que baja del centro de gravedad del medio acuífero a la vertiente (Fig 2). La trayectoria resultante s representa el largo del filtro según la ley de DARCY. El área del filtro A corresponde al plano perpendicular a este vector cortado por los límites del acuífero. Geometría del acuífero

s’

w

u

s

B/2 B/2

h0

h(t)

B 0

h(t)/

L L/2 B/4

CG0

CGt

Fig. 2: Las flechas azules indican la trayectoria media inicial del agua cuerpo de agua cuando el acuífero está completamente saturado en t=0; las flechas celestes corresponden a las trayectorias medias en un tiempo t. Los centros de gravedad CG0 y CGt sólo presentan desplazamiento en los eje L y h0 El volumen de agua de la zona actualmente saturada queda expresado por:

* (III.1a) )()( PtBLhtV =

en donde P* corresponde a la porosidad efectiva. Distancia s entre centros de gravedad del medio acuífero y la vertiente y su proyección s’ al plano basal LB:

222

2)(

42

+

+

=

thBLs (III.3)

22'

42

+

=

BLs (III.4)

Área de filtro A perpendicular a s aplicando proporcionalidad de triángulos se puede expresar como:

BtLsh

stsh

BLswuA )(4)(*4* '

'

=== (III.5)

LEY DE DESCARGA La deducción de la ley de descarga se basa en las ecuaciones para el flujo DARCY y para el volumen de la zona saturada del acuífero. El caudal Q(t) de la vertiente que se mide en el tiempo t es la derivada del volumen V(t) remanente en el acuífero susceptible de descargarse. Estas dos variables se conectan a través del gradiente hidráulico h(t) que, a su vez, es la variable que determina el caudal en (III.2). Los parámetros que influyen en el caudal, se pueden separar en tres grupos, a saber: a) Propiedades del acuífero (P*, kf), que son constantes escalares, b) Dimensiones constantes del acuífero (B, L, h0) c) Parámetros geométricos derivados (h(t), s, A) que dependen del tiempo. Reemplazando (III.5) en (III.2) se tiene:

BtLhk

BstLshk

stAhk

tQ fff22 )(4)(4)(

)( === (III.6)

Elevando al cuadrado la expresión (III.1a) y despejando h(t), se obtiene: 2

2*22

2

)()( thPLB

tV=

(III.1b) y reemplazando (III.1b) en (III.6) se establece la relación entre Q(t) y V(t):

22*3

)(4

)( tVLPB

ktQ f=

(III.7) Dado que el caudal corresponde a la variación negativa del volumen de agua almacenado en el acuífero en el tiempo t, (III.7) se puede expresar como sigue:

)(4 2

2*3tV

LPB

kdtdV f=−

(III.7a) Mediante separación de variables se obtiene:

dttV

dVkLPB

f

=− 2

2*3

)(*

4 Luego integrando:

∫∫ =− dttV

dVkLPB

f2

2*3

)(4 Ct

tVkLPB

f

+=)(

1*4

2*3

se obtiene la una expresión que relaciona el volumen remanente en el acuífero con el tiempo de descarga. C es una constante de integración y tiene la dimensión del tiempo:

)(4)(

2*3

CtkLPBtV

f += [ ] [ ]

[ ] [ ] [ 33

** m

ssmmm

= ] (III.8)

Reemplazando (III.8) en (III.7), se llega a la expresión correspondiente para el caudal Q(t):

2

2*3

)(4)(

CtkLPBtQ

f += [ ] [ ]

[ ] [ ] [ smssmmm 3

2

3

**

= ] (III.9)

A partir de (III.1) se obtiene una condición de borde para determinar la constante C: )0(*

0 hBLPV =

en donde h(0) representa el nivel de agua subterránea inmediatamente después de la última recarga completa. Este nivel debe coincidir con h0, correspondiente al alto total del acuífero saturado. Al igual que en II, si no se introduce la constante de integración C, en (III.8) y (III.9) resultarían valores indefinidos al evaluar en t=0:

