TESIS DOCTORAL          INVESTIGACIONES HIDROGEOLÓGICAS EN LOS  ACUÍFEROS CARBONÁTICOS DE LA SERRANÍA  ORIENTAL DE RONDA (MÁLAGA)          JUAN ANTONIO BARBERÁ FORNELL  MÁLAGA, 2014  AUTOR: Juan Antonio Barberá Fornell EDITA: Publicaciones y Divulgación Científica. Universidad de Málaga Esta obra está sujeta a una licencia Creative Commons: Reconocimiento - No comercial - SinObraDerivada (cc-by-nc-nd): Http://creativecommons.org/licences/by-nc-nd/3.0/es Cualquier parte de esta obra se puede reproducir sin autorización pero con el reconocimiento y atribución de los autores. No se puede hacer uso comercial de la obra y no se puede alterar, transformar o hacer obras derivadas. Esta Tesis Doctoral está depositada en el Repositorio Institucional de la Universidad de Málaga (RIUMA): riuma.uma.es                                                           Foto de la contraportada:  ‐ Meandro del Río Turón a su paso por el manantial de la Hierbabuena (El Burgo, Málaga).        TESIS DOCTORAL          INVESTIGACIONES HIDROGEOLÓGICAS EN  LOS ACUÍFEROS CARBONÁTICOS DE LA  SERRANÍA ORIENTAL DE RONDA (MÁLAGA)        Memoria presentada por el Licenciado    Juan  Antonio  Barberá  Fornell  para    la  obtención  del  Grado  de  Doctor    Internacional en Ciencias.                V .B. El Director       Fdo. Juan Antonio Barberá Fornell                 F do. Bartolomé Andreo Navarro  C atedrático de Geodinámica Externa  D epartamento de Ecología y Geología  Universidad de Málaga                                                                UNIVERSIDAD DE MÁLAGA              BARTOLOMÉ  ANDREO  NAVARRO,  Catedrático  de  Geodinámica  Externa  de  la  Universidad de Málaga,      CERTIFICA:    Que la presente Memoria, titulada “Investigaciones hidrogeológicas en los  acuíferos  carbonáticos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  (Málaga)”  ha  sido  realizada bajo su dirección por D. Juan Antonio Barberá Fornell y que cumple, a su  juicio,  los    requisitos necesarios para  la defensa pública de  cara  a  la obtención del  Grado de Doctor Internacional en Ciencias.    Lo que firma, a efectos oportunos, en Málaga a 7 de febrero de 2014.               Fdo. Bartolomé Andreo Navarro                                                                                            Esta  Tesis Doctoral  ha  sido  realizada  en  el  seno  del  Grupo  de  Investigación  RNM‐308  de  la  Junta  de  Andalucía  “Grupo  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Málaga”, en el Departamento de Ecología y Geología de la Universidad de Málaga y en  el Centro de Hidrogeología de la Universidad de Málaga.      La  presente  Tesis  Doctoral  es  una  contribución  al  Programa  de  Doctorado  “Recursos Hídricos  y Medio Ambiente  (RHYMA)”  de  la  Universidad  de Málaga,  realizada  en  el  marco  de  los  proyectos  RNM‐02161,  CGL2008‐06158  y  CGL2012‐ 32590 de la DGYCIT.                                                                      A mis padres y  a mis hermanas                                                                                         AGRADECIMIENTOS      Es sumamente difícil expresar en tan pocas palabras mi más sincera gratitud a todas  las personas y entidades que han hecho posible que este  trabajo  llegue a buen  término. A  todas ellas, queden citadas en este texto o no, GRACIAS.     En  primer  lugar  quiero  agradecer  al  director  de  esta  investigación,  el  profesor  Bartolomé  Andreo  Navarro,  la  gran  oportunidad  de  madurar,  no  sólo  como  investigador,  sino como persona. Sin su incesante labor, paciencia, consejos y dedicación no hubiera sido  posible la realización de esta Tesis Doctoral.    También deseo agradecer al profesor Francisco Carrasco Cantos la buena disposición  y  la  ayuda  prestada  en  todo  momento  como  director  del  “Grupo  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Málaga”.  Es  en  este  grupo  de  magníficos  compañeros  en  donde  he  encontrado  el mayor  apoyo  a  lo  largo  de  interminables  jornadas.  A  Iñaki  Vadillo  le  estoy  tremendamente agradecido por su disposición en todo momento y por sus sabios consejos y  rápidas  soluciones  a  numerosos  problemas  surgidos  durante  el  desarrollo  de  mi  Tesis  Doctoral. Doy gracias a Pablo Jiménez Gavilán por estar ahí en  todo momento y prestar su  inestimable  ayuda.  Otros miembros  como  Cristina  Liñán  Baena,  Damián  Sánchez  García  e  Isaac Pérez Ramos han contribuido al buen ambiente existente en el grupo, por ello también  les doy las gracias. Quisiera hacer una mención especial a mis dos compañeros y amigos más  cercanos:  a  Matías  Mudarra  Martínez,  compañero  inseparable  de  “aventuras  hidrogeológicas” desde los inicios de licenciatura, por todo el apoyo prestado, y a Ana Isabel  Marín,  sobre  todo  por  compartir  forma  de  pensar  y  por  ayudarme  (particularmente  en  temas de SIG) en todo momento, especialmente en aquellos más difíciles. A ambos, mi más  sincero  agradecimiento.  No  olvido  a  los  “nuevos”  (con  todo  mi  cariño):  Begoña  Urresti,  Manuel Argamasilla y David Rizo. Gracias por todo.           Quiero dar gracias a las dos personas responsables de mi llegada a Málaga, a Agustín  Martín  Algarra,  de  la  Universidad  de  Granada,  y  a  Rosario  Rodríguez  Cañero.  A  Agustín,  además, por su ayuda en temas geológicos. Asimismo, y con gran afecto, he de agradecer la  inestimable colaboración del Dr. Luis Linares Girela (Academia Malagueña de  las Ciencias)  en los aspectos hidrogeológicos de la parte septentrional del área de estudio.    He  tenido  la oportunidad de mantener contacto con numerosos  investigadores que  me recibieron en sus respectivos centros de investigación y a todos ellos quiero expresarles  por  igual  mi  agradecimiento:  Dra.  Natasa  Ravbar  (ZRC‐SAZU  Karst  Research  Institute  de  Postojna, Eslovenia), por brindarme la oportunidad de participar en uno de sus   proyectos  de  investigación  de  trazadores  artificiales;  Grupo  de  investigación  “Interactions  Fluides‐ Roches  et  Transferts  dans  les  GEOsystèmes”  (Université  de  Franche‐Comté  en  Besançon,  Francia), por ayudarme a interpretar los datos hidroquímicos de mi Tesis; Dr. Jens Lange y  Andreas  Hartmann  ‐un  gran  amigo‐  (Institute  für  Hydrologie  de  Friburgo,  Alemania),  por  abrirme  las  posibilidades  de  la  modelización  hidrogeológica;  y  Prof.  Carlos  Almeida  (Universidade  de  Lisboa,  Portugal),  con  quien  me  inicié  en  la  utilización  de  códigos  hidrogeoquímicos  y  su  aplicación  en  acuíferos  carbonáticos.  No  debo  olvidar  a  Christoph  Neukum,  del  Department  of  Engineering  Geology  and  Hydrogeology,  RTWH‐Aagen  University (Alemania), de quien aprendí todo lo relativo a ensayos con trazadores artificiales  y  a  Brian  Smith,  del  Edward  Aquifer  Authority,  por  su  extraordinaria  acogida  en  Austin  (Texas, EEUU).         Mi reconocimiento a las personas y a las entidades, cuyas aportaciones se han visto  de  alguna manera  reflejadas  en  este  trabajo:  Jesús  Galindo  Zaldívar,  de  la  Universidad  de  Granada;  Juan  Antonio  López  Geta,  Sergio  Martos  Rosillo  y  Antonio  Pedrera  del  Instituto  Geológico  y  Minero  de  España;  Alfonso  Santos  Olmo,  Francisco  de  Paula  López  García  y  Dionisio  Muela  Alejo,  de  la  Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas; Rafael Haro Ramos, de la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía;  Rafael  Fernández  Gutiérrez,  de  Intecsa‐Inarsa  y  José  Ángel  Sánchez,  de  la  Universidad  de  Zaragoza.    A  los  ayuntamientos  de  Arriate,  Cuevas  del  Becerro,  Serrato,  El  Burgo,  Teba  y  Campillos, por facilitarme el acceso a los puntos de muestreo y la instalación de equipos de  medida en manantiales, y a  los alumnos del Máster RHYMA, por participar activamente en  los ensayos de trazadores y en la realización de diagrafías en sondeos.    En un contexto más personal,  siempre estaré agradecido a mis amigos de Chiclana  (Javi, Francisco, Juanlu, Víctor, Adrián, Eugenio, Manolo, José Luís y Alberto), por el apoyo y  los ánimos recibidos durante todo este tiempo. También a mis compañeros de promoción de  Granada,  particularmente  a María  y  a Alonso,  al  que  le prometo muchas  salidas  al  campo.  Doy gracias a Javi Moreno, otra gran persona y amigo.    No encuentro palabras para expresar mi más   agradecimiento a mis padres y a mis  hermanas.  Su  ayuda,  comprensión  y  constante  apoyo moral  han  sido  de  vital  importancia  para superar tan duro camino. Mención especial a Laura, por acompañarme y darme ánimos  en todo momento durante la última etapa de la investigación.    Por  último,  debo  señalar  que  esta  investigación  ha  sido  subvencionada  por  el  Proyecto de Excelencia RNM‐02161 de la Junta de Andalucía y los proyectos CGL2008‐06158   y CGL2012‐32590 de la DGYCIT. El autor ha disfrutado de una beca de F.P.I. de  la Junta de  Andalucía adscrita al primero. La investigación se ha beneficiado del Convenio de la Unidad  Asociada firmado entre el IGME y la UMA.                                                                                                                      RESUMEN La presente Tesis Doctoral trata sobre la investigación hidrogeológica de acuíferos carbonáticos de la Serranía oriental de Ronda, constituida por una serie de alineaciones montañosas situadas al NO de la provincia de Málaga (S de España) que ocupan una extensión de 390 km2, de los cuales 104 km2 corresponden a terrenos karstificados. Desde el punto de vista geológico, el área se ubica en el tercio occidental de la Cordillera Bética y pertenece al dominio Subbético Interno occidental o Penibético. Las principales formaciones carbonáticas están constituidas por calizas y dolomías jurásicas, con una potencia superior a 500 m, limitadas -a muro- por arcillas triásicas con evaporitas y -a techo- por margas y margocalizas cretácicas. Al NE, cabalgantes sobre el conjunto anterior afloran materiales arcillosos del Flysch del Campo de Gibraltar, mientras que, al SO, las calcarenitas miocenas de la Depresión de Ronda se disponen discordantes sobre el conjunto mesozoico. La estructura de las formaciones jurásicas queda definida por pliegues anticlinales con “forma de cofre”, alineados según la dirección NE-SO y con inmersión al NE, separados por los correspondientes sinclinales. Las calizas y dolomías jurásicas constituyen acuíferos por fracturación y/o karstificación. La recarga se produce mayoritariamente por infiltración de agua de lluvia sobre los afloramientos carbonáticos, mientras que la descarga se lleva a cabo en régimen natural por manantiales y de forma subterránea hacia la Depresión de Ronda. La precipitación media anual en la región, de 600-700 mm, permite obtener unos recursos medios renovables de 42 hm3/año. En el marco de la investigación hidrogeológica se han diferenciado tres zonas: la meridional, que incluye los acuíferos carbonáticos de las sierras Hidalga y Blanquilla y el denominado sistema hidrológico de la Fuensanta; la noroccidental, con los acuíferos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco; y la nororiental, que abarca los acuíferos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar y de las sierras de Teba y Peñarrubia. En todos ellos, se ha realizado una caracterización hidrogeológica general y se ha investigado su funcionamiento a partir del análisis de las respuestas naturales (hidrodinámica, hidrotérmica, hidroquímica, isotópica y de fluorescencia natural de las aguas) de manantiales y sondeos, de ensayos de trazadores y del análisis la información geológica y geofísica disponible. En la parte meridional del área de estudio, la mayoría de manantiales asociados a la descarga de los acuíferos de las sierras de Hidalga y Blanquilla drenan hacia el Valle del Río Turón y muestran respuestas naturales rápidas y de gran magnitud, propias de sistemas de flujo por conductos. La elevada variabilidad constatada en buena parte de los parámetros hidrogeológicos del sistema hidrológico de la Fuensanta es consecuencia de la estrecha relación entre las aguas superficiales y subterráneas en los afloramientos de calizas margosas y margocalizas cretácicas. En los acuíferos de la zona noroccidental (sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco), la amplia gama de respuestas naturales observada es el reflejo de las diferencias en el grado de desarrollo de la karstificación: elevado en el sector drenado por el manantial de Cañamero y su trop plein (Prado Medina), bajo en el del manantial del Carrizal (y Ventilla) e intermedio en el sector Barranco de Palomeras-Arroyo del Cerezo. En el extremo nororiental del área de estudio, el acuífero de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar parece drenar hacia el Río Guadalteba, aunque los resultados obtenidos no son concluyentes. El análisis conjunto de las repuestas naturales del acuífero de las sierras de Teba y Peñarrubia, relativamente amortiguadas aunque de cierta magnitud, sugiere un bajo desarrollo de la karstificación en el sector drenado por el manantial de Torrox. Las medidas realizadas en el Río de la Venta permiten constatar la infiltración de las aguas superficiales en el acuífero. La existencia de flujos lentos y profundos podría atribuirse a la propia geometría del acuífero o a la posible transferencia de agua subterránea desde el acuífero de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar. En cualquier caso, toda la zona nororiental debe ser objeto de investigaciones adicionales, más específicas, para caracterizar su funcionamiento hidrogeológico y la eventual relación hidrogeológica que puede existir entre los sectores de Sierra de Ortegícar y Cerro de Matagayar y de las sierras de Teba-Peñarrubia. ABSTRACT This PhD Thesis deals with a hydrogeological research of carbonate aquifers of the Serranía oriental de Ronda, which is constituted by a mountain range located to the NO of the Málaga province (southern Spain). It occupies an area of 390 km2, of which 104 km2 correspond to karstifiable terrains. From a geological standpoint, the test site is placed in the western third of the Betic orogen (external zones), belonging to the most western internal Subbetic units, also called Penibetic. The main carbonate formations are made up of Jurassic limestone and dolostones, with a thickness up to 500 m, limited -to the bottom- by Triassic clays with evaporites and - to the top- by Cretaceous marls and marly limestones. To the NE, overthrusting over the former lithologies, Flysch type rocks crop out, while, to the SW, Miocene sandstones of the Ronda basin are discordant over the Mesozoic formations. The geological structure of the Jurassic rocks consists in box-shape anticline folds, oriented following the NE-SW direction and plunging toward NE, which are separated by corresponding syncline folds. The Jurassic carbonate rocks comprise aquifers by means of fracturation and karstification. Most of recharge is produced by rainfall infiltration over the carbonate outcrops, while the discharge is naturally carried out through karst springs and by hidden flows to the Ronda basin (porous aquifer). The mean rainfall estimated in the test site, of 600-700 mm, permit to get average water resources of 42 hm3/year. From the hydrogeological standpoint three main areas have been differentiated in the Serranía oriental de Ronda: S area, which includes the Hidalga and Blanquilla carbonate aquifers and the so called Fuensanta hydrological system; NW area, involving the Merinos, Colorado and Carrasco aquifers; and NE area, which comprises the Ortegícar, Matagayar, Teba and Peñarrubia mountains. In this research has been performed a general characterization of the aforementioned aquifers investigating their hydrogeological functioning from the analysis of the natural responses (hydrodynamic, hydrothermal, hydrochemistry, water isotopes and the natural fluorescence of the groundwater) recorded at the karst springs and boreholes, from tracer tests and from the study of the available geological and geophysical information. In the southern part of the test site, the majority of the karst springs associated with the drainage of the Hidalga and Blanquilla aquifers drains toward the valley of the Turón River and show faster natural responses and of a higher magnitude, as correspond to conduit flow systems. The high variability observed in a large number of the hydrogeological parameters of Fuensanta hydrological system is consequence of the narrow relationship between surface waters and the groundwater drained by the Cretaceous marly limestones. In the carbonate aquifers of the NW area (Merinos, Colorado and Carrasco), the wide variety of natural responses reflect the differences in the degree of the karst development of each sector. Thus karstification is highly developed in the aquifer sector drained by the Cañamero spring and its overflow spring (Prado Medina), low in that of the Carrizal spring (and Ventilla) and of an intermediate degree in the Barranco de Palomeras-Arroyo del Cerezo aquifer sector. In the NE border of the study site, the drainage to the Guadalteba River of the aquifer formed by Ortegícar and Matagayar has been inferred from field measurements, although the results obtained are not concluent. The combined analysis of the natural responses in the carbonate aquifer of Teba and Peñarrubia mountains, relatively buffered but of a certain magnitude, suggest a low development of the inner karstification in the sector drained by the Torrox spring, where the infiltration of the surface waters of the La Venta river in the Tajo del Molino fluviokarstic canyon have been demonstrated. The existence of slow and deep flows in the Teba and Peñarrubia mountains can be attributed to the geometry of the aquifer, with folded and steep limestone layers that increase the vertical hydraulic conductivity, or to the possible groundwater transference from the aquifer of the Ortegícar and Matagayar mountains. In any case, additional and more specific investigations should be conducted in the whole NE area to characterise the functioning and the hydrogeological relationships that can exists between the Ortegícar-Matagayar and Teba- Peñarrubia aquifer sectors. ÍNDICE    1. INTRODUCCIÓN………….………………………………………………….………………………………………….1  1.1 ASPECTOS GENERALES DE LA INVESTIGACIÓN………………….………..……………………………1  1.2 MARCO GEOGRÁFICO……………………….…………………………………………….…………………………5  1.3 OBJETIVOS…………….…………………………………………………..……………………………………….…......7  1.4 METODOLOGÍA DE TRABAJO……………………………….…...………………………………………………8  1.4.1 Trabajos de campo…………………..…………………...………………………………………………8  1.4.1.1 Reconocimiento geológico y geomorfológico del área de estudio………..….8  1.4.1.2 Red de control hidrogeológico…………………………………………….……………….8  1.4.1.3 Medidas y muestreo en la red de control………………..……………………………..9  1.4.1.3.1 Medidas de datos hidrometeorológicos………………………….…………....9  1.4.1.3.2 Medidas de caudal……………………………………………………….…………...…9  1.4.1.3.3 Medidas de nivel piezométrico………………………………………………….10  1.4.1.3.4 Medidas de campo de parámetros físico‐químicos……………………..10  1.4.1.3.5 Registro vertical de parámetros físico‐químicos en sondeos….…...11  1.4.1.3.6 Muestreo de aguas……………………………………………………………………12  1.4.1.3.7 Ensayos de trazadores……………………………………………………………...13  1.4.2 Trabajos de laboratorio…...…..……………………………………………………..………………14  1.4.2.1 Análisis químicos……………………………………………………….……..………………..14  1.4.2.2 Determinaciones espectrofluorométricas………………………..…….…………….15  1.4.2.3 Análisis de isótopos ambientales……………………………………..………….………17  1.4.3 Trabajos de gabinete……………………………………….…………………………..…….……….17  1.4.3.1 Recopilación bibliográfica………………………………………………….…….………...17  1.4.3.2  Recopilación de datos meteorológicos e hidrogeológicos…………….….…..18  1.4.3.3 Análisis y tratamiento de los datos…………………………………………..…………19  1.4.3.3.1  Climatología y balance hidrogeológico………………………………………19  1.4.3.3.2  Datos hidrodinámicos………………………………………………………………19  1.4.3.3.3  Parámetros hidroquímicos……………………………………………………….20   1.4.3.3.4  Composición isotópica……………………………………………………………..23  1.4.3.4 Elaboración de tablas, gráficos, figuras y mapas………………………………....24  1.4.3.5 Redacción de la Memoria de la Tesis Doctoral……………………………..…..…24  2. CONTEXTO GEOLÓGICO……….………………..…………………………………………………….…….…27  2.1 GEOLOGÍA………….……………………………..………………………………………………………….………27  2.1.1 Introducción…………………….…………………………………………………………………..……27  2.1.2 Antecedentes………………………….…………………………………………………………..……..27  2.1.3 Estratigrafía…………………………….……………………………………………………….….…….29  2.1.3.1 Subbético Interno occidental (Penibético)……………………………….…………29  2.1.3.2 Complejo del Campo de Gibraltar……………………………….…………..…………..32  2.1.3.3 Depresión de Ronda……………………………………………………………..……………32  2.1.4 La estructura geológica……………………………………………………………………………….33  2.1.4.1  La  estructura  geológica  de  la  zona  meridional:  sierras  de  Hidalga  y  Blanquilla………………………...…………………………….…………….…………………………………..34  2.1.4.2  La  estructura  geológica  de  la  zona  noroccidental:  sierras  de  los Merinos,  Colorado y Carrasco……………………………………….………………………………………………...36  2.1.4.3  La  estructura  geológica  de  la  zona  nororiental:  sierras  de  Ortegícar,  Matagayar, Teba y Peñarrubia………………………….………….…….……………………………...37  2.2 GEOFÍSICA………………………….……………………………….………………………………………………..38  2.2.1 Investigación geofísica en la Cubeta del Guadalteba……………………………………..38  2.2.2 Prospección geoeléctrica mediante SEV.………………………………..…………………….39  2.2.3 Geofísica electromagnética (SEDT)…...………………………………...…………………….…40  2.3 FRACTURACIÓN……………………………………….………………….……………………………………….41  2.3.1 Rasgos generales………..……………………………………………………..…………..…………...41  I 2.3.2 Análisis de la fracturación a partir de las medidas de campo…..……………….......42  2.3.3 Análisis de la fracturación a partir de interpretación de foto aérea……………....42  2.4 GEOMORFOLOGÍA……………………………………………...………….…………………………….……….44  2.4.1 Antecedentes……………………………………………………………………………………………...44  2.4.2 Análisis del relieve……………………………………………………………………………………...44  2.4.3 Hidrología superficial………………………………………………………………………………….47  2.4.4 Modelado kárstico y formas asociadas…………………………………………………………50  2.4.5 Depósitos travertínicos……………………………………………………………………………….58  2.4.5.1 Principales características de los complejos travertínicos…………………….58  2.4.5.2 Consideraciones derivadas del análisis de los complejos travertínicos….60  3.  CLIMATOLOGÍA………………….………………………………………………………………………………….63   3.1 GENERALIDADES  SOBRE  LA  DINÁMICA  DE  LAS  PRECIPITACIONES  Y  LA  TEMPERATURA A ESCALA REGIONAL ………….…………….………………………………………………63  3.2 ANÁLISIS DE LAS SERIES HISTÓRICAS DE PRECIPITACIÓN CORRESPONDIENTES  AL PERÍODO 1964/65­2010/11………………….….…………….……………………………………………65  3.2.1 Análisis y tratamiento de datos…………………………………………….……………………..65  3.2.2 Precipitación media anual. Determinación de años tipo……….………………………70  3.2.3 Distribución espacial de las precipitaciones. Isoyetas………..………………………....71  3.2.4 Gradiente pluviométrico…………………………………………….………………………………75  3.2.5 Distribución temporal de las precipitaciones…………………………………………...….75  3.3 ANÁLISIS  DE  LAS  PRECIPITACIONES  CORRESPONDIENTES  AL  PERÍODO  DE  INVESTIGACIÓN (2007/08­2009/2010)……………………………….………………….………………..78  3.3.1 Distribución espacial de las precipitaciones. Isoyetas……………….……………….…78  3.3.2 Precipitación media anual……………………..…………………………………………………….81  3.3.3 Distribución temporal de las precipitaciones……………………………………………….82  3.3.4 Composición química del agua de lluvia……………………………………………………….85  3.3.4.1 Estrategia de muestreo y tratamiento de datos………………………………...….85  3.3.4.2 Hidroquímica……………………………………………………………………………………..86  3.3.4.3 El contenido de Cl‐…...…………………………………………………………………………89  3.3.5 Isótopos estables (δ18O y δ2H) del agua de lluvia………………………………………….90  3.3.5.1 Consideraciones previas……………………………………………..………………………90  3.3.5.2  La  señal  isotópica  de  δ18O  y  δ2H  y  el  exceso  en  deuterio  de  las  aguas  meteóricas del área de estudio……………………...……………………………………………….91  3.4 ANÁLISIS DE LOS DATOS DE TEMPERATURA DEL AIRE………………….…………………….93  3.4.1 Características generales. Datos disponibles………………….…………………………….93  3.4.2  Temperatura  del  aire  a  partir  de  las  series  históricas  (período  1981/82‐ 1997/98)…………………………….……………………………………………………………………………...94  3.4.3  Temperatura  del  aire  durante  el  período  de  investigación  (2007/08‐ 2009/10)……………………………………………………………………………………………………………98  4. CARACTERÍSTICAS HIDROGEOLÓGICAS GENERALES DE LA SERRANÍA ORIENTAL DE  RONDA………………………………………………………………………………………………….…………………101  4.1 CONSIDERACIONES PREVIAS…………….……………………..…………………………………………101  4.2 ANTECEDENTES………...……………………………………………………………………………………….101  4.3 LÍMITES Y GEOMETRÍA…….………………………………………………………………………………..104  4.4 INVENTARIO DE PUNTOS DE AGUA……………….……………………………………………………107  4.4.1 Manantiales…………………………………………………………………………………………...…108  4.4.2 Sondeos……………………………………………………………………………………………………110  4.5 HIDRODINÁMICA………….…………..………………………………………………………………………..113  4.5.1 Caudales de los manantiales…………………………………………………………………...…113  4.5.2 Sondeos……………………………………………………………………………………………………118  4.5.2.1 Columnas litológicas y observaciones hidrogeológicas……………………….118  4.5.2.2 Piezometría……………………………………………………………………………………...120  4.6 HIDROTERMIA………..……….………………………………………………………………………………...123  4.7 HIDROQUÍMICA………...……………………………………………………………………………………….128  II 4.7.1 Distribución espacial de la composición química de las aguas………………….….129  4.7.2 Evolución temporal de la conductividad eléctrica.……………………………………...139  4.7.3 Curvas de distribución de frecuencias (CFD) de la conductividad eléctrica …142  4.8 COMPOSICIÓN ISOTÓPICA DEL AGUA SUBTERRÁNEA…………………………………….….144  4.8.1 Características isotópicas de las aguas……………………………………………………….144  4.8.2 Evolución temporal de δ18O………………………………………………………………...…….147  4.8.3 Relación δ18O – altitud: superficies de recarga…………………………………………....150  4.8.4 Consideraciones sobre el funcionamiento hidrogeológico de acuíferos kársticos  a partir de la composición isotópica de las aguas………………….…………………………….151  4.9 FLUORESCENCIA NATURAL DE LAS AGUAS……………………………………………………......154  4.9.1 Caracterización de la fluorescencia natural…………………..……………………………154  4.9.2 Evolución temporal de la fluorescencia natural……………………………………….…156  4.9.3 Materia orgánica disuelta y carbono orgánico total (cot)………………………..…..158  4.10  DIFERENCIACIÓN  HIDROGEOLÓGICA  EN  LA  SERRANÍA  ORIENTAL  DE  RONDA....................................................................................................................................................160  4.10.1 La zona meridional…………………………………………………………………………………160  4.10.2 La zona noroccidental……………………………………………………………………………..162  4.10.3 La zona nororiental………………………………………………………………………………...163  5. HIDROGEOLOGÍA DE LA ZONA MERIDIONAL……………….……………………………………….165  5.1 EL ACUÍFERO DE SIERRA HIDALGA………………………….…………………………………………165  5.1.1 Límites y geometría…………………………………………………………………………………..165  5.1.2 Puntos de agua…………………………………………………………………………………………165  5.1.3Hidrodinámica…………………………………………………………………………..………………168  5.1.3.1 Datos de caudal………………………………………………………………………………..168  5.1.3.2  Descripción  de  los  hidrogramas  de  los  manantiales  de  Abusín  (M‐1)  y  Camarero (M‐2)…………………………………………………………………………………………..169  5.1.3.3 Análisis de las curvas de recesión de los manantiales de Abusín (M‐1) y de  Camarero (M‐2)………………………………………………………………………………………..…170  5.1.4 Hidrotermia…………………………………………………………………………………………...…172  5.1.5 Hidroquímica…………………………………………………………………………………………...174  5.1.5.1 Análisis espacial de la composición química de las aguas………………...…174  5.1.5.2 Evolución temporal de la composición química…………………………………178  5.1.5.2.1 Manantial de Abusín (M‐1)……………………………………………………….178  5.1.5.2.2 Manantial de Camarero (M‐2)…………………………………………………..180  5.1.5.3 Curvas de distribución de frecuencias de la conductividad eléctrica…...183  5.1.6 Ensayos de trazadores……………………………………………………………………………....184  5.1.6.1 Ensayo multitrazador (19/02/2010)…………………………………………...……185  5.1.6.1.1 Resultados hidrodinámicos………………………………………………………188   5.1.6.1.2 Muestreos hidroquímicos diferenciales en el Arroyo de Buenavista  (cuenca alta del Río Turón)………….…………………………………………………………192  5.1.6.2 Ensayo de trazador simple (08/04/2011)…………………………………………194  5.1.7 Síntesis hidrogeológica del acuífero de Sierra Hidalga………………………………..196  5.2 EL ACUÍFERO DE SIERRA BLANQUILLA…………………….………………………………………...199  5.2.1 Límites y geometría…………………………………………………………………………….…….199  5.2.2 Puntos de agua…………………………………………………………………………………………199  5.2.3 Hidrodinámica……………………………….…………………………………………………………203  5.2.3.1 Datos de caudal…………………………………………………………………………….….203  5.2.3.2 Descripción de los hidrogramas de los manantiales del Río Turón……...206  5.2.3.2.1  Manantiales  permanentes:  El  Burgo  (M‐15)  y  Hierbabuena  (M‐ 14)………………………………………    ………………………………………………………………..206  5.2.3.2.2 Manantiales  trop plein: Tp1‐Hierbabuena (M‐11) y Tp2‐Hierbabuena  (M‐9)………………...........................……....................................…………………………………….206  5.2.3.2.3 Descarga subterránea neta hacia el Valle del Río Turón…………....…..208  III 5.2.3.3 Análisis de las curvas de agotamiento del manantial de Hierbabuena (M‐ 14)………………………………………………………………………………….………………………..…209  5.2.3.4 Análisis de las curvas de recesión de la descarga de Sierra Blanquilla hacia  el Valle del Río Turón………………….…………………………………….…………………………211  5.2.4 Hidrotermia…………………………………………………………………………………………...…214  5.2.5 Hidroquímica……………………………………………………………………………………………217  5.2.5.1 Composición química de las aguas………………………………………………….....217      5.2.5.2 Evolución temporal de la composición química de las aguas………………223     5.2.5.2.1 Manantial de El Burgo (M‐15)…………….……………………………………..223  5.2.5.2.2  Manantiales  de  Hierbabuena  (M‐14),  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  Tp2‐Hierbabuena (M‐9)………………………………….………………………….…………..230  5.2.5.3  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad  eléctrica………………………………………...........……………………………………………...………237  5.2.6 Composición isotópica…………………………………………………………………...………….241  5.2.7  Relación  entre  las  aguas  superficiales  y  subterráneas  en  el  Valle  del  Río  Turón……………………………………………………….……………………………………………………….243  5.2.7.1 Caracterización hidrodinámica…………………………………………………………243  5.2.7.2 Caracterización hidrotérmica e hidroquímica……………………………………246  5.2.8  Evolución  hidrogeoquímica  de  las  aguas  en  el  área  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla hacia el Río Turón…………………………………….…………….…………………………252  5.2.9 Síntesis hidrogeológica del acuífero de Sierra Blanquilla…………………………….257  5.3 EL SISTEMA HIDROLÓGICO DE LA FUENSANTA………………………………………………….261  5.3.1 Antecedentes y justificación de la investigación…………………………………………261  5.3.2 Localización y contexto geológico……………………………………………………………...261  5.3.3 Puntos de agua subterránea……………………………………………………………………...265  5.3.4 Caracterización hidrodinámica………………………………………………………………….266  5.3.4.1 Hidrología superficial……………………………………………………………………….266  5.3.4.2 Hidrología subterránea…………………………………………………………………….271   5.3.4.2.1 Datos de caudal……………………………………………………………………….271  5.3.4.2.2 Hidrograma del manantial de la Fuensanta (M‐12)………….………..273  5.3.4.3 Ensayos de trazadores…………………………………………………………….………..275  5.3.5 Hidrotermia…………………………………………………………………………………………..…281  5.3.6 Hidroquímica…………………………………….……………………………………………………..285  5.3.6.1 Composición química de las aguas subterráneas y superficiales…….……285  5.3.6.2 Evolución temporal de la composición química de las aguas drenadas por  el manantial de la Fuensanta (M‐12)………………………………..….………………………..291  5.3.6.3  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad  eléctrica………..…………………………………………….………………………………………………296  5.3.6.4 Modelo de mezcla aplicado a las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐ 12)………………………..………………………….………………………………………………………...297  5.3.7 Composición isotópica………………………………………………………………………………303  5.3.8 Fluorescencia natural de las aguas…………………………………………………………….306   5.3.9 Síntesis hidrológica‐hidrogeológica del área de la Fuensanta……………………...312   6. HIDROGEOLOGÍA DE LA ZONA NOROESTE. LOS ACUÍFEROS DE LAS SIERRAS DE LOS  MERINOS, COLORADO Y CARRASCO………………..……………………………………………………….315  6.1 Límites y geometría………….………………………………………………………………………………..315  6.2 Puntos de agua…………………………………………………………………………………………………..318  6.3 Hidrodinámica…………………………………………………………………………………………………..322  6.3.1 Datos de caudal………………………………………………………………………………………...322  6.3.2 Descripción de los hidrogramas………………………………………………………………...328  6.3.2.1 Manantial de la Ventilla (M‐16)…………………………………………………………328  6.3.2.2 Manantial del Barranco de Palomeras (M‐20)……………………………………330  6.3.2.3 Manantial del Carrizal (M‐24)…………………………………………………………...331  6.3.2.4 Manantial de Cañamero (M‐26)………………………………………………………...333  IV 6.3.3 Análisis de las curvas de recesión por el método de Mangin (1970, 1975)…..335  6.3.3.1 Manantial del Barranco de Palomeras (M‐20)……………………………………335  6.3.3.2 Manantial de la Ventilla (M‐16)…………………………………………………………336  6.3.3.3 Manantial del Carrizal (M‐24)…………………………………………………………...339  6.3.3.4 Manantial de Cañamero (M‐26)………………………………………………………...341  6.3.4 Análisis de caudales clasificados del manantial de Cañamero (M‐26)………….344  6.3.5 Los sondeos del sistema……………………………………………………………………………346  6.3.5.1 Información procedente de las perforaciones…………………….………..…….346  6.3.5.2 Evolución temporal de la piezometría………………………………..……….……..349  6.3.5.3 Parámetros hidráulicos……………………………………………………..………..…….352  6.3.5.3.1  Ensayos  de  bombeo  en  los  sondeos  de  Palomeras‐3  (P‐7)  y  ‐1  (P‐ 8)…..…………………………………………………………………………………….………………..354  6.3.5.3.2 Ensayo de bombeo del sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9)………..357  6.3.5.3.3  Ensayos  de  bombeo  de  los  sondeos  de  Serrato‐1  (S‐41)  y  ‐2  (P‐ 10)……………………………………………………...………………………………………………...359  6.4 HIDROTERMIA..…………………………………….……………………………………………………………363  6.5 HIDROQUÍMICA……………..…….…………………………………………………………………………….367      6.5.1 Composición química de las aguas. Distribución espacial……………………………367     6.5.2 Curvas de distribución de frecuencias (CDF) de la conductividad eléctrica…..372  6.5.3 Registros de conductividad eléctrica y temperatura en el sondeo de Palomeras    ‐1 (P‐8)……………………………………………………….………………………….…………………………376      6.5.4 Evolución temporal de la composición química del agua…………………………….379  6.5.4.1 Manantial de la Ventilla (M‐16)…………………………………………………………379  6.5.4.2  Manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo (P‐9)………………………………………………..…………………….………………………...384  6.5.4.3 Manantial del Carrizal (M‐24)………………….…………..……………………………391  6.5.4.4 Manantial de Cañamero (M‐26)…………………………………………...……………396  6.5.5 Hydrogeochemical modeling……………………………………………………………………..403  6.5.5.1 Background……………………………………………………………………………………...403  6.5.5.2  Molar  relationships  defining  specific  chemical  reactions  in  carbonate  karst aquifers…………………………………………………………………………………………..….405  6.5.5.3 Inverse geochemical modeling.…………………………………………………………407  6.5.5.4  Geochemical  evolution  of  the  groundwater  in  the  Merinos‐Colorado‐ Carrasco carbonate aquifers………………………………………………….……………………..408  6.6 COMPOSICIÓN ISOTÓPICA…………….……………………………………………………………………410  6.7  SÍNTESIS  HIDROGEOLÓGICA  DE  LAS  SIERRAS  DE  LOS  MERINOS,  COLORADO  Y  CARRASCO…………………………………………………………………………………………………...………….416  7. HIDROGEOLOGÍA DE LA ZONA NORORIENTAL………………………………….………………….421  7.1 EL ACUÍFERO DE LA SIERRA DE ORTEGÍCAR Y DEL CERRO DE MATAGAYAR……...421  7.1.1 Límites y geometría………………………………………………………………..…………………421  7.1.2 Puntos de agua. Información procedente de sondeos…………………………….……423  7.1.3 Caracterización hidrogeológica………………………………………………………………….425  7.1.3.1 Aforos diferenciales en el Río Guadalteba………………………………………….425  7.1.3.2 Evolución temporal de la piezometría en los sondeos de Ortegícar (S‐42) y  de la Venta del Cordobés (P‐11)……………………………………………….…………………..429  7.1.3.3 Registros verticales de conductividad eléctrica y temperatura del agua en  el sondeo de la Venta del Cordobés (P‐11)……………………………………………………431  7.1.3.4 Composición química del agua………………………………………………………….433  7.2 EL ACUÍFERO DE LAS SIERRAS DE TEBA Y PEÑARRUBIA……………………………………435  7.2.1 Límites y geometría………………………………………………………………………………..…435  7.2.2 Puntos de agua…………………………………………………………………………………………435  7.2.3 Hidrodinámica………………………………………………………………………………………….439  7.2.3.1 Datos de caudal………………………………………………………………………………..439  7.2.3.2 Hidrogramas del manantial de Torrox (M‐27a)……………………….…………441  V 7.2.3.3 Aforos diferenciales en el Río de la Venta………………………………….……….443      7.2.3.4 Los sondeos del sistema……………………………………………………………………445  7.2.3.4.1 Información procedente de los sondeos…………………………………445  7.2.3.4.2  Evolución  temporal  de  la  piezometría  en  los    sondeos  de  Peñarrubia (P‐11) y de Campillos‐3 (S‐46)…………….…………………………….446  7.2.4 Hidrotermia……………………………………………………………………………………………...447  7.2.5 Hidroquímica……………………………………………………………………………………………450  7.2.5.1 Composición química de las aguas. Distribución espacial……………...……450  7.2.5.2 Evolución temporal de la composición química del agua del manantial de  Torrox (M‐27a)……………………………………………………………………………….…………..455  7.2.5.3 Curva de distribución de frecuencias (CDF) de la conductividad eléctrica  del agua drenada por el manantial de Torrox (M‐27a)………….……………………….460  7.2.5.4 Registro vertical  de  conductividad eléctrica y  temperatura en el  sondeo  de Campillos‐3 (S‐46)………………………….………………………………………………………461  7.2.6 Composición isotópica………………………………………………………………………………463  7.3 SÍNTESIS HIDROGEOLÓGICA DE LA ZONA NORORIENTAL…………….................….467  8. BALANCE HIDROGEOLÓGICO……………….…………………………………………………………471  8.1 ENTRADAS…………………………………………………………………………………………………...471     8.1.1 Precipitaciones…………………………………………………………………………………………472  8.1.2 Cálculo de la evapotranspiración real por el método de Thornthwaite (1948) a  partir de los datos de las estaciones meteorológicas……………...…………………………...473  8.1.3  Estimación  de  la  lluvia  útil  por  el  método  de  Thornthwaite  (1948)  en  los  acuíferos del área de estudio……………………….……………………………………………………..475  8.1.4 Cálculo de la infiltración eficaz por el método de Kessler (1967)………………...477  8.1.5 Determinación y zonación espacial de la recarga a partir del método APLIS .479  8.1.5.1 Consideraciones metodológicas………………………………………………………..479  8.1.5.2 Aplicación del método APLIS modificado…………………………………………..480  8.2 SALIDAS……………………………………………………………………………………………………….484  8.3  BALANCE  DE  LOS  ACUÍFEROS  DE  LA  SERRANÍA  ORIENTAL  DE  RONDA  CORRESPONDIENTE  AL  PERÍODO  DE  INVESTIGACIÓN  (2007/08­ 2009/10)…………………………………………………………………………………………...………………488 8.4 RECURSOS HÍDRICOS MEDIOS RENOVABLES CORRESPONDIENTE AL PERÍODO  HISTÓRICO (1964/65­2009/10)……………………………………….……………………………….491  9. CONCLUSIONS…………………………………………….…………………………………………………..495  9.1  CONCERNING  TO  THE  CHARACTERIZATION  AND  THE  HYDROGEOLOGICAL  FUNCTIONING OF THE STUDIED CARBONATE AQUIFERS…………………………….…….495  9.2 CONCERNING TO THE APPLIED METHODOLOGY………………………………….………502  REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS………… .………………...……. ……………………………….……..509  ANEXO 1: Functioning of a karst aquifer from S Spain under highly variable climate  conditions, deduced from hydrochemical records ..…………..........................……………….527  ANEXO 2: Progress  in  the  hydrologic  simulation  of  time  variant  recharge  areas  of  karst systems – exemplified at a karst spring in Southern Spain ………….………..…….543  ANEXO 3: Using non conservative tracers to characterize karstification processes in  the Merinos‐Colorado‐Carrasco aquifer system (southern Spain)…………..…….……..557  ANEXO 4: Hydrogeological characterization of  two karst springs  in southern Spain  by hydrochemical data and intrinsic natural fluorescence ……………….…………..…..…575  INDICE DE FIGURAS………………………………………………………………………………….…….....…..593  INDICE DE TABLAS……………………………………………………………………………....……….……….611              VI                                                                                                             VII                 VIII Capítulo 1: Introducción  1 INTRODUCCIÓN  1.1 ASPECTOS GENERALES DE LA INVESTIGACIÓN  Alrededor  de  un  10‐15 %  de  la  superficie  terrestre  está  ocupada  por  terrenos  de  naturaleza  karstificable  (Ford  y  Williams,  2007)  y  aproximadamente  el  20‐25  %  de  la  población mundial aprovecha parcial o totalmente sus recursos hídricos, aunque se estima  que este porcentaje aumentará en las próximas décadas. En Europa existe gran proporción  de rocas carbonáticas (Fig. 1.1), que afloran en el 22 % de la superficie continental (Ford y  Williams, 1989; Williams y Ford, 2006; Ford y Williams, 2007). En algunos países europeos,  como Austria o Eslovenia, el agua subterránea procedente de acuíferos carbonáticos cubre el  50  %  del  abastecimiento,  mientras  que  en  otros,  particularmente  aquellos  de  ámbito  mediterráneo, supone la única fuente de agua potable (EU, 1995).       Figura 1.1. Distribución de los afloramientos de rocas carbonáticas, susceptibles de ser karstificados, en el continente  europeo y áreas próximas (Ford y Williams, 1989; Williams y Ford, 2006; Ford y Williams, 2007).     En  el  territorio  español  (Fig.  1.1),  los  afloramientos  carbonáticos  potencialmente  karstificables se extienden a lo largo de 110.000 km2 PP  (Durán y López Martínez, 1989), de los  cuales  7.000  km2 PP   se  incluyen  en  la  Comunidad  Autónoma  de  Andalucía.  