)0(4

2*3

0*

CkLPBhBLP

f +=

0

*2

4 hkPBCf

= (III.10)

CASO DE UN ACUÍFERO LIBRE EN FORMA DE PRISMA TRIANGULAR La geometría de la mayoría de los acuíferos en roca fisurada del valle Aconcagua está determinada por la forma del macizo rocoso en que se encuentran. Se delimitan por las divisorias de aguas quedando las vertientes en general cerca del centro (Figuras 3 y 5). Esta geometría puede simplificarse, sin demasiadas pérdidas de exactitud en términos de volumen, a un prisma con lados triangulares, resultado del estiramiento de la forma semicircular de las cuencas. Sobre la base de consideraciones similares a las realizadas en la sección anterior, las propiedades de esta geometría se describen por las relaciones siguientes: Centro de Gravedad del cuerpo de agua:

( ))2(2

221

00

20

2

hhhLhLhXc

−

+−= ( )

hhhhh

−−

=0

20

221

Yc

Trayectoria promedio del agua s, y su proyección en plano B-L s’ ( ) 222 4 YcBXcs ++= ( )22 4' BXc +=s

B/2 B/2

h0

h

B 0

Yc

L Xc

B/4 s’

w

u

s

i j

heff

Fig. 3: Acuífero libre con geometría prismática. Las flechas azules indican la trayectoria media inicial del cuerpo de agua cuando el acuífero está completamente saturado en t=0; las flechas celestes corresponden a las trayectorias medias en un tiempo t. Los centros de gravedad CG0 y CGt sólo presentan desplazamiento en los eje L y h0.

Bsu '4

= '0

0 ssh

w = '

)( 0

shhs

i−

= ( )0

0'4Bh

hhLsj −=

Área perpendicular al flujo ( )

0

2000 22

2 BhLshh

BLshijuw

A−

−=−

=

En este caso, antes de establecer la expresión que describe Q como una función de V, es necesario corregir el nivel de presión h. Esto pues el gradiente hidráulico está influenciado tanto por la morfología del terreno como también por el tiempo desde la última recarga. La

presión que se ejerce sobre la descarga en la vertiente es menor que la ejercida en el caso del prisma rectangular. Así, en el momento inicial, el agua en las cercanías de la vertiente pesa la mitad que en el prisma rectangular. En el transcurso de la descarga el cuerpo de agua en el acuífero se puede descomponer en dos: un cuerpo rectangular que va aumentando relativamente de tamaño, y otro triangular que va disminuyendo (Fig. 4).

h0

h hef h/2

Fig 4: Perfil del prisma en plano L-h. La expresión para la corrección del nivel de presión hidráulica queda entonces:

0

0

2)2(

hhhhhef

−=

La ecuación que determina la dependencia entre caudal y volumen se obtiene de:

−=

0

20*

22

)(h

hhhBLPtV (volumen de la parte del prisma estando llena de agua) (IV.1)

y

20

220

0

20

2

)2(2)2(2)(

BhhhhLk

BhhhhhLk

tQ feff −=

−= (ley de DARCY adaptada) (IV.2)

Despejando el término 0

20

22

hhhh − de (IV.1) y reemplazando en (IV.2)

se obtiene: 22*3 )(

4)( tV

LPBk

tQ f=

que coincide con la expresión obtenida en el caso del prisma rectangular (III.7). De esta forma, las fórmulas

)(4)(

2*3

CtkLPBtV

f +=

[ ] [ ][ ] [ ] [ ]3

3

** m

ssmmm

= (III.8)

2

2*3

)(4)(

CtkLPBtQ

f +=

[ ] [ ][ ] [ ] [ ]sm

ssmmm 3

2

3

**

= (III.9)

valen también en este caso. La ecuación para la constante de integración C, en el caso prismático triangular es dada por:

0

*2

2 hkPBCf

= que es el doble de la obtenida para el caso anterior.