Estos  últimos  almacenan unos recursos medios de 2.000 hm3 PP /año (Benavente et al., 1986). Con respecto a  ‐ 1 ‐ la provincia de Málaga, en la que se desarrolla la presente investigación, el área de recarga  de  los  acuíferos  carbonáticos  ocupa  987  km2 PP   y  los  recursos  hídricos  son de  435  hm3 PP /año  (Linares, 2007). La magnitud de este valor es tal que si se aprovecharan los recursos hídricos  subterráneos  en  su  totalidad,  se  podrían  satisfacer  las  demandas  anuales  de  agua  a  una  población equivalente a tres veces la de la provincia de Málaga.   El anterior balance de cifras permite dar una idea de la importancia del volumen de  agua  almacenado  en  este  tipo  de  acuíferos,  hecho  que  justifica  su  investigación,  imprescindible para la correcta gestión y planificación hidrológica  Las rocas carbonáticas constituyen acuíferos cuyas características difieren de otros  medios hidrogeológicos, como los detríticos o fracturados. Entre las particularidades de los  acuíferos  carbonáticos  destaca  la  susceptibilidad  a  ser  karstificados,  es  decir,  las  formaciones geológicas que los constituyen son químicamente solubles. Como consecuencia  de  ello  los  acuíferos  carbonáticos  presentan  las  características  siguientes  (Mangin,  1975;  Bakalowicz,  1979;  White,  1988;  Ford  y  Williams,  1989;  Goldscheider  y  Drew,  2007;  Worthington y Gunn, 2009):   La  karstificación  es  un  proceso  dinámico  en  el  espacio  y  en  el  tiempo.  Hay  una  evolución  como  consecuencia  de  los  procesos  de  disolución  de  la  roca  (Fig.  1.2),  tanto  en  superficie,  con  el  desarrollo  de  formas  exokársticas  (dolinas,  uvalas,  sumideros, etc.), como en su interior, con la génesis de cavidades y otros elementos  endokársticos.  Existen  varios  tipos  de  porosidad:  intergranular  (primaria),  por  fracturas  y  por  conductos.  Estos  últimos  permiten  la  rápida  transferencia  de  volúmenes  de  agua  subterránea  (con  velocidades  de  flujo  superiores  a  100  m/h)  y  se  organizan  internamente  formando  un  entramado  o  red  jerarquizada  de  conductos  kársticos  (Fig. 1.2), cuya configuración determina el funcionamiento acuífero.   La  permeabilidad  depende  de  la  escala  de  trabajo.  La  conductividad  hidráulica  en  muestras  de  roca  centimétricas  es  baja  y  está  determinada  por  poros  y  microfracturas, mientras que si se consideran mayores volúmenes de roca puede ser  muy elevada, debido a la existencia de grandes fracturas y/o conductos.    La recarga en los acuíferos kársticos (Fig. 1.2) puede ser de tipo difusa, mediante la  infiltración a través de las fisuras de los afloramientos carbonáticos, o concentrada,  en puntos de infiltración preferencial, generalmente por sumideros kársticos.  Los acuíferos kársticos son especialmente vulnerables a la contaminación. Por tanto,  es  necesario  un  control  adecuado,  en  el  tiempo  y  en  el  espacio,  para  la  correcta  gestión, planificación y protección de sus recursos hídricos.  ‐ 2 ‐ Capítulo 1: Introducción    Figura 1.2. Modelo esquemático de un macizo kárstico en el que se representan algunas formas exo­ y endokársticas  y su relación con el funcionamiento hidrogeológico del sistema (Schaer et al., 1998).    La  investigación  del  karst  puede  ser  abordada  desde  tres  puntos  de  vista:  metodológico,  estructural  y  funcional  (Bakalowicz,  2005).  El  primero  se  basa  en  observaciones directas, mediante la exploración espeleológica de los sistemas de cavidades,  e  indirectas,  a  partir  de  medidas  sistemáticas  en  sondeos  (observación  de  niveles  piezométricos  y  ensayos  de  bombeo),  técnicas  éstas  derivadas  de  los  estudios  clásicos  de  Hidrogeología.  No  obstante,  el  acceso  directo  al  sistema  de  cavidades  se  realiza,  frecuentemente,  en  las  partes  inactivas  de  la  red de  drenaje  kárstico  (p.e.  cavidades  en  la  zona  no  saturada,  Fig.  1.2)  y  la  investigación  mediante  sondeos  (fuentes  puntuales  de  información)  impide obtener una visión de  conjunto del  karst,  en  cuanto  a organización y  funcionamiento  hidrogeológico,  dada  su  reducida  representatividad  (Kiraly,  1968;  Ford  y  Williams, 1989; Worthington, 1999). Por su parte, el punto de vista estructural consiste en el  estudio de la fracturación de los macizos carbonáticos (Grillot, 1977; Razack, 1980) y parte  de  la  premisa  de  que  la  red  de  drenaje  kárstico  se  organiza  siguiendo  las  principales  directrices de  fracturación. El  principal  inconveniente del  análisis de  la  fracturación de un  macizo kárstico reside en la imposibilidad de inferir la conexión hidráulica en profundidad  de las fracturas reconocidas en superficie.   Sin  embargo,  el  enfoque  funcional  se  refiere  al  flujo de  agua por  la  red de drenaje  kárstica.  En  ausencia  de  datos  de  observación  directa,  las  investigaciones  hidrogeológicas  del karst se centran frecuentemente en las respuestas naturales de los puntos de descarga,  que  representan  el  funcionamiento  global  del  sistema  (Mangin,  1975;  Bakalowicz,  1979;  ‐ 3 ‐ Mudry,  1986).  La  metodología  aplicada  para  el  estudio  de  acuíferos  carbonáticos  es  específica,  dada  las  particularidades  de  este  tipo  de medios.  Los  recursos  renovables,  las  conexiones hidráulicas y  la distribución de niveles piezométricos puede estimarse a partir  del análisis de las respuestas hidrodinámicas (Mangin, 1975; Padilla, 1990; Bonacci, 1993 y  2001;  1995;  Jeannin,  1996;  Kovács  et  al.,  2005).  El  control  hidroquímico  de  las  aguas  subterráneas proporciona una valiosa información referente a la calidad química de éstas y  al  funcionamiento  hidrogeológico  de  los  acuíferos  (Bakalowicz,  1979;  Lastennet  y Mudry,  1997; Moore et al., 2009; Barberá y Andreo, 2011; Mudarra y Andreo, 2011, Ravbar et al.,  2012, Barberá et al., 2014). Las propiedades térmicas de las aguas se utilizan comúnmente  como  marcadores  de  infiltración  (Andrieux,  1978;  Anderson,  2005,  Liñán  et  al.,  2009;  Lhumann  et  al.,  2010),  indicadores  de  la  interacción  agua‐roca  (Moral  et  al.,  2008)  y  de  mezcla  entre  distintos  volúmenes  de  agua  y  para  inferir  la  relación  entre  las  aguas  superficiales  y  las  subterráneas  (O’Driscoll  y  DeWalle,  2006).  Los  isótopos  ambientales  pueden  ser  considerados  trazadores naturales de  infiltración  (Bakalowicz et al.,  1974),  de  modo  que  sirven  para  caracterizar  sistemas  acuíferos  y  precisar  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  los  mismos  (Barbieri  et  al.,  2005;  Falcone  et  al.,  2008).  Además,  la  aplicación  de  técnicas  isotópicas  resulta  interesante  para  determinar  la  influencia  de  la  recarga en las aguas subterráneas (Andreo et al., 2004; Aquilina et al. 2005; Criss et al., 2007;  Musgrove  et  al.,  2010):  estimación  de  altitudes  de  recarga,  origen,  mezcla  y  tiempos  de  residencia.  La  realización  de  ensayos  de  trazadores  permite  dilucidar  la  conexión  hidrogeológica y la velocidad de flujo entre puntos diferentes de un acuífero (Atkinson et al.,  1973;  Käss,  1998),  precisar  las  áreas  de  recarga  y  descarga  de  manantiales  kársticos  (Goldscheider,  2005;  Ravbar  et  al.,  2012)  y  mejorar  la  comprensión  sobre  los  procesos  hidrogeológicos  ‐de  flujo  y  de  transporte  de  solutos‐  que  tienen  lugar  en  este  tipo  de  formaciones permeables (Benischke et al., 2007; Morales et al., 2007; Mudarra et al., 2014).  Más  recientemente,  la  aplicación  de  técnicas  espectrofluorométricas  al  estudio  de  la  infiltración rápida en acuíferos kársticos (Baker et al., 1997; Baker y Spencer, 2004; Cruz Jr.  et  al.,  2005;  Blondel,  2008;  Mudarra  et  al.,  2011)  permite  complementar  los  métodos  anteriormente mencionados. Cabe  resaltar que  toda  investigación hidrogeológica  rigurosa,  requiere  la aplicación conjunta de más de una técnica de estudio, dado que por sí solas no  siempre son concluyentes.   En los países mediterráneos, y más en concreto en el S de España, el aumento de la  población  unido  a  la  marcada  variabilidad  climática,  provoca  situaciones  deficitarias  de  recursos  para  cubrir  la  demanda  de  agua  con  ciertas  garantías.  Paradójicamente,  en  estas  regiones existen acuíferos carbonáticos cuyas aguas subterráneas no se aprovechan, debido  ‐ 4 ‐ Capítulo 1: Introducción  a las dificultades que entraña su explotación, entre las que destacan el desconocimiento de  su funcionamiento hidrogeológico y la elevada vulnerabilidad a la contaminación.   El aprovechamiento de los recursos hídricos procedentes de acuíferos carbonáticos,  particularmente en regiones en  las que sólo se abastecen de aguas de origen kárstico, y  la  situación hídrica después de  importantes períodos de  sequía  (como el de  los  años 1994 y  1995) crean la necesidad de llevar a cabo investigaciones como la que aquí se trata.     1.2 MARCO GEOGRÁFICO    El área de estudio se localiza al NO de la provincia de Málaga, a 50 km de la capital e  inmediatamente al E de la ciudad de Ronda (Fig. 1.3). Ocupa una superficie aproximada de  390 km2 PP entre las comarcas de la Serranía de Ronda y del Guadalteba, en la que se incluyen  104  km2P  P de  afloramientos  carbonáticos  y  zonas  de  especial  protección  ambiental,  particularmente en el  sector meridional. Este último  forma parte del Parque Natural de  la  Sierra de  las Nieves y de  la Reserva de  la Biosfera de  la UNESCO Sierra de  las Nieves y su  Entorno.        Figura 1.3. Situación geográfica del área de estudio.    ‐ 5 ‐ Se  trata  de  una  serie  de  alineaciones  montañosas  subparalelas  entre  sí,  con  una  orientación  preferencial  NE‐SO,  cuya  denominación  conjunta,  en  adelante,  será  Serranía  oriental de Ronda. Dichas alineaciones montañosas están constituidas (de SO a NE) por las  sierras  Hidalga,  Blanquilla,  Merinos,  Colorado,  Carrasco,  Ortegícar,  Matagayar,  Teba  y  Peñarrubia (Fig. 1.4).  El relieve es escarpado y pierde altitud, de forma progresiva, desde la  parte meridional del área de estudio hacia el N y hacia los bordes O y E, donde la topografía  resulta ser suave en la Depresión de Ronda y en el área de los embalses del Río Guadalteba,  respectivamente  (Fig.  1.4).  Así,  la  altitud  decrece  escalonadamente:  desde  el  vértice  de  Hidalga (1.504 m) en la sierra del mismo nombre hasta el Cerro del Castillón (729 m), en la  Sierra  de  Peñarrubia,  pasando  por  el  Pico  del  Viento  (1.428  m),  Juan  Pérez  (1.214  m),  Colorado (1.054 m) y Ortegícar (963 m). Las sierras situadas al E de Ronda se caracterizan  por  tener  laderas con pendientes muy elevadas, que contrastan con el perfil subhorizontal  de sus cumbres (altiplanos), cuyas pendientes suelen ser menores del 10 %.  El  suelo  llega  a  ser  inexistente  en muchos  sitios  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  debido a la litología (calizas, dolomías, margas y margocalizas) y a la pendiente, de manera  que  los  usos  agrícolas  del  territorio  son  escasos.  En  zonas  con  pendientes moderadas,  el  cultivo  puede  ser  ocasional,  mientras  que  en  áreas  con  fuertes  inclinaciones  del  terreno  predomina el uso forestal, además de matorrales o pastizales sin arbolado, particularmente  en el S del área de estudio. No ocurre lo mismo en el entorno de la Depresión de Ronda y del  Valle  del Río Guadalteba,  donde predominan  los  olivares  (en  la  primera)  y  los  cultivos  de  secano (en el segundo).   Los municipios del área de estudio son (Fig. 1.4): Ronda, Arriate, Cuevas del Becerro,  El  Burgo  y  Teba.  Salvo  la  ciudad  de  Ronda  (36.000‐37.000  habitantes),  los  núcleos  de  población son de pequeña entidad y se ubican generalmente en el perímetro de las sierras,  debido  a  las  limitaciones  topográficas  y  de  accesos.  Los  sectores  económicos  más  importantes son los de servicios, hostelería y construcción.  A  la  Serranía  oriental  de  Ronda  se  puede  acceder  por  dos  vías  de  comunicación  principales (Fig. 1.4). Por el SO, la carretera A‐376 (San Pedro de Alcántara‐Ronda) permite  llegar  desde  la  costa  mediterránea  a  la  parte  más  meridional  del  área  de  estudio,  concretamente a Sierra Hidalga. Por otro lado, la carretera del Valle del Río Guadalhorce (A‐ 357: Málaga‐Campillos) conduce hasta las poblaciones de El Burgo (por el S), Serrato (E) y  Teba (NE) mediante una serie de vías comarcales (A‐366, A‐367, MA‐477 y C‐341; Fig. 1.4).  Para  adentrarse  hacia  el  interior  de  las  sierras  se  debe  circular  por  caminos  sin  asfaltar,  sendas y cortafuegos.     ‐ 6 ‐ Capítulo 1: Introducción    Figura 1.4. Características topográficas, núcleos de población y principales vías de acceso del área de estudio.     1.3 OBJETIVOS  Los objetivos de la presente Tesis Doctoral son los siguientes:  Definir los límites y la geometría de los acuíferos carbonáticos estudiados a partir de la  información geológica, geomorfológica y geofísica disponible.  Conocer las características químicas, isotópicas y de fluorescencia natural de las aguas  de lluvia, subterráneas y, en su caso, de las aguas superficiales relacionadas con ellas.   ‐ 7 ‐ Caracterizar el funcionamiento hidrogeológico de los sistemas acuíferos diferenciados,  con especial énfasis en el grado de desarrollo de la karstificación.  Establecer un balance hidrogeológico  global  y de  cada uno de  los  sistemas  acuíferos  existentes en el área de estudio.  Contrastar el uso de diferentes metodologías aplicadas a la investigación de acuíferos  carbonáticos  en  otras  regiones  del  mundo,  adaptándolas  a  las  características  hidrogeológicas del área de estudio.    1.4 METODOLOGÍA DE TRABAJO  1.4.1  Trabajos de campo  1.4.1.1  Reconocimiento  geológico  y  geomorfológico  del  área  de  estudio    Con  objeto  de  mejorar  la  comprensión  sobre  el  contexto  geológico  del  área  de  estudio,  se ha  llevado a  cabo un  reconocimiento general  en el  campo. Se ha  trabajado con  más  detalle  en  aquellas  zonas  de  mayor  interés  geológico  por  sus  implicaciones  hidrogeológicas. Como consecuencia de ello, se han elaborado numerosos cortes geológicos  (adjuntos  a  esta  Memoria),  tanto  longitudinales  como  transversales  a  las  principales  estructuras geológicas, que ilustran sobre los límites y la geometría de los acuíferos.   Por  otro  lado,  se  ha  completado  la  cartografía  de  las  principales  formas  kársticas  (campos de lapiaz, dolinas y sumideros), macromorfologías (depresiones de origen kárstico  o  pseudopoljes  y  cañones  fluviokársticos),  morfologías  típicamente  kársticas  (relieves  de  tipo ruiniforme, en “escalones”, etc.) y depósitos vinculados a este tipo de medios (edificios  travertínicos).    1.4.1.2 Red de control hidrogeológico     Se  ha  tomado  como  referencia  el  inventario  de  puntos  de  agua  procedente  de  trabajos previos realizados en el área de estudio (IGME, 1983; DGOH‐GHUMA, 1995), que se  ha  ido  actualizando  a  lo  largo  del  período  de  investigación.  El  aumento  progresivo  de  la  pluviometría ha permitido establecer un inventario de puntos de agua más completo, dada la  aparición de nuevos manantiales que no son activos en épocas secas. A partir de esta base de  datos,  se  seleccionaron  los puntos de mayor  interés  (y/o estratégicamente  situados),  para  establecer la red de control hidrogeológico.   ‐ 8 ‐ Capítulo 1: Introducción  1.4.1.3 Medidas y muestreo en la red de control     En la red de puntos de muestreo se han realizado medidas periódicas de parámetros  físicos y físico‐químicos (caudal/nivel piezométrico, conductividad eléctrica,  temperatura y  pH del agua) y se han tomado muestras de agua de lluvia, subterráneas y superficiales para  su  posterior  análisis  químico  (iones  mayoritarios,  carbono  orgánico  total  ‐COT‐  y  fluorescencia natural) e isotópico (δ18 2PP O y δ PP H). La periodicidad de muestreo ha sido variable,  de  horaria  a  quincenal,  aunque  en  determinados  puntos  estuvo  condicionada  por  las  restricciones de acceso, sobre  todo en aquellos situados en áreas remotas. En total, se han  controlado regularmente 6 puntos de muestreo de agua de lluvia, 27 manantiales, 7 sondeos  y, con cierta frecuencia, 6 puntos de aguas superficiales. Estos últimos corresponden al Río  Turón (2) y al Arroyo de la Fuensanta (2), ambos localizados en el término municipal de El  Burgo, y al Río de la Venta (2), al E de la localidad de Teba.    1.4.1.3.1  U Medidas de datos hidrometeorológicos  En  el  área  de  estudio  hay  un  gran  número  de  estaciones  pluviométricas  y/o  termométricas  con  registro  histórico,  pertenecientes  mayoritariamente  al  Servicio  de  Hidrología  de  la  Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA). No  obstante,  la  distribución  espacial  de  las  estaciones  es  irregular  y,  en  ciertas  zonas, especialmente en las más elevadas (donde más llueve), no se dispone de información  meteorológica, debido a la orografía y a la escasa accesibilidad. Por ello, a partir de octubre  de 2007 se  instalaron un pluviógrafo de  tipo Hellman, de  la marca EIJKELKAMP, al S de  la  Sierra de Colorado ‐Cortijo de las Pilas, 765 m s.n.m.‐, y una estación meteorológica completa  de  la marca WATCHDOG modelo  2900  ET  (Spectrum Technologies  Inc.),  en  el  altiplano  de  Sierra  Blanquilla  ‐Cortijo  de  Añoreta,  965  m  s.n.m.‐  (véase  situación  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto).  Las  medidas  de  precipitación  acumulada  se  registraron  diariamente en el pluviógrafo y cada 15 min en la estación meteorológica. Además, en esta  última, se midió, con la misma periodicidad, la temperatura del aire, entre otros parámetros  hidrometeorológicos.    1.4.1.3.2 U Medidas de caudal  En el  transcurso del período de  investigación (agosto de 2007 a mayo de 2010) se  han  realizado  aforos  en  manantiales,  ríos,  acequias  y  otras  derivaciones,  la  mayoría  pertenecientes  a  la  red  de  control  hidrogeológico  establecida.  En  total  se  han  efectuado  ‐ 9 ‐ 1.992 medidas de caudal. Para ello se ha utilizado un micromolinete de la marca OTT cuando  los  caudales  eran  inferiores  a  500  l/s  aproximadamente,  mientras  que  para  caudales  de  hasta  varias  decenas  de  m3P  P se  ha  usado  un  salinómetro  de  la  marca  ETRELEC  y  modelo  SALINOMADD,  cuya  medida  se  basa  en  el  método  de  dilución  de  sal  (NaCl).  A  partir  de  septiembre de 2009, y durante un año, se instaló en el manantial de Cañamero (M‐26, véase  ubicación  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto)  una  sonda  de  nivel  de  agua  con  registro  continuo, marca ODDYSSEY (capacitance water  level  logger). La periodicidad de medida de  los aforos puntuales fue variable, de quincenal (estiaje) a diaria (crecidas), y cada 15 min en  el caso del registro continuo.   El control hidrodinámico de  los principales cauces superficiales que drenan el área  de  estudio  (Fig.  1.4)  se  ha  efectuado  mediante  la  realización  de  aforos  diferenciales.  En  concreto, se han efectuado campañas de aforos en los ríos Turón, Guadalteba y de la Venta y  en los arroyos de la Fuensanta y Buenavista.  Por último, en los manantiales más importantes, en los que se centró la investigación,  se  colocaron  escalas  limnimétricas  con  objeto  de  elaborar  las  correspondientes  curvas  de  gastos a partir de la lectura de las mismas y de las medidas puntuales de caudal.     1.4.1.3.3  U Medidas de nivel piezométrico  El control piezométrico se ha llevado a cabo en aquellos sondeos en los que se pudo  acceder y medir el nivel con ciertas garantías (no se encontraban obturados o sellados). Los  sondeos  y  piezómetros  de  investigación  controlados,  aunque  no  son  muy  numerosos,  se  localizan en  las  sierras de Colorado, Merinos, Teba y Peñarrubia, en  la parte septentrional  del área de estudio. Las medidas se realizaron con sondas piezométricas de la marca OTT. La  periodicidad del registro también fue variable, de diaria (durante algunas crecidas y no en  todos los puntos) a quincenal. Cabe destacar que ciertos sondeos fueron surgentes tras  los  períodos  de  mayor  recarga,  por  lo  que  pasaron  a  controlarse  como  si  se  tratara  de  surgencias naturales, aplicando el mismo procedimiento de medidas y muestreo.     1.4.1.3.4 U Medidas de campo de parámetros físico­químicos  Se han medido in situ los valores de conductividad eléctrica (CE), temperatura y pH  de  las  aguas  en  los  principales  manantiales,  ríos,  arroyos  y  sondeos  con  la  misma  periodicidad con  la que  se han realizado  las medidas de caudal  y/o de nivel piezométrico.  Por  su parte,  en el  agua de  lluvia  se midió  la CE y  el pH. Los  equipos portátiles utilizados  consistieron en un conductivímetro con sensor de temperatura, de la marca WTW y modelo  ‐ 10 ‐ Capítulo 1: Introducción  340i,  cuya  precisión  es  de  ±1  μS/cm  y  de  ±0.1  ºC,  respectivamente,  y  un  pHmetro  de  la  marca WTW y modelo 3210, con una precisión de ±0.1 unidades de pH. La calibración de los  dispositivos  de  medida  se  ha  llevado  a  cabo  de  forma  regular:  cada  2‐3  veces  al  año  (conductivímetro)  y  justo  antes  de  comenzar  las  campañas  de  medida  en  el  campo  (pHmetro).  Los  valores  de  conductividad  eléctrica  se  han  medido  a  una  temperatura  de  referencia  de  20  ºC,  mientras  que  los  patrones  utilizados  para  la  calibración  de  pH  consistieron  en  soluciones  de  4  y  7  unidades.  En  varias  ocasiones,  el  valor  de  pH  de  las  muestras de agua se determinó en el laboratorio con un pHmetro de la marca HACH, cuando  el  sensor  de  medida  del  equipo  portátil  no  medía  correctamente  y  estaba  pendiente  de  sustitución. En este caso  las medidas de  laboratorio se hicieron el mismo día de muestreo  para que la medida fuera válida.   Se  instalaron  6  equipos  de  registro  continuo  (dataloggers,  con  periodicidad  de  medida  horaria)  de  conductividad  eléctrica  y  temperatura  del  agua  en  los  siguientes  manantiales  (véase  situación  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto):  Fuensanta  (M‐12),  El  Burgo (M‐15), Ventilla  (M‐16), Cuevas del Becerro (M‐24), Cañamero (M‐26) y Torrox (M‐ 27).  Las  medidas  puntuales  de  conductividad  eléctrica  y  temperatura,  llevadas  a  cabo  regularmente, se utilizaron para comprobar el correcto  funcionamiento de  los dataloggers.  Los equipos portátiles para el registro continuo han sido conductivímetros de la marca WTW  y  modelo  340i,  con  capacidad  de  almacenamiento  de  datos.  La  duración  del  período  de  medidas  es  diferente  según  los manantiales  considerados.  Así,  el  manantial  de  Cañamero  cuenta  con  el  registro más  completo  (julio de 2007  a  junio de 2010), mientras que  en  las  demás surgencias se instalaron los equipos con posterioridad al inicio de la investigación o  bien  las series de datos de parámetros  físico‐químicos cuentan  con períodos sin registro a  causa de fallos de funcionamiento en los conductivímetros.     1.4.1.3.5 Registro  vertical  de  parámetros  físico­químicos  en  sondeos   Se  han  efectuado  8  campañas  de  medidas  de  conductividad  eléctrica  (CE)  y  temperatura en 3  sondeos,  en diferentes  condiciones hidrodinámicas  (crecida, decrecida y  agotamiento).  En  total  se  han  llevado  a  cabo  15  registros  verticales,  en  sondeos  cuya  profundidad varía entre 240 y 300 m, mediante el uso de una sonda multiparamétrica de la  marca SEBA HIDROMETRIE y modelo Kll‐Q, con 300 m de longitud de cable. El registro de CE  y  temperatura del  agua  se  realizó  a  intervalos de 1‐5 m de profundidad,  dependiendo del  objetivo concreto de las campañas y de las condiciones hidrodinámicas.    ‐ 11 ‐ 1.4.1.3.6 U Muestreo de aguas  El  procedimiento  de  muestreo  ha  sido  el  mismo,  independientemente  del  tipo  de  agua (precipitación, subterráneas y superficiales). Las muestras de agua se han recogido en  frascos  de  polietileno  esterilizados,  de  500 ml,  para  el  análisis  de  componentes  químicos  mayoritarios,  del  carbono  orgánico  total  (COT)  y  de  la  fluorescencia  natural.  Al  mismo  tiempo, se tomaron duplicados en recipientes de cristal de topacio de 60 ml para determinar  la  composición  isotópica del  agua  (δ18 2PP O y δ PP H). En  cualquier  caso,  durante  el muestreo  se  evitó  en  todo  momento  la  introducción  de  burbujas  de  aire  en  las  botellas  y  el  agua  se  rellenó con el recipiente totalmente sumergido. En total se han recogido 1.557 muestras de  agua, distribuidas como se indica a continuación:  A) Aguas de precipitación:  se han tomado 126 muestras de agua de  lluvia en 6 puntos  situados  a  diferente  altitud  y  distribuidos  estratégicamente  entre  las  principales  sierras.  Se  ha  medido  la  conductividad  eléctrica  y  se  han  realizado  análisis  de  la  composición química (elementos mayoritarios) e isotópica. De las muestras de agua  de lluvia recogidas se seleccionaron 111 para las determinaciones isotópicas (δ18PP O y  δ2 PP H).  La  periodicidad  de  muestreo  ha  sido  variable,  en  función  de  los  principales  eventos pluviométricos que tuvieron lugar entre octubre de 2007 y marzo de 2010.  B)  Aguas  subterráneas:  desde  junio  de  2007  a  mayo  de  2010  se  han  cogido  1.311  muestras  de  agua  subterránea  en  los  principales  manantiales  y  sondeos  de  investigación de la red de control establecida en esta investigación para su posterior  análisis  químico.  De  ellas,  se  seleccionaron  407  muestras  con  la  intención  de  determinar  su  composición  isotópica.  La  periodicidad  mínima  en  el  muestreo  de  manantiales  ha  sido  cada  6  horas  (condiciones  de  aguas  altas),  mientras  que  la  máxima ha sido quincenal (aguas bajas). En los sondeos, la recogida de muestras de  agua  ha  sido  mucho  menos  frecuente,  aunque  siempre  se  intentó  que  fuera  representativa  de  las  principales  condiciones  hidrodinámicas  de  cada  año  hidrológico del período de estudio.  C) Aguas  superficiales:  dada  la  necesidad  de  estudiar  las  relaciones  río‐acuífero  en  el  área de estudio, se procedió al muestreo de los principales ríos y arroyos. En total se  recogieron  120  muestras  de  aguas  superficiales.  En  la  parte  meridional  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda,  se  recogieron  muestras  de  agua  superficial  en  varios  cauces (véase situación en el mapa hidrogeológico adjunto): arroyos de la Fuensanta  (abril de 2008 a mayo de 2010) y de Buenavista (campañas de muestreo de febrero,  marzo y mayo de 2010), y Río Turón (febrero de 2008 a mayo de 2010). Al NE del  área  de  estudio,  en  el  entorno  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia,  se  controló  la  ‐ 12 ‐ Capítulo 1: Introducción  composición química de las aguas del Río de la Venta durante las campañas de aforos  diferenciales efectuadas en el  tramo del Tajo del Molino, entre  febrero y agosto de  2013.     1.4.1.3.7 U Ensayos de trazadores  En el marco de la presente investigación se ha realizado un ensayo de trazador con  sal  (NaCl) y cuatro con sustancias  fluorescentes. Todos ellos se  llevaron a cabo en  la parte  meridional del área de estudio.   En el entorno de las sierras Hidalga y Blanquilla, durante febrero y marzo de 2010, se  efectuó un ensayo multitrazador en el que se inyectaron uranina, eosina y sulforrodamina B  en  tres  sumideros  kársticos,  en  condiciones  de  aguas  intermedias‐altas.  Los  principales  resultados obtenidos se recogen en Barberá et al. (2012). Posteriormente, en abril de 2011,  se  llevó  a  cabo  un  segundo  ensayo  de  trazador  con  uranina,  que  se  inyectó  en  un  tramo  perdedor del Arroyo de Buenavista (tributario del Río Turón; Fig. 1.4), situado en el borde  oriental de Sierra Hidalga. Las condiciones hidrodinámicas fueron de aguas bajas.  Más al S, en el área de la Fuensanta (véase mapa hidrogeológico adjunto), se realizó  un ensayo de trazador cualitativo, con sal, en febrero de 2009. Esta sustancia se vertió en el  Arroyo de la Fuensanta, en una situación de aguas intermedias. El segundo ensayo realizado  en esta zona (abril de 2011), consistió en la inyección de eosina en el mismo cauce, aunque  en  un  tramo  diferente  (aguas  abajo  del  anterior)  y  en  una  situación  de  estiaje.  En  enero‐ febrero de 2012 se hizo el último ensayo de trazador en el que se utilizó uranina y piranina,  cuyos  vertidos  tuvieron  lugar  en  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento  (éste  último  tributario del primero) cuando los caudales circulantes eran mínimos.   Con los ensayos de trazadores se pretendía demostrar la posible conexión entre los  puntos de inyección y los manantiales, determinar las áreas de recarga y en su caso las zonas  de descarga y precisar las relaciones entre las aguas superficiales y las aguas subterráneas.  Los  resultados  obtenidos,  además,  han proporcionado  información hidrodinámica  de  gran  interés, particularmente sobre las velocidades de flujo del agua subterránea.  El control de  la  fluorescencia artificial de  las aguas se efectuó mediante  la recogida  de muestras y a partir de un equipo de registro continuo de este parámetro, mientras que en  el ensayo con NaCl, se registró la conductividad eléctrica del agua cada hora (744 medidas),  con  un  conductivímetro  dotado  de  unidad  de  almacenamiento  de  datos.  El  muestreo  fue  manual y automatizado (tomamuestras automático). Las muestras de aguas se tomaron en  manantiales,  ríos  y  arroyos  en  frascos  de  topacio  (vidrio  semiopaco)  de  60  ml,  que  inmediatamente  se  aislaron  de  la  luz  solar  y  se  conservaron  en  lugares  frescos,  secos  y  ‐ 13 ‐ oscuros para su posterior análisis. Esto evitó, en gran medida,  la pérdida de concentración  de  trazador  fluorescente  (sustancia  orgánica)  de  las  aguas  como  consecuencia  de  los  procesos de fotodegradación y de la actividad microbiana. En total, se tomaron 346 muestras  de agua. El registro continuo de la concentración de trazador se llevó a cabo con la ayuda de  un  fluorímetro  portátil  GGUN  FL30,  patentado  por  la  Universidad  de  Neuchâtel  (Suiza)  y  fabricado  por  la  compañía  ALBILIA  SARL.  La  periodicidad  de  medida  fue  de  10 min  y  el  número de medidas obtenidas 8.742.    1.4.2  Trabajos de laboratorio    Las  labores desempeñadas en el  laboratorio consistieron en  los  análisis químicos e  isotópicos  de  las  muestras  de  agua  recogidas  en  el  campo.  Dichas  determinaciones,  realizadas principalmente en el  laboratorio de Hidrogeología de  la Universidad de Málaga,  han consistido en el análisis de elementos mayoritarios y del carbono orgánico total (COT) y  en  la  determinación  de  la  fluorescencia  natural  y  artificial  (ensayos  de  trazadores).  Los  análisis isotópicos de la molécula del agua (δ18P O y δ2P P HP ) se han realizado en el laboratorio del  Institut für Hydrologie de la Universidad de Friburgo (Alemania).     1.4.2.1  Análisis químicos    A continuación se describen brevemente los aspectos metodológicos de las técnicas  analíticas:   A. Elementos mayoritarios. Se han obtenido las concentraciones, expresadas en mg/l, de  los principales cationes (Na+ + +2P PPP , KP , CaP  y Mg+2)PP  y aniones (F‐ ‐PP , Cl ,PP  NO3‐ ‐2PB PB  y SO PB4BP ) disueltos  en  las  aguas, mediante  cromatografía  iónica de alta presión. El  equipo utilizado ha  sido  un  cromatógrafo  de  la  marca  METROHM  modelo  792  BASIC  IC  con  automuestreador, cuya precisión de medida es del orden de 0,1 mg/l. Previamente a  la  inyección de  las muestras en el  circuito del  analizador,  se  filtraron con papel de  filtro  MILLIPORE  de  0,45  μm.  Las  columnas  utilizadas  han  sido  los  modelos  METROSEP C250 (análisis de cationes) y METROSEP ASSUP (aniones).   La  alcalinidad  total del  agua  (TAC),  en este  caso  equiparable  a  la  concentración de  bicarbonatos  (HCO B3‐ PPB ),  se  ha  determinado  por  volumetría,  debido  a  la  naturaleza  carbonática del eluyente utilizado en el cromatógrafo iónico. El análisis consistió en  la adición de H2B BSO4B  B 0,02 N a 50 ml de muestra, hasta alcanzar un pH de 4,45.  Los análisis de iones mayoritarios y la valoración de la alcalinidad se realizaron tan  pronto como  fue posible, en  la mayoría de  las muestras antes de dos días desde  la  ‐ 14 ‐ Capítulo 1: Introducción  recogida.  Los  cationes  se  analizaron  prioritariamente,  dada  la  tendencia  de  las  especies carbonáticas a precipitar en el interior de la botella.   B. Carbono  orgánico  total  (COT).  Este  parámetro  hidroquímico  se  ha  medido  en  un  analizador de carbono de la marca SHIMADZU y modelo TOC‐VCB SN.B  El procedimiento  analítico consiste en la combustión de la muestra de agua, a una temperatura de 900  ºC para eliminar  la  fracción orgánica de C, y posterior acidificación mediante HCl 2  M,  con objeto de atacar al  carbono  inorgánico. Al  final de cada etapa se  libera CO2B B,  cuya  concentración  se  mide  en  un  detector  de  infrarrojos.  El  contenido  de  CO2B  B resultante en ambos procesos  corresponde al  carbono  total del  agua, por  lo que  la  fracción  orgánica  será  el  resultado  de  restar  a  este  valor  la  concentración  de  CO2B B  medida tras la acidificación de la muestra (2ª fase). Los análisis se llevaron a cabo en  un  plazo  anterior  a  los  dos  días  siguientes  al  muestreo.  El  error  analítico  proporcionado por el equipo fue de 0,05 mg/l.    1.4.2.2  Determinaciones espectrofluorométricas    La  propiedad  intrínseca  de  la  materia  orgánica  de  emitir  fluorescencia  de  forma  natural  permite  su  fácil  detección  meditante  el  uso  de  técnicas  espectroflourométricas  (Coble, 1996). La  fluorescencia de  la materia orgánica disuelta en el  agua, así  como de  los  compuestos  orgánicos  (artificiales)  que  constituyen  los  trazadores  fluorescentes,  se  ha  analizado mediante  un  espectrofluorímetro  de  la  marca  PERKIN  ELMER  y modelo  LS‐55,  cuyo  funcionamiento  se  ha  controlado  con  el  software  específico  FLWINLAB.  Este  procedimiento genera una matriz de longitudes de onda de emisión (λem)‐excitación (λex) ‐ MEE‐  (Fig.  1.5),  en  la  que  se  reconocen  las marcas  características  de  los  compuestos  que  emiten intensidades variables de fluorescencia tras ser excitados por una fuente energética  (lumínica).  En  sistemas naturales  (no  contaminados),  las propiedades  fluorescentes de  las  aguas se deben a un conjunto específico de sustancias orgánicas e inorgánicas, entre las que  destacan  los  ácidos  húmicos  y  fúlvicos  y  diversos  grupos  de  aminoácidos  (Baker  y  Genty,  1999), que proceden fundamentalmente de la descomposición de las plantas, degradación de  desechos y restos animales y de la actividad microbiológica en el suelo. Estos componentes  orgánicos  tienen asociados picos de  intensidad de  fluorescencia característicos en  las MEE  (Fig. 1.5). Más concretamente, en las aguas subterráneas drenadas por acuíferos kársticos se  diferencian los siguientes máximos de intensidad de fluorescencia (Senesi et al., 1991; Coble,  1996; Baker y Genty, 1999; Hudson et al., 2008;  Blondel, 2008; Mudarra et al., 2011):  Pico A (ácidos húmicos y proteínas): 220 < λ Bex B <  260 nm; 400 < λeB mB < 450 nm  Pico B (tirosina): 210 < λeB x B < 230 nm; 305 < λeB mB < 320 nm  ‐ 15 ‐ Pico C (ácidos fúlvicos): 300 < λeB x B < 350 nm; 400 < λ Bem B < 460 nm  Pico T1 (aminoácidos tipo triptófano): 270 < λ Bex B < 295 nm; 330 < λeB m B < 380 nm  Pico T2 (aminoácidos tipo triptófano): 210 < λ Bex B < 240 nm; 330 < λ BemB < 380 nm      Figura 1.5. Matriz de excitación­emisión (MEE), generada a partir de técnicas espectrofluorométricas, en la que se  reconocen  los  picos  de  intensidad máxima  de  fluorescencia  detectados  comúnmente  en  las  aguas  subterráneas  procedentes de acuíferos carbonáticos (tomado de Mudarra, 2012).    El análisis de la intensidad máxima de fluorescencia, su localización en las MEE y la  relación  entre  los picos  anteriormente descritos  permiten  la  caracterización de  la materia  orgánica disuelta en las aguas subterráneas, así como de las aguas superficiales relacionadas  con aquéllas.  Para la determinación de la fluorescencia natural de las aguas se diseñó un programa  de medida consistente en el escaneado simultáneo de longitudes de onda de excitación (λeB x B)  y emisión  (λ BemB)  comprendidas,  respectivamente,  entre 200 y 350 nm y 250 y 550 nm, con  intervalos de 5 nm. En ambos tipos de barrido, el slit fue de 5 nm y la velocidad de escaneado  de  500  nm/min.  La  intensidad  de  fluorescencia  ha  sido  expresada  en  unidades  Ramman  (u.R.), normalizadas a 29,5 ± 2,3 unidades de intensidad media, características del equipo de  medida (arbitraria). Los análisis de fluorescencia natural se han efectuado en un período de  tiempo similar al del resto de determinaciones (antes de aproximadamente 2‐3 días).  El procedimiento de detección de trazadores fluorescentes y medida de la intensidad  de  fluorescencia  (artificial)  de  las  aguas  se  ha  particularizado  en  función  de  la  sustancia  disuelta  en  el  agua,  ya  que  cada  una  aparece  a  una  longitud  de  onda  determinada.  Se  ha  utilizado  un  módulo  específico  denominado  PEAK  HEIGHT,  compatible  con  el  software  principal.  En  los  últimos  ensayos  de  trazadores  realizados,  en  los  que  se  utilizaron  ‐ 16 ‐ Capítulo 1: Introducción  fluorímetros  portátiles  de  registro  continuo,  los  análisis  de  laboratorio  han  servido  para  contrastar la correcta calibración de estos dispositivos.  Las sustancias fluorescentes utilizadas en los ensayos de trazadores (Käss, 1998) y la  longitud de onda a la que se detectan son: a) uranina (CAS RN518‐47‐8) a 490 nm, b) eosina  (CAS  RN17372‐87‐1)  a  515  nm,  c)  sulforrodamina  B  (CAS  RN3520‐42‐1)  a  560  nm  y  d)  piranina  (CAS RN6358‐69‐6)  a 407‐460 nm. En ninguna de  las pruebas  realizadas ha  sido  necesaria la separación analítica de las curvas de trazadores, práctica habitual en el caso de  la  aparición  simultánea  de  uranina  y  eosina  ‐con  longitudes  de  onda  parecidas‐  en  una  misma muestra. Los límites de detección de los trazadores fueron del orden de 10‐3P  P μg/l para  la uranina y de 10‐2 PP  μg/l para el resto de sustancias utilizadas.    1.4.2.3  Análisis de isótopos ambientales    Los  valores  de  δ18 2PP O  y  δ PP H  de  las  muestras  de  agua  han  sido  medidos  con  un  analizador  isotópico  compacto de  la marca PICARRO  (Sunnyvale CA, USA) y modelo CRDS  L1102‐i  con  automuestreador,  idéntico  al  descrito  por  Gupta  et  al.  (2009).  Para  el  post‐ procesado de  los datos originales  se ha utilizado el  software CHEMCORRECT desarrollado  por la propia compañía suministradora del equipo. Se ha aplicado una secuencia de medida  en la que se alternaban series de muestras y patrones de calibración (generalmente 3) para  corregir la deriva inducida por el propio dispositivo. El análisis de las muestras consistió en  la realización de 6 medidas de ambos parámetros, de las que se desestimaron las 3 primeras  con el objetivo de eliminar el “efecto memoria”. El valor medio de las 3 últimas medidas se  consideró como correcto. Los datos obtenidos se refirieron a los estándares internacionales  (V‐SMOW, Viena Standard Mean Ocean Water), proporcionados por la Agencia Internacional  de la Energía Atómica (AIEA). La precisión de las medidas es de ±0,1 ‰ para δ18 PP O y ±1 ‰  para δ2 PP H.    1.4.3  Trabajos de gabinete  1.4.3.1 Recopilación bibliográfica    Esta labor ha consistido en la búsqueda de trabajos de investigación científica (actas,  comunicaciones, artículos, libros, atlas, etc.) relacionados con el tema de la Tesis Doctoral y  con  la  Hidrogeología  Kárstica  en  general.  La  recopilación  de  dichos  documentos  ha  sido  posible gracias al Servicio de Publicaciones Científicas de la Universidad de Málaga. Se han  consultado  preferentemente  trabajos  sobre  hidrogeoquímica,  hidrología  isotópica,  ‐ 17 ‐ trazadores  naturales  de  infiltración  y  trazadores  artificiales.  Otra  fuente  de  información  importante  han  sido  las  tesis  doctorales,  libros  y manuales  de  ámbito  general  que  versan  sobre la investigación de acuíferos carbonáticos.  En  relación  con  el  área  de  estudio,  se  han  recopilado  las  publicaciones  que  hacen  referencia  a  sus  características  geológicas,  geofísicas  e  hidrogeológicas  generales,  además   de  trabajos de  investigación e  informes  técnicos, proporcionados por el Servicio Geológico  de  Obras  Públicas  (SGOP),  la  Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA),  el  Instituto  Geológico  y  Minero  (IGME),  la  Diputación  provincial  de  Málaga (DPM) y los ayuntamientos.    1.4.3.2  Recopilación de datos meteorológicos e hidrogeológicos    Se han recopilado datos de precipitación y temperatura del aire de 22 estaciones de  medida  (11  pluviométricas  y  11  termopluviométricas)  existentes  en  el  área  de  estudio  y  alrededores, que han sido facilitados fundamentalmente por la DHCMA. Esta información se  ha  completado  con  el  registro  de  datos  meteorológicos  del  pluviógrafo  y  la  estación  meteorológica automática, instalados en el marco de la presente investigación.   La  información hidrogeológica suministrada por el  IGME y  la DHCMA ha consistido  en series de datos de caudal de los principales manantiales del área de estudio y de niveles  de  piezómetros  en  sondeos.  