ESTIMACIÓN DE LAS DIFERENTES LEYES DE RECARGA EN EL VALLE DEL ACONCAGUA Hasta la fecha, se han encontrado 14 vertientes en el área de estudio (Fig. 5) que cumplen con los requerimientos para este tipo de análisis, esto es, que se les pudo medir el caudal, y que además, se ubicaran por sobre la cota de los canales de la zona. Otras vertientes encontradas o no cuentan con captaciones adecuadas, o corresponden a cursos de agua casi agotados. En cada una de estas vertientes se ha medido - hasta ahora - un sólo caudal hacia finales de la

estación estival, que ha permitido asociarlas al tiempo transcurrido desde la última recarga por precipitación. Para la aplicación del método desarrollado en las secciones anteriores, se necesitaría por lo menos dos mediciones de caudal en cada vertiente en el mismo período seco, debido a la presencia de dos parámetros desconocidos que serían el α' (coeficiente de agotamiento) y el C (constante de integración). Por otra parte, una serie de tiempo que cuente con 5 a 10 mediciones, permitiría evaluar la validez del método y comparar la forma de la curva de agotamiento real con la curva teórica obtenida. Este es el trabajo en curso, y los resultados aquí expuestos son de carácter preliminar. No obstante, aquí se presenta una primera aproximación del volumen efectivo de almacenamiento en roca. Para esto se ha utilizado la razón P*/ Kef que da cuenta de la tortuosidad (Tp) del espacio vacío en las fisuras. Esta razón entrega un valor para el tiempo que tarda una partícula promedio de agua que se mueve a través de una fisura media de un metro de largo. Se han elegido dos valores de Tp: 100 s/m y 1000 s/m para obtener un rango realista. FigLo

5: Cuenca del río Aconcagua. Ubicación de vertientes (puntos rojos) y sus zonas de recarga( áreas en verde). s números corresponde a la identificación de cada vertiente.

Las tablas 1 y 2 contienen los parámetros de las vertientes consideradas, en donde: Ac corresponde al área de recarga determinada para cada vertiente, obtenida a partir de un SIG. Esta superficie se obtuvo a partir de la divisoria de aguas correspondiente hasta llegar a la cota de la vertiente, a la que se unió a través en la curva de nivel. h0 corresponde a la diferencia entre la cota más alta del área de recarga y la cota de su respectiva la vertiente. El volumen Vr del acuífero se obtiene por Ac * h0 /2. El "ancho" B de la cuenca fue estimado como la raíz cuadrada de Ac El volumen Va de agua en las cuencas se ha calculado por dos métodos diferentes: estimando un monto mínimo a partir de la multiplicación del caudal medido considerado como un caudal continuo por los días desde la última lluvia fuerte por el método desarrollado en las secciones anteriores, determinando la constante C por la expresión C = 1/2 (B2 * Tp) / h0. Tp varía entre las dos tablas: en tabla 1 se utiliza 100 s/m y en tabla 2 se utiliza 1000 s/m.

Vert. Vr t Q Va

(sumatoria)

Va (método presente trabajo)

P* (sumatoria

)

P* (método presente trabajo)

B h0 C ά

ID [m3] [días] [l/s] [m3] [m3] % % [m] [m] [días] [m3*s] 668 764007428 153 0,2 2644 178347 0,0003 0,02 1576,25 615 2,3379 416964,26 825 3211051400 160 1,7 23501 1456141 0,0007 0,05 2332,91 1180 2,6691 3886627,83 826 1138033810 160 1 13824 930096 0,0012 0,08 1762,14 733 2,4515 2280138,57 830 854359404 162 2 27994 805565 0,0033 0,09 2056,58 404 6,0585 4880503,55 809 6244292611 167 20 288576 7926171 0,0046 0,13 3450,4 1049 6,5678 52057337,3 824 31889586 159 0,1 1374 249037 0,0043 0,78 559,14 204 0,8869 220871,416 828 244537410 161 1,5 20866 2938419 0,0085 1,20 995 494 1,1598 3407935,17 805 83571188 166 0,46 6598 1605458 0,0079 1,92 667,62 375 0,6878 1104280,39 724 963292638 153 25 330480 24503449 0,0343 2,54 1630,14 725 2,1211 51975144,3 831 2990628 162 0,1 1400 83071 0,0468 2,78 413,39 35 2,8256 234727,05 804 19186505 166 0,33 4733 3088446 0,0247 16,10 360,66 295 0,2552 788094,04 823 5965317 159 0,6 8243 1991395 0,1382 33,38 342 102 0,6636 1321529,78 806 63082250 166 3,67 52637 38308520 0,0834 60,73 472,55 565 0,2287 8761771,37 812 7446040 167 0,4 5772 7688655 0,0775 103,26 238,41 262 0,1255 965293,6

Tabla 1: Estimación del porcentaje del volumen disponible para almacenamiento de agua subterránea, con un factor Tp = P*/kf de 100 s/m.

Vert. Vr t Q Va (sumatoria)

Va (método presente trabajo)

P* (sumatoria)

P* (método presente trabajo)

B h0 C ά

ID [m3] [días] [l/s] [m3] [m3] % % [m] [m] [días] [m3*s] 668 764007428 153 0,2 2644 22994 0,0003 0,003 1576,25 615 23,379 537575,6 825 3211051400 160 1,7 23501 191797 0,0007 0,006 2332,91 1180 26,691 5119302,2 826 1138033810 160 1 13824 119990 0,0012 0,010 1762,14 733 24,515 2941558,7 830 854359404 162 2 27994 141309 0,0033 0,017 2056,58 404 60,585 8561206,9 809 6244292611 167 20 288576 1424410 0,0046 0,023 3450,4 1049 65,678 93552112,0 824 31889586 159 0,1 1374 27452 0,0043 0,086 559,14 204 8,869 243475,2 828 244537410 161 1,5 20866 332888 0,0085 0,136 995 494 11,598 3860786,5 805 83571188 166 0,46 6598 172692 0,0079 0,207 667,62 375 6,878 1187825,1 724 963292638 153 25 330480 3090567 0,0343 0,321 1630,14 725 21,211 65555130,5 831 2990628 162 0,1 1400 11068 0,0468 0,370 413,39 35 28,256 312745,5 804 19186505 166 0,33 4733 317436 0,0247 1,655 360,66 295 2,552 810017,2 823 5965317 159 0,6 8243 214317 0,1382 3,593 342 102 6,636 1422248,6 806 63082250 166 3,67 52637 3926316 0,0834 6,224 472,55 565 2,287 8980112,5 812 7446040 167 0,4 5772 779297 0,0775 10,466 238,41 262 1,255 978390,4

Tabla 2: Estimación del porcentaje del volumen disponible para almacenamiento de agua subterránea, con un factor Tp = P*/kf de 1000 s/m. Como se observa en las tablas, el volumen obtenido varía mucho entre las vertientes. Para algunas, un Tp de 1000 s/m da valores más reales, pero para la mayoría de las vertientes, un valor de 100 s/m parece más aceptable. CONCLUSIONES Dado que la Ley de Maillet no sería aplicable para el cálculo del almacenamiento en los acuíferos del tipo Aconcagua, el método aquí desarrollado permitiría realizarlos a partir de al menos dos mediciones de caudal de vertientes realizadas durante una misma estación seca. REFERENCIAS Hölting, B., 1996. Hydrogeologie – Einführung in die Allgemeine und Angewandte Hydrogeologie. 5. Auflage, Stuttgart. Ingendesa y AC Ingenieros Consultores, 1998. Modelo de Simulación Hidrogeológico Valle del río Aconcagua. Dirección de Obras Hidráulicas. Ministerio de Obras Públicas. DGA, 2001. Evaluación de los Recursos Subterráneos de la cuenca del río Aconcagua. Parraguez, C. 1985. Definición de Acuíferos y Calidad Química de las Aguas Subterráneas de los Valles de Aconcagua, La Ligua y Petorca, V Región. Universidad de Chile. Departamento de Geología. Memoria de Título. 1985. Venegas, M., Helms, F., Arqueros, R., y Fernández, C., 2003. Caracterización hidroquímica de los diferentes acuíferos del valle del río Aconcagua.