Se  dispone  de  series  históricas  de  caudales  de  los  siguientes  manantiales  (véase  su  situación  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto):  Fuensanta  (M‐12),  Hierbabuena  (M‐14),  El  Burgo  (M‐15),  Ventilla  (M‐16),  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  Fuentezuela  (M‐23),  Carrizal  (M‐24),  Cañamero  (M‐26)  y  Torrox  (M‐27).  Estas  series  de  datos puntuales presentan diferentes longitudes, de 7 a 26 años, y periodicidades, desde 2‐3  medidas por año a aforos mensuales‐bimensuales.  Los  registros  piezométricos  disponibles  corresponden  a  sondeos  y  piezómetros  ubicados en la parte septentrional del área de estudio (véase mapa hidrogeológico adjunto):  Palomeras‐1,  ‐2  y  ‐3  (P‐8,  P‐6  y  P‐7),  Serrato‐2  (P‐10)  y  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9)  en  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco;  Venta  del  Cordobés  (P‐11),  en  el  Cerro  de  Matagayar; y Peñarrubia  (P‐12),  en  la  sierra homónima. Las series de datos piezométricos  son más cortas (12 años), aunque continuas, y cuentan con medidas mensuales.            ‐ 18 ‐ Capítulo 1: Introducción  1.4.3.3  Análisis y tratamiento de los datos  1.4.3.3.1 UClimatología y balance hidrogeológico  Las  series  de  datos  de  precipitación  y  temperatura  del  aire  han  sido  completadas  mediante regresión lineal, previa selección de las estaciones de medida tipo (más completas  y,  por  tanto,  con  una  mayor  representatividad).  Posteriormente,  se  ha  procedido  a  la  corrección de posibles errores. El análisis espacial de la precipitación se ha llevado a cabo a  partir  de  la  elaboración  de  mapas  de  isoyetas  para  diferentes  períodos  de  tiempo.  La  caracterización  climática  del  área  de  estudio  se  ha  completado  con  el  análisis  de  la  distribución temporal de la pluviometría.  En  el  balance  hidrogeológico  de  los  acuíferos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda,  la  recarga se ha estimado a partir de los métodos de Thorntwaite (1948) y Kessler (1963). El  tratamiento de  las series  temporales de precipitación y de  temperatura del aire, necesario  para  el  cálculo  de  la  evapotranspiración  real  (ETR),  se  ha  realizado  con  el  programa  informático  TRASERO  2.0  (Padilla  et  al.,  2011).  Finalmente,  el  análisis  de  la  distribución  espacial  de  la  recarga  y  de  la  estimación  de  la  recarga  específica  en  los  acuíferos  carbonáticos  estudiados  se  ha  hecho  con  el  método  APLIS  (IGME‐GHUMA,  2003;  Marín,  2009).    1.4.3.3.2 Datos hidrodinámicos  El  tratamiento  de  los  datos  hidrodinámicos  ha  consistido  en  el  análisis  de  hidrogramas y en el análisis estadístico de los valores de caudal.  El  estudio  de  la  variación  temporal  del  caudal  ha  permitido  caracterizar,  desde  el  punto de vista cualitativo (morfología) y semicuantitativo (tiempos de crecida y de base), las  respuestas hidrodinámicas de  los principales manantiales y ríos considerados. También se  ha analizado la evolución temporal de las series de niveles piezométricos de los sondeos.  Se  han  calculado  los  principales  parámetros  estadísticos  del  registro  de  caudales  (valores  mínimo,  medio  y  máximo,  relación  Q Bmáx/B Q BmínB  y  coeficiente  de  variación)  con  la  intención  de  comparar  el  comportamiento  hidrodinámico  de  los  manantiales  y  de  los  acuíferos investigados. Por otro lado, el análisis de caudales clasificados ha sido aplicado a la  serie continua de datos de caudal del manantial de Cañamero (M‐26, véase su situación en el  mapa hidrogeológico adjunto). Este tratamiento estadístico permite analizar el porcentaje de  días  en  los  que  un  caudal  determinado  tiene  un  valor  igual  o  inferior  a  uno  dado.  Así,  se  puede determinar la regularidad o irregularidad de los caudales de un manantial, es decir, la  frecuencia  con  la que  se presenta un determinado caudal  (Custodio y Llamas, 1983).  Si  se  ‐ 19 ‐ divide  esta  frecuencia  por  el  número  de  días  considerado  se  obtiene  la  probabilidad  de  ocurrencia de un caudal cualquiera.  En esta investigación se ha aplicado el análisis de la curva de recesión propuesto por  Mangin (1970, 1975) para el estudio de manantiales kársticos. Dicha curva puede dividirse  en dos  tramos, decrecida y agotamiento, que se ajustan a dos  funciones matemáticas. Este  autor planteó dos parámetros para la clasificación y comparación de sistemas kársticos, i y k  (Fig.  1.6).  El  primero  permite  caracterizar  la  manera  con  que  se  produce  la  decrecida,  mientras que el segundo está relacionado con la capacidad de regulación y la importancia de  la  zona  saturada  del  sistema  durante  el  agotamiento.  La  clasificación  hidrodinámica  de  acuíferos  carbonáticos  propuesta  por  Mangin,  teniendo  en  cuenta  los  valores  de  cada  parámetro por separado y ambos conjuntamente, se resume en la figura 1.6.    U          Figura 1.6. Clasificación propuesta por Mangin (1970, 1975) para el estudio de acuíferos kársticos: parámetro i (A),  parámetro k (B) y parámetros i­k (C). ZNS: zona no saturada.     1.4.3.3.3 Parámetros hidroquímicos  La  composición química de  las  aguas,  tanto  subterráneas  como superficiales,  se ha  representado  a  partir  de  diagramas  de  Piper,  que  han  permitido  caracterizar  las  facies  hidroquímicas e inferir procesos de mezcla, evoluciones hidrogeoquímicas, etc. Este tipo de  gráficos se ha confeccionado con el programa informático DIAGRAMMES, desarrollado por R.  Simler,  del  Laboratorio  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Avignon  (Francia).  Para  ‐ 20 ‐ Capítulo 1: Introducción  contrastar  la validez de  los análisis químicos de componentes mayoritarios en este tipo de  aguas, se ha tenido en cuenta un error analítico del 5 %, a partir del cual se han repetido las  determinaciones.  Se  han  calculado  los  parámetros  estadísticos  elementales  a  partir  de  medidas  puntuales y,  en  su  caso, de  registros  continuos de  la  conductividad eléctrica,  temperatura,  pH y de los principales componentes hidroquímicos de las aguas. El coeficiente de variación  (cv,  en  %)  permite  estimar  la  variabilidad  hidroquímica  de  las  aguas  drenadas  por  manantiales y cauces superficiales y, por tanto, el grado de desarrollo de la karstificación.  Shuster  y  White  (1971)  propusieron  el  uso  del  coeficiente  de  variación  de  parámetros  hidrogeológicos,  como  la  dureza  total  (Fig.  1.7A)  y  la  temperatura  del  agua.  Según estos autores, las aguas con valores de cv inferiores a 5 % de la dureza total del agua  corresponderían  a  acuífero  de  flujo  difuso,  mientras  que  si  este  valor  supera  el  10 %,  el  drenaje correspondería a sistemas de flujo por conductos.      Figura 1.7. Ejemplos de análisis estadísticos aplicados a parámetros hidroquímicos.  (A) Uso de  la variación de  la  dureza total propuesto por Shuster y White (1971). (B) Análisis de la distribución de curvas de frecuencia (CDF) de  la conductividad eléctrica (Bakalowicz, 1977). (C) Metodología desarrollada por Massei et al. (2007), basada en la  interpretación  cuantitativa  de  la  CDF  (descomposición  del  histograma  en  curvas  individuales  de  distribución  normal).      Posteriormente,  Bakalowicz  (1977)  demostró  que  el  coeficiente  de  variación  de  parámetros  hidroquímicos  no  era  apropiado  para  la  caracterización  de  acuíferos  carbonáticos y, en su lugar, propuso el análisis de la distribución de las curvas de frecuencia  (CDF) de los valores de conductividad eléctrica del agua de manantiales kársticos (Fig. 1.7B).  La interpretación de este tipo de curvas es la siguiente (Bakalowicz, 1979; Mudry, 1987): si  la morfología es de tipo unimodal (un tipo de agua participa mayoritariamente) y presenta  poco  rango  de  variación,  la  respuesta  se  debe  a  una  homogeneización  hidroquímica  generalizada,  lo  que  indica  un bajo  desarrollo  de  la  karstificación;  sin  embargo,  curvas  de  frecuencias  plurimodales,  con  cierto  rango  de  variación,  son  indicativas  de  una  elevada  variabilidad  hidroquímica  y,  por  tanto,  de  una  mayor  jerarquización  del  drenaje  kárstico  (sistema de flujo por conductos).   ‐ 21 ‐ Más recientemente, Massei et al. (2007) han desarrollado una metodología basada en  la interpretación cuantitativa de la CDF de la conductividad eléctrica (Fig. 1.7C), que da una  idea de los tipos de agua que contribuyen al flujo de los manantiales, al mismo tiempo que  permite  mejorar  la  comprensión  sobre  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  los  sistemas  acuíferos. Así, las CDF correspondientes a cada año hidrológico han sido descompuestas en  modas  de  distribución  normal  (véase  el  ejemplo  de  la  figura  1.7C),  asociadas  a  un  determinado  tipo de  agua,  con una  composición química  característica. Este  análisis  se ha  aplicado  a  los  registros  continuos  de  conductividad  eléctrica  (los  más  completos)  de  las  surgencias  de  El  Burgo  (M‐15,  véase  situación  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto)  y  de  Cañamero (M‐26). El ajuste matemático de  la distribución de probabilidad (envolvente del  gráfico de frecuencias) y su separación en modas individuales, ha sido posible con la ayuda  del programa PEAKFIT (SPSS, AISN Software Inc.).  Las  evoluciones  hidrodinámicas,  hidrotérmicas  e  hidroquímicas  (conductividad  eléctrica, elementos mayoritarios y COT) registradas en los manantiales se han representado  frente  a  las  precipitaciones  para  intentar  caracterizar  los  procesos  hidrogeológicos  (infiltración,  mezcla,  disolución/precipitación,  etc.)  responsables  de  las  variaciones  de  la  composición  química  de  las  aguas.  Con  objeto  de  reforzar  las  interpretaciones  de  las  evoluciones  temporales  del  conjunto  de  respuestas  naturales,  se  ha  llevado  un  análisis  estadístico multivariante de componentes principales (ACP), método éste de gran aplicación  en investigaciones hidrogeológicas (Bakalowicz, 1979; Mudry y Blavoux, 1986), así como en  otras  disciplinas  científicas.  Dicho  tratamiento  permite  reducir  considerablemente  la  varianza  de  la  información  de  partida mediante  el  análisis  de  correlación  estadística  y  la  resolución  de  sistemas  de  ecuaciones  lineales  (Melloul  y  Collin,  1992).  Los  resultados  obtenidos,  son  explicados  por  factores  o  componentes  principales,  que  se  representan  en  gráficos bidimensionales para  facilitar  la  interpretación de las relaciones estadísticas entre  los conjuntos de variables y de muestras. En la presente investigación, se ha aplicado el ACP  a  las  series  de  datos  hidroquímicos  de  manantiales,  sondeos,  ríos  y  arroyos  mediante  el  software específico XLSTAT v.7.5.2 (ADDINSOFT), con el propósito de caracterizar, desde el  punto de  vista  hidrogeológico,  los  diferentes  tipos  de  flujos  que  circulan por  los  acuíferos  carbonáticos en función de las condiciones hidrodinámicas (Lastennet y Mudry, 1996). Por  otro lado, el modelo de mezcla de aguas propuesto por Christophersen y Hooper (1992) se  ha  aplicado  a  los  datos  hidroquímicos  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12,  véase  su  situación en el mapa hidrogeológico adjunto). En este caso, se han identificado los factores  (componentes  de  mezcla)  más  importantes,  que  explican  las  características  químicas  del  agua  de  la  surgencia.  Dichos  factores  se  han  utilizado  para  estimar  las  proporciones  de  mezcla entre los diferentes tipos de aguas que participan en la descarga del manantial.    ‐ 22 ‐ Capítulo 1: Introducción  Entre los métodos de estudio anteriormente mencionados, el análisis temporal de los  datos y su tratamiento estadístico han sido aplicados a la fluorescencia natural y artificial de  las aguas.  La aplicación de técnicas de modelización hidrogeoquímica ha permitido calcular los  valores  de  los  principales  parámetros  del  sistema  calcocarbónico  de  las  aguas,  presión  parcial de CO B2 B (logPCB O2)B  e índices de saturación en calcita (IS BCAL)B  y dolomita (IS BDOL B) a partir de  los  códigos  de  especiación  química  EQ3/6  v7.2  y  EQ3NR  (Wolery,  1992).  El  método  hidrogeoquímico ha sido utilizado, además, para cuantificar las relaciones molares teóricas  en  las  reacciones  de  precipitación/disolución  más  significativas  que  tienen  lugar  comúnmente en los acuíferos carbonáticos. Esto ha sido posible mediante simulación directa  con  el  programa  PHREEQC  v.2.17  (Parkhurst  y  Appelo,  1999).  Por  su  parte,  la  masa  de  solutos transferida a lo largo de las principales líneas de flujo de los acuíferos de las sierras  de los Merinos, Colorado y Carrasco ha sido cuantificada (método inverso) mediante el uso  del paquete informático NETPATH XL (Plummer et al., 1994).    1.4.3.3.4 UComposición isotópica  Los valores de δ18 PP O y δ2 PP H de las aguas han sido representados en diagramas x‐y junto  a las líneas meteóricas Local (determinada a partir de la composición isotópica del agua de  lluvia  lcoal),  Global  y  del Mediterráneo  occidental,  con  objeto  de:  determinar  los  posibles  orígenes de los frentes nubosos (aguas de lluvia), llevar a cabo una caracterización isotópica  general  (aguas  subterráneas  y  superficiales)  teniendo  en  cuenta  las  condiciones  hidrodinámicas  y  detectar  posibles  procesos  de  fraccionamiento  isotópico  debidos  a  la  evaporación  y  al  intercambio  con  el  medio.  Para  precisar  la  procedencia  de  las  precipitaciones, se ha calculado el exceso en deuterio (d) en todas las muestras de agua.  El análisis comparativo de la variabilidad de los valores isotópicos (δ18PP O y δ2 PP H) de las  aguas  drenadas  por  los  principales manantiales  del  área  de  estudio  se  ha  llevado  a  cabo  mediante la determinación de parámetros estadísticos, entre los que destacan la desviación  estándar (σ) y el coeficiente de variación (cv, en %). El grado de heterogeneidad del sistema  (mayor o menor capacidad de homogeneizar la señal de entrada) y el comportamiento de los  acuíferos  drenados  por  las  surgencias  (flujo  por  conductos  frente  a  flujo  difuso)  se  ha  inferido a partir de  la  interpretación de  las curvas de  frecuencias de  los valores de ambos  isótopos (Bakalowicz, 1979).   La evolución temporal de la composición isotópica de las aguas ha permitido conocer  el  efecto  de  la  recarga  en  el  flujo  de  los  manantiales  y  la  contribución  a  este  último  (aproximación  cualitativa)  de  las  aguas  de  recarga  y  de  las  aguas  almacenadas  en  los  ‐ 23 ‐ acuíferos.  Finalmente,  se  ha  efectuado  la  regresión  lineal  entre  los  valores  medios  ponderados de δ18 PP O de las aguas de los manantiales y la altitud de recarga estimada para los  mismos (gradiente altitudinal).      1.4.3.4  Elaboración de tablas, gráficos, figuras y mapas     La  gestión  y  almacenamiento  de  la  información  numérica  generada  durante  la  investigación  y  la  edición  de  tablas  se  han  realizado  a  partir  de  hojas  de  cálculo  de  tipo  MICROSOFT EXCEL. Los datos hidrogeológicos  se han exportado al  programa ORIGIN PRO  (ORIGINLAB CORPORATION) para diseñar y elaborar los gráficos, cuyo tratamiento final se  ha  llevado  a  cabo  con  el  software  CORELDRAW  X3  (COREL  CORPORATION).  Los  datos  espaciales han  sido georreferenciados y organizados en  capas  (denominadas  comúnmente  rasters y shapes) mediante Sistemas de Información Geográfica (SIG). La edición de mapas y  figuras de ámbito espacial se ha efectuado con el paquete informático ARCGIS 9.3 (ESRI). En  todos se ha tenido en cuenta el Modelo Digital del Terreno de Andalucía a escala 1:20.000, de  los años 2001 y 2002 (cuyo píxel unitario representa unas dimensiones reales de 10 x 10 m),  como base topográfica principal.    1.4.3.5  Redacción de la Memoria de la Tesis Doctoral    El  presente  manuscrito  está  estructurado  en  tres  bloques  principales.  El  primero,  precedido  por  un  resumen  (en  castellano  e  inglés)  del  trabajo  de  investigación,  consta  de  cuatro  capítulos:  introducción,  contexto  geológico,  climatología  y  características  generales  del área de estudio.   En el segundo bloque se analizan los aspectos hidrogeológicos más relevantes de la  Serranía  oriental  de Ronda.  Consta  de  tres  capítulos,  que  corresponden  a  las  tres  grandes  zonas diferenciadas:  zona meridional  (acuíferos de  las  sierras  de Hidalga  y Blanquilla  y  el  sistema hidrológico de la Fuensanta), zona noroccidental (sierras de los Merinos, Colorado y  Carrasco) y zona nororiental (Sierra de Ortegícar y Cerro de Matagayar y sierras de Teba y  Peñarrubia).  El  último  capítulo  de  este  bloque  se  dedica  al  balance  hidrogeológico  de  los  acuíferos carbonáticos estudiados.  En el tercer bloque se exponen las conclusiones derivadas de la investigación, que se  desglosan, por un lado, en los principales resultados obtenidos y, por otro, en la aplicabilidad  de  los  métodos  de  investigación.  A  continuación  se  presenta  el  listado  de  referencias  bibliográficas. Los anexos corresponden a publicaciones científicas incluidas en revistas del  Science Citation Index (anexos 1, 2 y 3) y a un capítulo de libro internacional (anexo 4), que  ‐ 24 ‐ Capítulo 1: Introducción  constituyen  algunos  de  los  resultados más  relevantes  obtenidos  durante  la  realización  de  esta  Tesis  Doctoral.  Como  información  adicional,  se  adjuntan  los  mapas  geológico  e  hidrogeológico y una completa serie de cortes geológicos de la Serranía oriental de Ronda.                                                                    ‐ 25 ‐               ‐ 26 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  2. CONTEXTO GEOLÓGICO  2.1 GEOLOGÍA  2.1.1. Introducción  El  área  de  estudio  se  localiza  en  el  tercio  occidental  de  la  Cordillera  Bética,  inmediatamente al N del contacto entre las zonas Externas e Internas (Fig. 2.1). Las unidades  geológicas que constituyen  la Serranía oriental de Ronda pertenecen al dominio Subbético  Interno  occidental  o  Penibético  (Martín‐Algarra,  1987),  incluido  en  la  Zona  Externa  de  la  cadena alpina.      Figura  2.1.  Contexto  geográfico  y  geológico  del  área  de  estudio  (recuadro  negro),  y  principales  unidades  estructurales que constituyen la Cordillera Bética (tomado de Vera, 2004).    2.1.2 Antecedentes    Se han publicado numerosos trabajos sobre la geología de la parte más occidental de  la Cordillera Bética y, particularmente, del sector que ocupa la Serranía de Ronda. Destacan  las  contribuciones  científicas  de Blumenthal  (1928,  1933), Dürr  (1963)  y Bourgois  (1973,  1978),  quienes  estudiaron  de  forma  sistemática  los  aspectos  estratigráficos,  tectónicos  y  paleogeográficos de las unidades situadas entre la Zona Interna y Zona Externa de la parte  occidental de la cordillera (provincia de Málaga y la parte oriental de la de Cádiz).  ‐ 27 ‐ Cruz  Sanjulián  (1974)  realizó  la  cartografía  geológica,  estratigrafía  y  estructura  geológica en la parte septentrional de la Serranía de Ronda, concretamente en los sectores  que ocupan las sierras de Teba, Peñarrubia, Colorado y Carrasco.  Martín‐Algarra  (1987)  llevó  a  cabo  una  completa  caracterización  geológica  del  dominio  Subbético  Interno  occidental,  de  acuerdo  con  sus  características  estratigráficas  y  paleogeográficas.  El  área  objeto  de  estudio  de  la  presente  investigación  comprende  una  serie  de  alineaciones montañosas subparalelas que, de SO a NE, corresponden a las sierras Hidalga,  Blanquilla,  Colorado,  Merinos,  Ortegícar,  Matagayar,  Teba  y  Peñarrubia  (mapa  geológico  adjunto). Estos macizos se relacionan espacialmente con otras unidades estructurales (Fig.  2.2), como se describe a continuación (Martín‐Algarra, 1987; Martín‐Algarra, 2008):  Hacia  el  O,  los  materiales  jurásicos  que  conforman  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado,  Carrasco  y  Blanquilla  se  disponen  en  contacto  con  la  cuenca  intramontañosa miocena constituida por la Depresión de Ronda.        Figura 2.2. Distribución espacial de los afloramientos del Subbético Interno occidental en el tercio occidental de la  Cordillera Bética y relaciones con otras unidades estructurales (tomado de Martín­Algarra, 2008).    Al  S  de  las  sierras  de  Hidalga  y  Blanquilla  y  del  contacto  entre  los  dos  grandes  dominios  geológicos  de  la  Cordillera  Bética  (Zona  Externa  y  Zona  Interna),  se  ‐ 28 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  localizan los relieves que comprenden la Zona Interna (Sierra de las Nieves en este  caso), junto con las denominadas Unidades Frontales.  Un  extenso  afloramiento  de  materiales  pertenecientes  al  Complejo  del  Flysch  del  Campo de Gibraltar cabalga sobre los materiales jurásicos y cretácicos del Subbético  Interno occidental o Penibético.    2.1.3 Estratigrafía  2.1.3.1 Subbético Interno occidental (Penibético)    Este  dominio  aflora  mayoritariamente  en  las  provincias  de  Cádiz  y  Málaga  y  comprende  la  unidad  paleogeográfica  y  tectónica  que  ocupa  la  posición  más  interna  del  sector  occidental  de  la  Zona  Externa  de  la  Cordillera  Bética  (Martín‐Algarra,  2008).  El  Subbético Interno occidental o Penibético presenta una estratigrafía bastante homogénea y  una estructura interna relativamente simple y continua. No obstante, se reconocen cambios  laterales  importantes  en  el  espesor  de  las  formaciones  geológicas  y  en  las  facies.  Dicho  dominio  está  formado  por  rocas  con  edades  comprendidas  entre  el  Triásico  y  el Mioceno  inferior  (Cruz‐  Sanjulián,  1974;  Martín‐Algarra,  1987),  que  se  agrupan  en  tres  grandes  conjuntos  litoestratigráficos.  De  más  antiguo  a  más  moderno,  son  los  siguientes  (mapa  geológico adjunto y Fig. 2.3):    Grupo Hidalga  Las  litologías  que  constituyen  este  grupo  son,  a  muro,  calizas,  margas  y  dolomías ‐a veces con textura carniolar‐ del Triásico medio (Muschelkalk) y, a techo,  una  alternancia  de  arcillas,  areniscas,  yesos  y  niveles  de  rocas  carbonáticas  del  Triásico superior (Keuper), de facies germano‐andaluza (Dürr, 1967). No se conoce  con  precisión  la  potencia  real  del  conjunto,  aunque  debe  ser  de  al  menos  200  m  (Martín‐Algarra, 1987; Fig. 2.3). Los afloramientos más extensos se encuentran en la  parte SO del área de estudio (mapa geológico adjunto), en la vertiente septentrional  de Sierra Hidalga y en el Valle de Lifa (Fig. 2.4A). En el resto de la zona, los materiales  triásicos apenas afloran y, en la mayoría de los casos, aparecen muy tectonizados, a  favor de fracturas principales.     ‐ 29 ‐   Figura 2.3. Columnas estratigráficas representativas del dominio Subbético Interno occidental en el área de estudio  (tomadas de Martín­Algarra, 1987).    Grupo Líbar  Está  constituido  fundamentalmente  por  litologías  calizo‐dolomíticas  del  Jurásico  (mapa  geológico  adjunto  y  Figs.  2.3  y  2.4),  aunque  también  incluye   materiales  del  Cretácico  inferior.  El  límite  superior  de  este  grupo  litoestratigráfico  coincide  con  una  importante  discontinuidad  estratigráfica  (paleokarst),  que  comprende casi  todo el Cretácico  inferior (García‐Cervigón et al., 1986‐7; Company  et al., 1982; Martín‐Algarra y Vera, 1996 y Martín‐Algarra, 2008; Figs. 2.3 y  2.4C). Se  trata de una secuencia sedimentaria de materiales carbonáticos de más de 500 m de  potencia.  Desde  el  punto  de  vista  estratigráfico,  se  divide  en  dos  formaciones  geológicas,  separadas  por  otra  discontinuidad  (Fig.  2.3):  i)  Formación  Endrinal,  ‐ 30 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  constituida  por  calizas  blancas  (calcarenitas  oolíticas  y  bioclásticas,  calizas  micríticas, brechas y arrecifes de coral) masivas, del Jurásico inferior‐medio, propias  de  ambientes de plataforma marina  somera;  y  ii) Formación Torcal,  formada por  calizas  nodulosas  del  Jurásico  superior‐Cretácico  inferior,  típicas  de  ambientes  marinos pelágicos moderadamente profundos. En el mapa geológico adjunto a esta  Memoria,  ambas  formaciones  se  agrupan  en  una  sola  (calizas  jurásicas)  para  simplificar  el  conjunto  litologías  jurásicas,  dado  el  enfoque  hidrogeológico  de  la  presente Tesis.     A B C D   Figura 2.4. (A) Afloramiento de arcillas versicolores con evaporitas del Triásico superior ­Keuper­ (Grupo Hidalga)  en el Valle de Lifa. (B) Macizo de calizas jurásicas de la parte alta de Sierra Hidalga, donde se pueden diferenciar las  formaciones Endrinal  (calizas masivas, en  la parte  inferior) y Torcal  (calizas nodulosas, en  la parte superior) del  Grupo Líbar. (C) Discontinuidad estratigráfica intracretácica, paleokarst, al NE del Cerro de Matagayar. (D) Detalle  de un afloramiento de margas y margocalizas cretácicas (Fm. Capas Rojas) del Grupo Espartina, en la carretera que  une las poblaciones de El Burgo y Ronda (A­366).    Las  dolomías  se  originaron  por  dolomitización  secundaria  durante  el  Cretácico  inferior  (Martín‐Algarra,  2008),  que  afectó  generalmente  a  los  niveles  estratigráficos más inferiores del Jurásico (Formación Endrinal). Se han diferenciado  en la cartografía geológica adjunta.   ‐ 31 ‐ • Grupo Espartina  En  este  grupo  se  incluyen  las  litologías  con  edades  comprendidas  entre  el  Cretácico  inferior  y  el  Mioceno  inferior  (mapa  geológico  adjunto  y  Fig.  2.3),  depositadas sobre la superficie de discontinuidad estratigráfica ‐paleokarst‐. Se trata  de margas  y margocalizas  de  colores  blanquecinos,  que  constituyen  la Formación  Capas  Blancas  del  Cretácico  medio,  y  de  colores  rojos‐asalmonados,  correspondientes  a  la  Formación  Capas  Rojas  del  Cretácico  superior‐Paleógeno  (Fig. 2.4D). En mapa geológico adjunto, estas dos formaciones se consideran un único  grupo  litológico:  margas  y  margocalizas  del  Cretácico.  No  obstante  y  de  forma  excepcional,  como  se  indicará  al  final  del  capítulo  5  de  esta  Memoria,  se  hace  referencia a litologías calizas margosas del Cretácico superior, correspondientes a los  materiales más calcáreos de la Formación Capas Rojas.    2.1.3.2 Complejo del Campo de Gibraltar      En  el  área  de  estudio  afloran  materiales  del  Flysch  del  Campo  de  Gibraltar  de  naturaleza arcillosa y areniscosa, con edades comprendidas entre el Cretácico y el Mioceno  inferior. La potencia de este conjunto puede llegar a ser de varios centenares de metros. La  distribución espacial de  los afloramientos de materiales  flyschoides en  la Serranía oriental  de  Ronda  varía  considerablemente  (mapa  geológico  adjunto).  Los  afloramientos  más  extensos  se  localizan  en  la  parte  nororiental  (Fig.  2.5A),  entre  las  sierras  de  Teba,  Peñarrubia, Ortegícar, Colorado y de Carrasco. En todos  los casos, se disponen cabalgantes  sobre los materiales mesozoicos, especialmente sobre las margocalizas cretácicas.     2.1.3.3 Depresión de Ronda    Esta  cuenca  sedimentaria  intramontañosa  constituye  una  unidad  geológica  independiente, que ocupa una gran superficie al NO de las sierras de los Merinos y Blanquilla  (mapa  geológico  adjunto  y  Fig.  2.5B).  La  Depresión  de  Ronda  está  formada  por  areniscas  calcáreas  bioclásticas,  conglomerados,  brechas  y  margas,  de  edad  Mioceno  superior,  que  pueden  alcanzar  una  potencia  conjunta  superior  a  1.000 m  hacia  el  interior  de  la  cuenca  sedimentaria. Las dataciones con microfauna realizadas por Serrano (1979) han permitido  diferenciar  varias  formaciones  en  el  relleno  detrítico.  Existen  cambios  de  facies  desde  los  bordes  hacia  el  depocentro  de  la  cuenca.  Los  depósitos  detríticos  groseros  (brechas  de  cantos calizos, conglomerados y calcarenitas) se encuentran en la parte oriental de la cuenca,  ‐ 32 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  al O del área de estudio, y pasan lateralmente a facies más finas (margas con intercalaciones  de areniscas y calcarenitas), hacia el centro de la misma.   Las calcarenitas miocenas fosilizan los materiales mesozoicos al NE de la ciudad de  Ronda (mapa geológico adjunto). El contacto discordante erosivo entre ambos complejos se  produce  a  lo  largo  del  limite  S  y  SE  de  la Depresión,  de  tal manera  que  las  sierras  de  los  Merinos, Colorado y Carrasco quedan cubiertas hacia el O por las formaciones detríticas.       A B Figura 2.5. (A) Relieves alomados desarrollados sobre  los materiales del Flysch del Campo de Gibraltar al N de  la  Sierra  de  Ortegícar.  (B)  Vista  de  la  Depresión  de  Ronda  (donde  predominan  los  terrenos  cultivados)  desde  la  vertiente N de Sierra Hidalga.    2.1.4 La estructura geológica  En  la  Serranía  oriental  de  Ronda,  la  estructura  geológica  de  los  materiales  del  Subbético  Interno  occidental  (o  Penibético)  está  definida  por  alineaciones montañosas  de  dirección  NE‐SO  (Fig.  2.2),  constituidas  por  pliegues  anticlinales  cuyos  núcleos  están  formados por materiales carbonáticos jurásicos y sinclinales que coinciden con depresiones  ocupadas  por  formaciones  margosas  cretácico‐terciarias  (Martín‐Algarra,  1987  y  2008).  Estas  estructuras  quedan  cubiertas,  al  SO,  por  materiales  miocenos  de  la  cuenca  sedimentaria  de  Ronda.  Los  materiales  carbonáticos  jurásicos  se  hunden  hacia  el  NE  y  reaparecen  mediante  estructuras  de  tipo  horst,  discontinuas  y  parcialmente  rotadas,  con  respecto  a  la  orientación que  se  observa  en  las principales  sierras  situadas  al  SO. Todo  el  conjunto mesozoico está cabalgado por el Complejo del Flysch del Campo de Gibraltar.   Para  examinar  en  detalle  las  características  estructurales  y  tectónicas  del  área  de  estudio, se han diferenciado tres zonas atendiendo, básicamente, a la disposición geográfica  de  los macizos carbonáticos (mapa geológico adjunto):  la zona meridional, que comprende  los macizos de las sierras de Hidalga y Blanquilla; la noroccidental, ocupada por las sierras  ‐ 33 ‐ de los Merinos, Colorado y Carrasco; y la zona nororiental, en la que se incluyen los relieves  de Ortegícar, Matagayar, Teba y Peñarrubia.    2.1.4.1  La  estructura  geológica  de  la  zona  meridional:  sierras  de  Hidalga y Blanquilla      La  estructura  geológica  de  esta  zona  queda  definida  por  una  sucesión  de  pliegues  anticlinales  y  sinclinales  (mapa  geológico  y  cortes  geológicos  D‐D´,  E‐E´,  F‐F´,  I‐I´  y  J‐J´  adjuntos), por lo general, en forma de cofre (Martín‐Algarra, 1987).     Las  calizas  y  dolomías  que  afloran  en  la  Sierra  Hidalga  constituyen  parte  de  la  charnela y el flanco meridional del pliegue anticlinal del Valle de Lifa, cuya dirección axial es  aproximadamente N45ºE. La estructura de Sierra Hidalga, con una ligera inmersión hacia el  NE  (mapa  geológico  y  corte  geológico  J‐J´  adjuntos),  limita,  al  SE,  con  un  pliegue  sinclinal  formado por margocalizas cretácicas y, al NE, con los materiales triásicos que afloran en el  núcleo  anticlinal  del  Valle  de  Lifa.  Estos  materiales,  que  constituyen  el  afloramiento  más  completo del Grupo Hidalga, separan cartográficamente las sierras de Hidalga y Blanquilla.   Hacia el N, las calizas y dolomías jurásicas de Sierra Hidalga aparecen afectadas por  fallas  subparalelas  al  eje  del  pliegue  anticlinal  (mapa  geológico  y  corte  geológico  F‐F´  adjuntos). Al S,  los carbonatos  jurásicos se ponen en contacto, generalmente estratigráfico,  con las margas y margocalizas cretácicas.   La  bóveda  anticlinal  de  Sierra  Hidalga,  con  estratos  subhorizontales  conforma  un  altiplano de notables dimensiones en  la parte alta de  la sierra. No obstante,  las numerosas  fallas normales e  inversas permiten el  afloramiento de  las arcillas  triásicas  con evaporitas  del núcleo de la estructura (mapa geológico adjunto).     La geometría de Sierra Blanquilla está definida por un pliegue anticlinal en forma de  cofre (mapa geológico y cortes geológicos D‐D´, E‐E´, F‐F´ e I‐I´ adjuntos), con dirección NE‐ SO e inmersión al NE. La estructura en anticlinal queda dividida longitudinalmente en varios  segmentos,  debido  a  la  presencia  de  fallas  orientadas  según  la  dirección  NNO‐SSE  y  de  afloramientos de arcillas triásicas con evaporitas. La compartimentación de Sierra Blanquilla  se hace más patente en el sector SO (mapa geológico y corte geológico I‐I´ adjuntos), puesto  que una orla de materiales arcillosos triásicos independiza cartográficamente el tercio más  occidental  del  resto  del  macizo.  Los  afloramientos  de  calizas  y  dolomías  del  borde  O  de  Sierra  Blanquilla constituyen el flanco septentrional del pliegue anticlinal del Valle de Lifa.   La estructura de Sierra Blanquilla está limitada, tanto al NO como al SE, por sendos  pliegues sinclinales ocupados por margas y margocalizas cretácicas (mapa geológico y cortes  geológicos D‐D´ y E‐E´ adjuntos). Los dos flancos del anticlinal están fuertemente fallados, en  ‐ 34 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  general, mediante una superficie de cabalgamiento, al N, y fallas normales subparalelas al eje  del pliegue anticlinal, al S.   Bourgois (1978) describió un ejemplo  ilustrativo del  intenso grado de deformación  de los pliegues en cofre en las proximidades del Cortijo de Añoreta, más concretamente en el  km 15,2 de la carretera A‐366, que une Ronda con El Burgo (Fig. 1.4 y mapa geológico y corte  geológico D‐D´ adjuntos). En este punto se observa la ruptura del flanco N del anticlinal de  Sierra  Blanquilla  ‐en  el  sector  del  Cerro  de  Juan  Pérez‐  mediante  una  superficie  de  cabalgamiento  casi  horizontal  que  permite  el  desplazamiento  de  las  calizas  jurásicas  subverticales sobre las margocalizas cretácicas (Fig. 2.6), las cuales terminan plegándose por  el  arrastre de  las primeras  sobre  las  segundas. En escasos metros,  las  capas  inclinadas de  calizas  jurásicas  pasan  a  tener  buzamientos  suaves  hacia  el  S,  a  medida  que  aparece  la  charnela del pliegue (estratificación casi horizontal).       Figura  2.6.  Ejemplo  de  plegamiento  y  fracturación  de  estructuras  geológicas  del  Subbético  Interno  occidental  o  Penibético: rotura del flanco N del anticlinal de Sierra Blanquilla mediante una superficie de cabalgamiento en  la  carretera El Burgo­Ronda (A­366, km 15,2).     La  estribación  más  septentrional  de  Sierra  Blanquilla,  el  Cerro  de  Juan  Pérez,  comprende un sector fuertemente tectonizado (mapa geológico y perfil geológico D‐D´ e I‐I´  adjuntos),  que  queda  delimitado  por  una  superficie  de  cabalgamiento,  hacia  el  NE,  y  de  retrocabalgamiento,  al  SO,  además  de  estar  afectados  por  sistemas  de  fallas  normales.  En  ‐ 35 ‐ este  sector,  la  estructura  original  (anticlinal  en  cofre)  muestra  un  elevado  grado  de  apretamiento, probablemente el mayor de toda el área de estudio.    2.1.4.2 La estructura geológica de  la zona noroccidental: sierras de  los Merinos, Colorado y Carrasco      Los  relieves  carbonáticos  que  ocupan  esta  parte  del  área  de  estudio  también  presentan una estructura geológica de pliegues anticlinales en  cofre con dirección NE‐SO e  inmersión hacia el NE (mapa geológico y perfiles geológicos D‐D´, E‐E´, G‐G´ y H‐H´ adjuntos),  similar  a  la  de  los macizos más meridionales.  Las  estructuras  anticlinales  están  separadas  por pliegues sinclinales en cuyos núcleos afloran fundamentalmente margas y margocalizas  cretácicas.   El pliegue anticlinal de  la Sierra de  los Merinos presenta una  amplia bóveda y una  dirección axial aproximada N45ºE (mapa geológico y cortes geológicos E‐E´ y H‐H´ adjuntos).  Dicha  estructura  está  limitada,  tanto  al  N  como  al  S,  por  superficies  de  falla  inversa,  que  separan las calizas jurásicas de las margas y margocalizas cretácicas, y hacia el SO, por una  discontinuidad angular y erosiva, a partir de la cual los materiales miocenos del relleno de la  Depresión de Ronda se disponen sobre la estructura plegada.   Las calizas y dolomías de la Sierra de los Merinos continúan en profundidad hacia el  NE,  por  debajo  de  las  margocalizas  cretácicas  (mapa  geológico  y  corte  geológico  H‐H´  adjuntos).  Prueba  de  ello,  son  los  afloramientos  calizos  (horst),  limitados  por  fallas  y  alineados  según  la  orientación  del  anticlinal,  que  se  observan  en medio  de  los materiales  cretácicos. Entre estas estructuras de tipo horst cabe citar la del Arroyo de Palomeras (corte  geológico H‐H´ adjunto),  con apenas 0,1 km2 de  superficie. Hacia el N,  las  calizas  jurásicas  conectan cartográficamente las sierras de los Merinos y de Colorado, mientras que al S, en el  área  de  las  Navetas,  los  materiales  carbonáticos  de  dichas  sierras  están  separados  por  afloramientos de arcillas triásicas con evaporitas del núcleo de la estructura anticlinal.   El  Cerro  de  los  Tercios  y  su  continuación  hacia  el  SO  (mapa  geológico  y  cortes  geológicos D‐D´ y G‐G´ adjuntos) constituyen un segundo pliegue anticlinal, el de la Sierra de  Colorado, cuyo eje, de dirección N30ºE, presenta una ligera inflexión, hacia el E, en la parte  más septentrional. La estructura principal se encuentra limitada al NO por sistemas de fallas  normales,  generalmente  subverticales,  que  se  prolongan  varios  kilómetros  hacia  el  SO,  paralelas  al  eje del  pliegue. Al  SE,  el  contacto de  las  calizas  jurásicas  con  las margocalizas  cretácicas es estratigráfico. Los estratos calizos están poco inclinados en la charnela, si bien  los buzamientos de mayor ángulo se aprecian en las inmediaciones del cierre periclinal del  pliegue (Cerro de los Tercios) y a lo largo de todo el flanco SE.  ‐ 36 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  La  Sierra  de  Carrasco  está  formada  por  los  afloramientos  calizos  de  los  llanos  del  mismo  nombre,  Cerro  del  Castillón  y  por  otros  relieves  carbonáticos  de  menor  entidad,  situados  al  SO  de  este  último  (mapa  geológico  y  cortes  geológicos  D‐D´  y  E‐E´  adjuntos).  Estos  macizos  se  disponen  en  forma  de  pliegues  anticlinales,  separados  por  sinclinales  menores  y  algo más  apretados  que  el  resto  de  estructuras,  con una dirección  aproximada  N45ºE, e inmersión hacia el NE. Los afloramientos calizos de estas sierras están limitados, al  NE,  por  las  margas  y  margocalizas  del  cretácico  y  las  arcillas  del  Flysch  del  Campo  de  Gibraltar  y,  al  SO,  por  las  areniscas,  conglomerados  y  margas  de  la  Depresión  de  Ronda,  aunque  también  con  los  materiales  del  Flysch.  Varios  afloramientos  de  arcillas  triásicas,  generalmente  estrechos  y  alargados,  limitan por  el  SE  a  la  Sierra de Carrasco  y  alguno de  ellos, incluso, la separan cartográficamente de la Sierra de Colorado (mapa geológico y corte  geológico E‐E´ adjuntos).     2.1.4.3  Estructura  geológica  de  la  zona  nororiental:  sierras  de  Ortegícar, Matagayar, Teba y Peñarrubia      En el extremo más septentrional del área de estudio, la Sierra de Ortegícar y el Cerro  de  Matagayar  constituyen  la  prolongación  hacia  el  NE  de  alguna  de  las  estructuras  anticlinales  previamente  descritas  (sierras  de  los Merinos,  Colorado  o  Blanquilla),  que  se  hunden  en  profundidad  bajo  los  materiales  cretácicos  y  terciarios  del  Flysch  (mapa  geológico y cortes geológicos C‐C´ y H‐H´ adjuntos). Las calizas jurásicas afloran en superficie  en forma de horsts de diferentes dimensiones, que quedan elevados por la acción de las fallas  normales  de  sus  bordes.  En  esta  zona  existe  la  mayor  extensión  de  afloramientos  de  margocalizas cretácicas y materiales del Flysch del Campo de Gibraltar, entre las sierras de  Colorado, Ortegícar, Matagayar, Teba y Peñarrubia, en lo que podría denominarse la Cubeta  del Guadalteba (DGOH‐GHUMA, 1995).    La  estructura  geológica  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  del  Cerro  de Matagayar  (mapa  geológico y cortes geológicos A‐A´, B‐B´ y C‐C´ adjuntos) está formada por un anticlinal cuyo  flanco  meridional  no  aflora  o  está  fallado  (Cruz‐Sanjulián,  1974).  La  estructura  plegada,  orientada  según  la  dirección  N60ºE,  se  encuentra  segmentada  en  varios  bloques  que  dan  lugar  a  las  dos  sierras  calizas  principales,  rodeadas  de  afloramientos  de  margocalizas  cretácicas  y  arcillas  del  Flysch  (mapa  geológico  y  corte  geológico  C‐C´  adjuntos).  Los  buzamientos de las calizas jurásicas son mayores en el flanco N del pliegue y más tendidos  en  la charnela, hacia el S‐SE. En el Cerro de Matagayar, una falla normal (N60ºE)  limita ‐al  SE‐ el flanco que aflora del pliegue (el septentrional) y pone en contacto las calizas jurásicas  con  las  margocalizas  cretácicas  (mapa  geológico  y  corte  geológico  A‐A´  adjuntos).  Este  ‐ 37 ‐ accidente tectónico es el responsable de que el flanco meridional esté hundido con respecto  al septentrional. Los buzamientos de los estratos calizos, con sentido hacia el NO, presentan  una mayor inclinación en el límite más septentrional del macizo.    Las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia,  las  más  septentrionales,  se  encuentran  en  el  extremo NE del área de estudio (mapa geológico y corte geológico C‐C´ adjuntos). Las calizas  jurásicas  presentan  una  estructura  anticlinal,  que  en  planta  se  asemeja  a  la  forma de  una  rodilla, mediante la cual cambia la dirección del eje del pliegue, desde N60ºE (en la Sierra de  Teba) a N120ºE (en la Sierra de Peñarrubia). En los dos macizos, el flanco más septentrional  buza fuertemente e incluso se invierte hacia el N, mientras que el flanco meridional muestra  buzamientos más suaves. Hacia el N,  las calizas  jurásicas están cubiertas por  las areniscas,  conglomerados  y  margas  del  Mioceno,  que  fosilizan  también  fallas  inversas  (límite  septentrional de las calizas en profundidad), mientras que, al S, los materiales jurásicos y los  cretácicos están separados por contactos estratigráficos.    2.2 GEOFÍSICA  2.2.1 Investigación geofísica en la Cubeta del Guadalteba   El IGME (1983), en el marco de la investigación hidrogeológica en las cuencas del S  de España,  realizó  trabajos de geofísica eléctrica en  la parte más septentrional del área de  estudio,  donde  se  efectuaron  61  sondeos  eléctrico‐verticales  (SEV).  Posteriormente,  se  realizaron  199  SEV  (DGOH‐GHUMA,  1995),  repartidos  en  los  siguientes  sectores:  entre  la  Sierra de Teba y el Cerro de Matagayar (80), entre el Barranco de Palomeras y la Sierra de  Ortegícar (61) y en el entorno del manantial de Cañamero (58).  Además,  en  el  estudio  de  DGOH‐GHUMA  (1995)  se  llevaron  a  cabo  78  sondeos  electromagnéticos  en  el  dominio  del  tiempo  (SEDT)  en  el  sector  de  las  sierras  de  Teba,  Peñarrubia y Matagayar (36) y en el área del manantial de Cañamero (42).  Ambas investigaciones tuvieron como objetivo determinar la profundidad del techo  de  la  formación  de  calizas  jurásicas  y  mejorar  el  conocimiento  de  la  geometría  de  los  materiales que conforman la Cubeta del Guadalteba, de cara a una eventual explotación de  aguas subterráneas del acuífero carbonático.            ‐ 38 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  2.2.2 Prospección geoeléctrica mediante SEV      Los  datos  de  geofísica  eléctrica  correspondientes  a  las  campañas  de  campo  realizadas por el IGME (1983) y DGOH‐GHUMA (1995) han sido integrados en un sistema de  información geográfica y representados en la figura 2.7.      Figura 2.7. Mapa de isovalores de cota absoluta del techo de las calizas jurásicas, obtenido a partir de los datos de  sondeos  eléctrico­verticales  (SEV)  de  las  campañas  de  prospección  geofísica  realizadas  por  el  IGME  (1983)  y  la  DGOH­GHUMA (1995) en la zona nororiental del área de estudio.     En  general,  se  observa  que  la  cota  del  techo  de  la  formación  carbonática  jurásica  desciende  hacia  el  NE,  hasta  alcanzar  valores  mínimos  en  las  áreas  situadas  al  NO  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  del  Cerro  de  Matagayar  (Fig.  2.7).  Por  el  contrario,  las  cotas  más  ‐ 39 ‐ elevadas del techo de las calizas jurásicas se registran inmediatamente al NE de la Sierra de  Colorado y del Cerro de Juan Pérez y en las inmediaciones de los afloramientos calizos.  La geometría del techo de la formación jurásica en profundidad, deducida a partir de  los  datos  de  sondeos  eléctrico‐verticales  (Fig.  2.7),  está  en  consonancia  con  el  estilo  estructural de las calizas y dolomías del dominio Subbético Interno occidental o Penibético.  Así, los pliegues anticlinales constituidos por las principales Sierras del área de estudio, con  inmersión hacia el NE, se hunden por debajo de  las margas y margocalizas cretácicas y  las  arcillas,  margas  y  areniscas  del  Flysch  del  Campo  de  Gibraltar  (mapa  geológico  y  cortes  geológicos C‐C´, G‐G´ y H‐H´ adjuntos). La  torsión de  las estructuras que  se observa en  los  afloramientos calizos de  las sierras de Teba y de Peñarrubia parece también detectarse en  profundidad.   La  distribución  de  las  cotas  más  bajas  del  techo  de  las  calizas  jurásicas  en  los  sectores  al  NO  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  entre  las  sierras  de  Peñarrubia  y  Matagayar,  podrían  indicar  la  existencia  de  núcleos  sinclinales  en  profundidad  (eventualmente  hundidos por fallas), sobre los que se acumulan potentes espesores de materiales cretácicos  y terciarios, de varios centenares de metros hasta casi 1.000 m en algunos puntos, mientras  que las zonas con cotas más elevadas reflejarían la prolongación de las bóvedas anticlinales  que  afloran  en  superficie,  en  las  que  los  materiales  carbonáticos  se  encuentran  a  una  profundidad menor.      2.2.3 Geofísica electromagnética (SEDT)      Con  objeto  de  contrastar  los  resultados  obtenidos  mediante  la  prospección  geoeléctrica,  se  han  representado  espacialmente  los  datos  de  cota  del  techo de  las  calizas  jurásicas deducidos de los sondeos electromagnéticos ‐SEDT‐ (Fig. 2.8). Este análisis espacial  cuenta con la limitación del menor número de datos disponibles, por lo que la interpolación  de los mismos debe interpretarse con mayor cautela.  De acuerdo con  la  información disponible,  la cota del  techo del acuífero  jurásico es  más elevada en las proximidades de los afloramientos carbonáticos de la Sierra de Colorado  y  del  Cerro de  Juan Pérez  y  disminuye hacia  el NE del  área  estudiada  (Fig.  2.8),  donde  se  registran las cotas más bajas, entre las sierras de Teba y Peñarrubia y el Cerro de Matagayar.  A  diferencia  de  los  resultados  obtenidos  mediante  geofísica  eléctrica,  la  profundidad  de  investigación  de  los  sondeos  electromagnéticos  es  considerablemente  menor  y  sólo  se  consigue  penetrar  hasta  la  cota  0  m  s.n.m.  De  esta  forma,  no  se  reconocen  las  zonas  de  máximo espesor de materiales cretácico‐terciarios deducidas mediante geofísica eléctrica al  NO  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  al  S  de  las  de  Teba  y  Peñarrubia  (Fig.  2.7).  No  obstante,  ‐ 40 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  coinciden  generalmente  las  áreas  en  las  que  la  cota  del  techo  de  las  calizas  jurásicas  se  encuentra por encima de 0 m s.n.m y la geometría de las mismas se adapta, en gran medida,  a la obtenida por el método geoeléctrico.        Figura.  2.8.  Mapa  de  isovalores  de  cota  del  techo  de  las  calizas  jurásicas,  obtenido  a  partir  de  los  datos  de  prospección electromagnética ­SEDT­ (DGOH­GHUMA, 1995) en la zona nororiental del área de estudio.     2.3 FRACTURACIÓN  2.3.1 Rasgos generales    El estudio de la dirección, buzamiento y longitud de las superficies de discontinuidad  que afectan a un macizo rocoso es de gran utilidad a la hora de reconstruir la deformación  que han experimentado los materiales a lo largo de su historia geológica. En áreas kársticas,  como  la  que  es  objeto  de  la  presente  investigación,  el  análisis  espacial  de  las  fracturas  permite  obtener  la  red  de  discontinuidades,  que  pueden  constituir  vías  preferenciales  de  infiltración, flujo y almacenamiento de volúmenes de agua subterránea. Este tipo de análisis  ‐ 41 ‐ ha sido ampliamente utilizado por numerosos autores, desde los primeros trabajos de Kiraly  (1968)  y  Drogue  (1980),  hasta  estudios  más  recientes  llevados  a  cabo  en  contextos  geológicos muy similares al del presente estudio (López‐Chicano, 1992; Andreo, 1997; Liñán,  2003). En este apartado se sintetizan los resultados obtenidos del estudio de la fracturación  realizado por Fernández (1980) en las sierras de Colorado, Merinos y Blanquilla.    2.3.2  Análisis  de  la  fracturación  a  partir  de medidas  de  campo     En  la  figura  2.9  se  han  representado  los  datos  de  orientación  de  1.638  fracturas,  clasificados en intervalos de 10º, de un total de 18 estaciones de medida, repartidas por las  sierras  de  Colorado  (7), Merinos  (5)  y  Blanquilla  (6).  Se  ha  llevado  a  cabo  un  análisis  de  fracturación por macizos carbonáticos y de forma conjunta, a partir de todas las medidas de  dirección de las fracturas. Los datos proceden de la Tesina de Fernández (1980).    Los  diagramas  con  los  datos  de  orientación de  las  fracturas muestran una  elevada  variabilidad  en  las  frecuencias  máximas  determinadas  para  las  diferentes  estaciones  e  incluso  para  puntos  de  medida  que  pertenecen  a  una  misma  Sierra  (Fig.  2.9).  Esta  gran  heterogeneidad espacial debe ser el reflejo de las etapas de deformación que afectaron a los  macizos carbonáticos estudiados.   El análisis de la fracturación de la Sierra de Colorado (Fig. 2.9) muestra dos modas o  frecuencias máximas, correspondientes a las orientaciones N35ºE (7,5 %) y N105ºE (7,1 %).  En  la  Sierra  de  los Merinos,  las  direcciones  preferentes  de  fracturación,  N35ºE  y  N125ºE  (frecuencia máxima del 7,5 % en ambos casos), resultan ser muy similares a las anteriores.  En la zona meridional (Sierra Blanquilla), los valores de orientación de las fracturas que más  se repiten son N65ºE (6,8 %) y N160ºE (9,2 %).   El diagrama general muestra una distribución de  frecuencias más homogénea  (Fig.  2.9). Las dos frecuencias máximas se corresponden con las direcciones de fracturación N35º  E (6,1 %) y N165º E (6,3 %).    2.3.3  Análisis  de  la  fracturación mediante  interpretación  de foto aérea    Los  resultados  obtenidos  por  Fernández  (1980)  a  partir  del  análisis  de  la  fracturación  sobre  foto  aérea  ponen  de manifiesto  una  distribución  de  la  dirección  de  las  fracturas que no siempre coincide con la obtenida a partir de las medidas de campo.  ‐ 42 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  En  la Sierra de Colorado  la  frecuencia máxima de  la orientación de  las  fracturas es  N140º‐160ºE,  la  cual  no  aparece  tan marcada  en  los  resultados  obtenidos  a  partir  de  las  medidas de campo. No ocurre  lo mismo con  la segunda moda resultante, N90º‐100ºE, más  coherente con los datos de campo, aunque con menor porcentaje de frecuencia relativa.         Figura 2.9. Localización de las estaciones de medida de fracturación y diagramas de frecuencia de la orientación de  las fracturas medida en campo (modificado de Fernández, 1980). El análisis de  los datos se ha  llevado a cabo por  estaciones, por macizos (M: Merinos, C: Colorado y B: Blanquilla) y considerando el conjunto de medidas.    ‐ 43 ‐ En  cambio,  el  tratamiento  realizado  en  la  Sierra  de  los  Merinos  muestra  una  distribución  de  la  dirección  de  fracturación  relativamente  homogénea,  parecida  a  la  obtenida en la figura 2.9. En lo que respecta a Sierra Blanquilla, la dirección preferencial de  fracturación  (N140º‐160ºE)  es  similar  al  de  la  Sierra  de  Colorado,  si  bien  la  segunda  orientación  más  frecuente  (N20º‐40ºE)  no  se  reconoce  en  el  análisis  realizado  con  las  medidas de campo.  Finalmente,  los resultados del análisis global de  la  fracturación mediante  fotografía  aérea, muestran un predominio de fracturas en torno a la dirección N‐S (más del 45 % de las  fracturas están comprendidas entre N30º O y N40º E).    2.4 GEOMORFOLOGÍA  2.4.1 Antecedentes  Los trabajos dedicados a las características geomorfológicas del área investigada son  escasos  y  se  centran  fundamentalmente  en  el  estudio  del  modelado    relacionado  con  las  formaciones carbonáticas jurásicas. Lhénaff (1977) describió los elementos geomorfológicos  de  las  sierras Hidalga y Blanquilla,  a partir de  la  cartografía  geológica  elaborada por Dürr  (1967). Cruz‐Sanjulián (1981) realizó un estudio geomorfológico del sector Teba‐Cañete  la  Real, en el que prestó un interés especial al depósito de travertinos. Por otro lado, Fernández  (1980)  realizó  un  mapa  geomorfológico  regional  a  escala  1:100.000  y  describió  las  principales características geomorfológicas de parte del área de estudio.       2.4.2 Análisis del relieve    La  Serranía  oriental  de  Ronda  comprende  un  conjunto  de  relieves  en  forma  de  montañas y valles subparalelos y elongados según la dirección NE‐SO, cuya altitud máxima  supera  los  1.500  m  (Pico  Hidalga;  Fig.  2.10)  en  la  parte  más  meridional  y  desciende  progresivamente hacia el NE, pero también hacia el O, en menor medida. El valor medio de la  altitud se sitúa en torno a 800 m.  El  histograma  de  frecuencias  realizado  con  los  valores  de  altitud  muestra  una  distribución prácticamente unimodal, con la frecuencia máxima en los intervalos 700‐800 y  800‐900 m  s.n.m.,  que  representan  el  37 % de  la  superficie  considerada  (Fig.  2.10).  El  50                %  del  área  de  estudio  está  dominada  por  relieves  con  altitudes  comprendidas  entre  algo  menos de 400 m  s.n.m.  y 800 m  s.n.m.  (Fig.  2.10), mientras  que  las  altitudes  superiores  a  1.000 m s.n.m., situadas en la parte occidental, constituyen el 21 %.  ‐ 44 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico        Figura 2.10. Distribución de la altitud en el área de estudio. El recuadro superior izquierdo muestra el  histograma  de frecuencias de los valores de cota topográfica y la curva hipsométrica.  ‐ 45 ‐ En la Serranía oriental de Ronda, la pendiente del terreno es más elevada en la zona  meridional,  mientras  que  hacia  el  NO  y  NE  la  orografía  se  suaviza  y  el  relieve  es  más  uniforme (Fig. 2.11).       Figura 2.11. Mapa de pendientes en el área de estudio y diagrama de frecuencias de la pendiente.     ‐ 46 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  Hacia  los  bordes  de  las  sierras  Hidalga  y  Blanquilla    se  encuentran  las  mayores  pendientes,  superiores  al  78 %,  que  coinciden  con  las márgenes  de  valles  encajados  (Fig.  2.11).  En  el  tercio  septentrional  del  área  de  estudio,  y  como  excepción  en  esta  zona,  las  sierras de Ortegícar, Teba y Peñarrubia se elevan sobre el cauce del Río Guadalteba (área de  los embalses) con pendientes superiores al 30 %.   Por el contrario, en la Depresión de Ronda, al O del área de estudio, y en el valle del  Río  Guadalteba,  hacia  el  NE,  los  relieves  presentan  pendientes  bastante  más  suaves,  con  valores  inferiores  al  10  %  (Fig.  2.11).  Cabe  destacar  la  presencia  de  superficies  predominantemente llanas (pendientes < 5 %) en las zonas de alta montaña (altiplanos), que  están  constituidas  por  las  amplias  bóvedas  anticlinales  de  calizas  jurásicas.  Entre  los  ejemplos más destacados se encuentran: el altiplano de la Sierra de Carrasco, la mitad SO de  la  Sierra de  los Merinos,  la parte meridional de  la  Sierra de Colorado,  varios  sectores  a  lo  largo del anticlinal de Sierra Blanquilla, el Cerro de Juan Pérez y los terrenos al NE del Pico  Hidalga, en la sierra homónima (Fig. 2.11).  La diversidad de la fisiografía del terreno en el área de estudio (depresiones, crestas,  valles  profundos,  altiplanos,  etc.)  sugiere,  además  de  la  acción  de  la  erosión  hídrica,  un  control  geológico  y  tectónico  sobre  el  modelado  del  relieve.  Las  estructuras  plegadas  y  falladas  de  los  materiales  más  competentes  determinan  las  formas  más  marcadas  del  terreno, mientras que las litologías menos resistentes, que se acomodan sobre las anteriores,  dan lugar a relieves menos pronunciados.    2.4.3 Hidrología superficial     Los  vértices Colorado, Viento  e Hidalga definen,  de N  a  S,  la  principal  divisoria de  aguas  superficiales  en  el  área  de  estudio  (Fig.  2.12):  al  E,  el  drenaje  se  produce  hacia  la  cabecera del Río Guadalhorce y, al O, las aguas discurren por la cuenca del Río Guadiaro. En  la cuenca vertiente al Río Guadalhorce se distinguen tres subcuencas, correspondientes a los  ríos Turón (al S), Guadalteba (al N) y de la Venta (al NE). En la cuenca hidrográfica vertiente  al Río Guadiaro  se diferencian dos  subcuencas:  la  cuenca del Río Grande,  al  S,  y  la del Río  Guadalcobacín, al N.   La red de drenaje en el área de estudio es de tipo dendrítico, con un desarrollo muy  marcado  sobre  los  fondos  de  valle  y  relieves  con  pendientes  suaves  que  están  formados  principalmente  por  materiales  impermeables  y  poco  resistentes  a  la  erosión.  En  las  formaciones carbonáticas, que constituyen los relieves más elevados, el desarrollo de la red  hidrográfica  es  bajo,  debido  a  la  gran  permeabilidad  de  estos  materiales  y  a  la  escasa  ‐ 47 ‐ pendiente  en  las  zonas más  elevadas  (altiplanos). Ambos  factores  favorecen  la  infiltración  del agua de lluvia en detrimento de la escorrentía superficial.            Figura 2.12. Red de drenaje y principales cuencas hidrográficas del área de estudio. El gráfico superior  izquierdo  muestra un ejemplo de área endorreica al SO de la Sierra de Carrasco.   ‐ 48 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  Sin  embargo,  no  todas  las  áreas muestran un drenaje  claramente  definido hacia  la  red superficial. Al SO de la Sierra de Carrasco se localiza un área endorreica de 12,7 km2 (Fig.  2.12). Es la cuenca vertiente al Arroyo del Tejedor, que se infiltra en un sumidero kárstico.  En esta zona, deprimida  topográficamente,  se encuentra  la  laguna estacional de  la Alberca  (Durán et al., 2010; Fig. 2.13A),  la cual se mantiene con agua  tras períodos de abundantes  precipitaciones.     A Sierra Hidalga B C D Figura. 2.13. (A) Laguna de la Alberca, situada en la zona endorreica que hay al SO de Sierra Colorado (febrero de  2013). Al fondo y más elevada (véase flecha blanca), se aprecia Sierra Hidalga. (B) Vista del Río Grande (agosto de  2007)  y de  la  vertiente O de  Sierra Hidalga.  (C) Dique  en  el Río Turón,  situado a pocos metros aguas abajo del  manantial de la Hierbabuena. (D) Estación de aforos en el Río Guadalteba, al N de Sierra de Ortegícar (septiembre  de 2007), la cual se observa al fondo.    La  mayoría  de  los  ríos  que  discurren  por  el  área  de  estudio  (Fig.  2.12)  están  alimentados por  aguas  subterráneas,  sobre  todo  el  Turón  y  el  Guadalteba,  que drenan  las  aportaciones subterráneas de  las sierras Hidalga, Blanquilla, Merinos, Colorado y Carrasco.  En  las  cuencas  occidentales,  la  contribución  de  las  aguas  subterráneas  a  los  caudales  superficiales es menor, como ocurre con el Río Grande (Fig. 2.13B), puesto que el drenaje del  conjunto  de  macizos  carbonáticos  se  produce  mayoritariamente  hacia  el  NE.  Esto  está  ‐ 49 ‐ favorecido porque las cotas de los fondos de valle son más bajas y, probablemente, porque la  inmersión de las estructuras plegadas es hacia el NE.  En  los  ríos  Turón  y  Guadalteba  existen  embalses  y  diques,  tanto  para  laminar  las  crecidas como para retener temporalmente sus aportaciones. En la cuenca alta del Río Turón  hay varios diques (Fig. 2.13C) que regulan  las continuas avenidas del cauce superficial. En  1975, con motivo de la construcción del Embalse del Guadalteba, se instaló una estación de  aforos  en  el  río  homónimo  (Figs.  2.12  y  2.13D),  en  la  que  se  registran  conjuntamente  las  aportaciones  generadas  por  la  escorrentía  superficial  en  la  cuenca  hidrográfica  y  los  caudales de agua subterránea provenientes de los manantiales que drenan las sierras de los  Merinos, Colorado y Carrasco. El Río Turón también dispone de estación de aforos, aunque  en su cuenca baja, fuera del área de estudio.    2.4.4 Modelado kárstico y formas asociadas    En  la  Serranía  oriental  de Ronda hay una  amplia  variedad de  formas de modelado  kárstico  desarrolladas  sobre  los  materiales  carbonáticos  jurásicos,  principalmente  formas  exokársticas,  de dimensiones muy  variables:  desde  centimétricas hasta  kilométricas.  En  la  figura 2.14 se muestra la situación de las principales formas de modelado kárstico a partir de  las descripciones de Fernández  (1980) y  las observaciones  realizadas por el  autor de esta  Memoria.  Sin  embargo,  no  se  tiene  constancia  de  que  las  formas  endokársticas  sean  abundantes.  La  karstificación  superficial  está  controlada  por  el  tipo  de  litología,  la  estructura  geológica  y  el  régimen  pluviométrico  de  la  región.  Entre  los  materiales  carbonáticos,  el  desarrollo de la karstificación es mayor en las calizas de la Formación Torcal (Fig. 2.4B). En  las  partes  altas  de  los  principales  macizos,  la  estructura  de  anticlinal  “en  cofre”,  con  los  estratos subhorizontales en la charnela, favorece los procesos de karstificación de las calizas  jurásicas.  La  escasa  inclinación  de  los  estratos  (<  20º)  permite  la  formación  de  áreas  endorreicas y dificulta la generación de escorrentía superficial. Por último, la disolución de  calizas  y  dolomías  jurásicas  es  más  intensa  en  las  partes  altas  de  las  Sierras  donde,  con  frecuencia, la pluviometría anual supera los 1.000 mm (véase el capítulo 3 de esta Memoria).   Las  formas  exokársticas  están  relacionadas  con  los  procesos  de  infiltración  preferencial sobre los macizos carbonáticos y, en el caso del área de estudio, se desarrollan  preferentemente en las altiplanicies de las sierras. A continuación se enumeran y describen  las principales formas exokársticas y las zonas donde se desarrollan (Fig. 2.14):  ‐ 50 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico      Figura 2.14. Mapa geomorfológico del área de estudio realizado a partir de las descripciones de Fernández (1980) y  de las observaciones de campo llevadas a cabo durante la presente investigación.     Lapiaz, campos de lapiaz (karren, karrenfeld)  Los  lapiaces  son  las  formas kársticas más ampliamente  representadas en el  área  de  estudio  (Figs.  2.14  y  2.15).  El  desarrollo  de  estas  morfologías  está  condicionado principalmente por  la  fracturación  y disolución de  la  roca. El  tipo de  ‐ 51 ‐ lapiaz más característico es el constituido por bloques de calizas con terminaciones  en aristas y  separados por surcos. No obstante,  se puede diferenciar entre  lapiaces  más o menos cubiertos y descubiertos (Fig. 2.15A y B). En el primer tipo se observan  formas  redondeadas, una cobertera edáfica  relativamente desarrollada y un mayor  grado de disolución a  favor de  las  fracturas de  la roca. En el  segundo, una masa de  aristas puntiagudas sobresale entre los surcos que las separan, con una diferencia de  altura  entre  ambos  que  puede  superar  con  facilidad  el  metro.  Los  surcos  pueden  estar cubiertos por una capa de suelo, generalmente de poco espesor.   En los  lapiaces descubiertos se desarrollan, eventualmente, acanaladuras de  tamaño  centimétrico,  a  veces  organizadas  a  modo  dendrítico,  conocidas  como  rillenkarren  (Fig.  2.15C  y  D),  que  son  consecuencia  de  la  disolución  de  la  lluvia  al  discurrir por  crestas y pendientes de  roca  caliza. También se  reconocen  formas de  disolución cerradas con fondo plano, de diámetro variable entre pocos centímetros y  un metro, denominadas kamenitzas (Fig. 2.15E).   Otras  formas de modelado que se  distinguen  son  los  pavimentos  kársticos  (Fig.  2.15F),  originados  a  favor  de  superficies de estratificación.     Dolinas y uvalas  Pueden  reconocerse  en  toda  el  área  de  estudio,  aunque  se  concentran  especialmente en las charnelas de los anticlinales de las sierras Hidalga y Blanquilla  (Fig.  2.14).  Este  tipo  de  morfologías  kársticas  presenta  una  gran  variedad  de  geometrías  en  planta  (circular,  subcircular,  elíptica,  etc.),  con  unas  dimensiones  comprendidas entre varios metros y más de un centenar de metros (Fig. 2.16A y B).  Todas  constituyen  zonas  de  infiltración  preferencial,  en  algunos  casos  mediante  recarga concentrada en sumideros kársticos. En determinadas regiones se reconocen  auténticos campos de dolinas, como ocurre en la parte alta de Sierra Hidalga (detalle  superior izquierdo de la Fig. 2.14 y Fig. 2.16B). La génesis de estas morfologías es por  disolución y/o colapso. La coalescencia de varias dolinas da lugar a formas aún más  extensas denominadas uvalas. Ejemplos de estas últimas se reconocen en el altiplano  de Sierra Hidalga (Fig. 2.16C), donde también se observan uvalas de fondo irregular,  que son el resultado de la unión de dolinas con diferente cota topográfica.  En  la  zona  de  estudio  se  aprecian,  además,  áreas  cerradas  al  drenaje  superficial, similares a dolinas o uvalas, cuyo origen no es por disolución ni colapso,  sino más  bien  tectónico.  En  dichas  áreas  afloran,  con  frecuencia,  afloramientos  de  materiales cretácicos o triásicos, delimitados por calizas y/o dolomías jurásicas (Fig.  ‐ 52 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  2.16D),  cuya  disposición  favorece  la  infiltración  de  agua  hacia  los  acuíferos,  normalmente mediante sumideros kársticos.    A B C D E F Figura  2.15.  Tipos  de  lapiaces  y  formas  kársticas  asociadas  en  el  área  de  estudio:  (A)  Lapiaz  con morfologías  subredondeadas cubierto por una capa centimétrica de suelo, en el altiplano de Sierra Hidalga. (B) Lapiaz en aristas  (descubierto),  con  lajas  de  calizas  de  un metro  de  altura,  localizado  en  la misma  sierra;  (C,  D)  Rillenkarren  o  acanaladuras formadas en la roca por la acción del agua de lluvia, en Sierra Hidalga y en el Pico del Viento (Sierra  Blanquilla,  donde  además  se  aprecian  formas  circulares  centimétricas  denominadas  pits),  respectivamente.  (E)  Kamenitzas o formas de disolución de la caliza con fondo plano y de tamaño generalmente centimétrico. (F) Detalle  de un pavimento kárstico en Sierra Hidalga.   ‐ 53 ‐ D Figura. 2.16. Ejemplos de dolinas y uvalas en el altiplano de Sierra Hidalga. (A) Dolina de grandes dimensiones con  tres sumideros kársticos (véanse las flechas negras). (B) Campo de dolinas en el que se distinguen cuatro depresiones  kársticas de diferentes dimensiones. (C) Coalescencia de dos dolinas (uvala). (D) Área cerrada de origen tectónico ­ extremo O de  Sierra Blanquilla­ drenada por un  sumidero  kárstico  (véase  flecha blanca),  en  cuyo  fondo afloran  arcillas triásicas.      Depresiones  En  el  área  de  estudio  destacan  cinco  zonas  de  grandes  dimensiones  y  topografía  llana,  que  han  sido  descritas  por  Fernández  (1980).  Se  trata  de  formas  desarrolladas generalmente sobre terrenos kársticos, aunque también parecen tener  un  origen  tectónico  y  estar  asociadas  a  otros  tipos  de  litologías  y  edades  (arcillas  triásicas con evaporitas, margocalizas cretácicas y arcillas  terciarias). Tres de estas  depresiones  se  localizan  en  el  sector  SO  de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco, mientras que las dos restantes se ubican en Sierra Blanquilla (Fig. 2.14).   La depresión más meridional de todas se sitúa en el Valle de Lifa (Figs. 2.14 y  2.17A),  entre  las  sierras  Hidalga  y  Blanquilla,  a  una  cota  aproximada  de  1.000  m  s.n.m.  En  planta  presenta  una  forma  relativamente  ovalada,  alargada  según  la  dirección NE‐SO. El perfil de la depresión (de origen tectónico) es escalonado al NE,  su fondo está cubierto por materiales triásicos y, hacia el Valle del Río Turón, limita  con un afloramiento de travertinos. Actualmente,  la depresión está capturada en su  ‐ 54 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  extremo  NE,  donde  se  reconoce  un  ponor  o  sumidero,  vestigio  del  carácter  endorreico en el pasado.    A B C Figura 2.17. Algunas depresiones topográficas en el área de estudio: (A) Valle de Lifa, entre  las sierras Blanquilla    ­izquierda­ e Hidalga ­derecha­. (B) Añoreta, en la parte central de Sierra Blanquilla. (C) Majaco, situada al SO de  Sierra de Carrasco.        Más  al  N,  la  depresión  de  Añoreta  (Figs.  2.14  y  2.17B),  atravesada  por  la  carretera El Burgo‐Ronda (km 16), ocupa una extensión de 0,3 km2. Se encuentra en  la  parte  central  de  Sierra  Blanquilla,  sobre  materiales  cretácicos  que  están  totalmente delimitados por contactos mecánicos. La depresión, situada a una altitud  aproximada de 940 m s.n.m.,  tiene una  topografía  irregular, que resulta  totalmente  plana  en  el  área  próxima  al  Cortijo  de  Añoreta.  El  drenaje  superficial  se  produce  hacia el Arroyo de Palomeras, situado al O (Fig. 2.12).  En  el  paraje  de  las  Navetas,  al  SO  de  la  Sierra  de  Colorado,  se  localiza  una  tercera depresión, a una altitud de 825 m s.n.m., que se extiende por una superficie  de  1,1  km2  (Fig.  2.14).  Está  constituida  por  calcarenitas  miocenas  (ligeramente  karstificadas)  y  delimitada  por  calizas  y  dolomías  jurásicas,  mediante  contactos  discordantes y fallas normales. El drenaje superficial de la depresión de las Navetas,  que  tiene  lugar  hacia  el  O,  consta  de  varias  subcuencas  cerradas  y  limitadas  por  umbrales  topográficos.  En  el  contacto  entre  los materiales miocenos  y  jurásicos  se  reconocen sumideros kársticos.  ‐ 55 ‐ Al  SO  de  las  sierras  de  Carrasco  y  Colorado,  se  reconocen  otras  dos  depresiones  asociadas  a  terrenos  kársticos  que  se  encuentran  conectadas  entre  sí:  las de Majaco (Figs. 2.14 y 2.17C) y de la Alberca (Figs. 2.12, 2.13A y 2.14). Las dos  formas  del  terreno  ocupan  una  superficie  total  de  1,9  km2,  con  altitudes  comprendidas entre 820 m s.n.m. (Majaco) y 780 m s.n.m. (Alberca). Las formaciones  calcareníticas  miocenas  conforman  el  fondo  de  las  dos  depresiones,  aunque  los  materiales  cuaternarios  tapizan  las  zonas  más  deprimidas  de  éstas  (Durán  et  al.,  2010). La depresión más meridional, la de Majaco, es parcialmente endorreica, dado  que  está  capturada  por  el  drenaje  superficial  hacia  la  de  la  Alberca  (al  NO),  cuya  cuenca vertiente es totalmente cerrada. Así,  la escorrentía superficial que se genera  en  la  primera  se  canaliza  hacia  la  segunda  mediante  el  Arroyo  del  Tejedor  (Fig.  2.17C)  y  se  infiltra  a  través  de  un  sumidero  kárstico,  situado  en  la  zona  topográficamente  más  baja  (recuadro  superior  izquierdo  de  la  figura  2.12).  En  épocas  de  abundantes  precipitaciones  se  supera  la  capacidad  de  infiltración  del  sumidero  y  se  forma  la  laguna  de  la  Alberca  (Fig.  2.13A)  que  inunda  parte  de  la  depresión del mismo nombre (Durán et al., 2010).     Las formas endokársticas no están muy desarrolladas, según se deduce del estado de  conocimiento actual. Algunos de los sumideros, que se localizan sobre todo en el interior de  dolinas  y  depresiones  kársticas  (Fig.  2.14),  son  penetrables,  aunque  presentan  poco  recorrido en profundidad. La cueva de mayor desarrollo horizontal, de varios centenares de  metros, se  localiza al SO de la Sierra de los Merinos, en el Arroyo de la Ventilla,  justo en el  contacto entre calizas jurásicas y calcarenitas miocenas. La cavidad más profunda de la que  se tiene constancia es una sima ubicada en las inmediaciones del Pico del Viento, en Sierra  Blanquilla (Fig. 2.14), con un desarrollo vertical de algo más de 50 m de profundidad.       Los  relieves  desarrollados  sobre  las  formaciones  carbonáticas  jurásicas  muestran  diferencias geomorfológicas significativas en el área de estudio. Así, en el altiplano de Sierra  Hidalga  (detalle  superior  izquierdo  en  la  Fig.  2.14),  las  calizas  del  Jurásico  superior  (Fm.  Torcal) presentan un modelado de tipo ruiniforme (Figs. 2.4B y 2.18A), con morfologías en  torre, pilas de platos,  tornillos, etc. Por otro  lado, en otras zonas elevadas, como en el Pico  del  Viento  (Figs.  2.14),  la  disposición  horizontal  de  las  calizas,  en  estratos  de  espesor  métrico, permite reconocer un modelado “en bancos” (Fig. 2.18B), a modo de escalones, en la  charnela anticlinal de Sierra Blanquilla.     ‐ 56 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  A B Figura 2.18. Modelados kársticos en la Serranía oriental de Ronda: (A) de tipo ruiniforme, en el altiplano de Sierra  Hidalga y (B) “en bancos”, con estratos de espesor métrico, en el Pico del Viento (Sierra Blanquilla).      El  encajamiento  de  la  red  fluvial  en  terrenos  kársticos  también  genera  formas  características  del  relieve,  generalmente  a  favor  de  zonas  de  fractura.  El  ejemplo  más  evidente que existe en el área de estudio es el del Río de  la Venta (Fig. 2.14), que ha dado  lugar  al  denominado  Tajo  del  Molino  (Fig.  2.19A).  El  río  ha  diseccionado  la  Sierra  de  Peñarrubia, de N a S, y ha originando un cañón de más de 100 m de profundidad. Existe otro  ejemplo, de menor entidad, como el del Arroyo de Buenavista (cuenca alta del Río Turón), en  el  tramo  que  recorre  el  extremo NE  de  Sierra Hidalga,  al  S  del  Valle  de  Lifa  (Figs.  2.14  y  2.19B).    A B Figura 2.19. (A) Vista ­desde el S­ del Tajo del Molino (Sierra de Peñarrubia), originado por el Río de la Venta. (B)  Encajamiento del Arroyo de Buenavista, afluente del Río Turón, en las calizas del extremo NE de Sierra Hidalga.          ‐ 57 ‐ 2.4.5 Depósitos travertínicos    En  el  área  de  estudio  existen  afloramientos  travertínicos,  la  mayoría  de  ellos  ubicados en la cuenca del Río Guadalteba, al NE de la Sierra de Colorado y al S de las de Teba  y Peñarrubia. Estos travertinos (Figs. 2.14, 2.20 y 2.21) corresponden a los del Valle de Lifa,  Cuevas del Becerro, La Mesa, Serrato (Llano Alto) y Río de la Venta. Todos ellos, a excepción  del  primero,  han  sido  descritos  y  datados mediante  el método  del  14C  por  Cruz‐Sanjulián  (1981).    2.4.5.1 Principales características de los complejos travertínicos    El travertino del Valle de Lifa    El afloramiento está localizado en el límite meridional de Sierra Blanquilla, a unos 2,5  km al sur del Pico del Viento (Fig. 2.14, gráfico superior izquierdo de la figura 2.20, y corte  geológico  A  de  la  figura  2.21).  Se  trata  de  dos  depósitos  travertínicos  que  ocupan  una  superficie aproximada de 0,5 km2 sobre calizas y dolomías jurásicas, entre las cotas 750 m  s.n.m.  y  950  m  s.n.m.  Las  dos  masas  travertínicas  parecen  haber  sido  fuertemente  erosionadas, por lo que su espesor, aunque incierto, tuvo que superar al que se observa en la  actualidad (20‐30 m).        Figura  2.20.  Depósitos  travertínicos  (A,  B,  C,  D  y  E)  del  área  de  estudio.  Las  litologías  corresponden  con  las  representadas en el mapa geológico adjunto a esta Memoria. La situación de los afloramientos de travertinos en el  área de estudio se muestra en la figura 2.14.  ‐ 58 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  El travertino de Cuevas del Becerro    Sobre el  afloramiento  travertínico  se  asienta  la población de  la que  toma el nombre,  a  una altitud media de 725 m s.n.m. (Figs. 2.14 y 2.20 y corte geológico B de la figura 2.21). De  planta casi elíptica, la masa travertínica queda limitada al N por el Río de las Cuevas (680 m  s.n.m., en este sector) y por el borde más septentrional del Cerro del Castillón. En esta zona  de  contacto  con  los  materiales  jurásicos  emerge  el  manantial  del  Carrizal,  a  una  cota  aproximada  de  735 m  s.n.m.  El  espesor máximo  de  los  travertinos  se  estima  en  45‐50 m.  Cruz‐Sanjulián (1981) le atribuyó una edad de 25.000‐27.000 años.        Figura 2.21. Cortes geológicos de los afloramientos de travertinos del área de estudio: Valle de Lifa (A), Cuevas del  Becerro (B), La Mesa (C), Serrato (D) y Río de  la Venta (E). Las  litologías corresponden a  las representadas en  la  figura 2.20 y en el mapa geológico adjunto.      El travertino de la Mesa     Este afloramiento se localiza a escasos 500 m al NE del cierre periclinal de la estructura  plegada  de  Sierra  de  Colorado  (Figs.  2.14  y  2.20  y  corte  geológico  C  de  la  figura  2.21).  El  techo de la formación alcanza una altitud máxima de 715 m s.n.m. y el muro está a cota 680‐ 690 m s.n.m., por lo que el espesor es de aproximadamente 25‐35 m. El depósito travertínico  ‐ 59 ‐ queda limitado al N por el Río de las Cuevas, cuyo cauce se encuentra ‐en este sector‐ a una  altitud comprendida entre 540 y 620 m s.n.m. En el contacto entre los materiales jurásicos y  cretácicos, y a una cota similar a la culminación del Cerro de la Mesa, no se ha constatado la  presencia  actual  de  surgencias  kársticas.  Las  dataciones  efectuadas  por  Cruz‐Sanjulián  (1981) permiten asignarle una edad absoluta de 27.000‐29.000 años.    El complejo travertínico de Serrato (Llano Alto)  Está constituido por dos afloramientos de travertinos, situados en las proximidades de la  población de Serrato  (Figs.  2.14 y 2.20 y  corte  geológico D de  la  figura 2.21).  Son  los más  orientales de  todos  los relacionados con  la descarga de agua subterránea de  las sierras de  Colorado,  Merinos  y  Carrasco.  El  depósito  travertínico  de  mayor  extensión  (1,5  km2)  y  potencia  (50‐60  m)  es  el  que  se  encuentra  justo  al  SO  del  núcleo  urbano,  a  una  altitud  máxima de 655 m s.n.m. Está  limitado al E por el Río de Serrato, cuyo cauce discurre, a su  paso  por  el  afloramiento,  entre  las  cotas  510  y  550 m  s.n.m.  A  tan  sólo  1  km  al  O  de  la  formación travertínica, en el contacto entre las calizas jurásicas y las margocalizas, se sitúa la  surgencia  de  Prado  Medina,  de  tipo  trop  plein,  a  una  cota  de  660  m  s.n.m.  Según  Cruz‐ Sanjulián (1981), la edad absoluta de este travertino es de 13.400‐14.000 años.     A una altitud próxima a la cota de descarga del manantial de Cañamero, 540 m s.n.m., se  localiza  el  segundo  afloramiento  travertínico  de  Serrato  (Fig.  2.20),  con  una  superficie  inferior a 0,1 km2. Presenta una potencia mínima de 2 m.       El travertino del Río de la Venta   Al  S  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia  se  localiza  el  último  de  los  travertinos  considerados,  en  la  margen  izquierda  del  Río  de  la  Venta,  aguas  abajo  del  manantial  de  Torrox (Fig. 2.14, gráfico superior derecho de la figura 2.20 y corte geológico E de la figura  2.21). En concreto, el afloramiento, de aproximadamente 0,1 km2 y un espesor variable entre  2 y 4 m, se asienta sobre depósitos de terrazas aluviales cuaternarias. Es el travertino más  moderno, con una edad comprendida entre 8.700 y 9.000 años (Cruz‐Sanjulián, 1981).    2.4.5.2  Consideraciones  derivadas  del  análisis  de  los  complejos  travertínicos    Los travertinos del Valle de Lifa, de los que no se tiene una referencia geocronológica,  deben  superar  fácilmente  el  límite  superior  de  edad  del  resto  de  afloramientos,  habida  cuenta de su elevada altitud y su avanzado estado de erosión.  La relación existente entre la altura de los travertinos y su edad, que se deduce de los  afloramientos de Cuevas del Becerro, de la Mesa y de Serrato (incluso del depósito reciente  ‐ 60 ‐ Capítulo 2: Contexto geológico  junto al manantial Cañamero), es  indicativa del encajamiento progresivo de  la red kárstica  en  el  interior  de  los  macizos  carbonáticos,  que  se  lleva  a  cabo  con  velocidades  de  encajamiento variables, según los períodos y sectores considerados (Cruz‐Sanjulián, 1981):  0,5 mm/año en el sector del Río de la Venta , ~1 mm/año en el de Cuevas del Becerro y 7,5  mm/año en el área de La Mesa‐Serrato, desde 28.000 a 13.500‐14.000 años, y 8,5 mm/año,  de 13.500‐14.000 años a la actualidad.    El  conjunto  de  travertinos  Cuevas  del  Becerro‐La  Mesa‐Serrato  parece  haber  compartido una evolución similar de depósito, especialmente en el caso de los dos primeros,  debido  a  las  semejanzas  en  cuanto  a  cotas  de  techo  y muro,  potencia  y  edad  absoluta. De  hecho,  estos  afloramientos  han  debido  depositarse  a  partir  del  drenaje  de  las  aguas  subterráneas de  las  sierras de  los Merinos,  Colorado y de Carrasco. De  acuerdo  con Cruz‐ Sanjulián (1981), la evolución paleohidrogeológica de estos macizos podría resumirse como  sigue:  1. Un  nivel  de  base  en  torno  a  la  cota  725  m  s.n.m.  permitió  el  drenaje  de  agua  probablemente a partir de surgencias localizadas en el borde septentrional de los  cerros del Castillón y de Juan Durán, hacia la actual cuenca del Río de las Cuevas (al  N).  Como  resultado de  este drenaje  se depositaron  los  travertinos de Cuevas del  Becerro y de la Mesa, cuya morfología, con varios lóbulos orientados hacia el cauce  del río, podría explicarse por el drenaje desde la vertiente N de sendos macizos.  2. La karstificación del macizo evolucionó durante aproximadamente 14.000 años, de  manera que la red de conductos kársticos se reinstaló 60 m por debajo del primer  primitivo, hasta la cota 655 m s.n.m. Ésta coincide aproximadamente con la cota de  surgencia  del  manantial  de  Prado  Medina,  que  debió  funcionar  como  surgencia  permanente,  aunque  en  la  actualidad  es de  tipo  trop plein. Durante  otros 14.000  años se generó el depósito travertínico de Serrato, a partir de un drenaje que, en  este  caso,  se  produjo  hacia  el  Río  de  Serrato,  situado  al  E.  Mientras  tanto,  comenzaron a configurarse los relieves de la cuenca alta del Guadalteba, incluido el  Cerro de la Mesa.  3. A medida que el drenaje principal del acuífero profundizó hasta una cota próxima a  540 m s.n.m., a la que se encuentra el manantial de Serrato, 115 m más bajo que el  nivel  anterior,  el  relieve  se  configuró  tal  y  como  se  conoce  en  la  actualidad.  Un  tercer afloramiento, el travertino próximo al manantial anteriormente citado, está  asociado al actual nivel de base.              ‐ 61 ‐   ‐ 62 ‐ Capítulo 3: Climatología  3. CLIMATOLOGÍA  3.1.  GENERALIDADES  SOBRE  LA  DINÁMICA DE  LAS  PRECIPITACIONES  Y  LA  TEMPERATURA  A  ESCALA  REGIONAL      La distribución de  las precipitaciones en el  S de España está  condicionada por dos  factores principales (IGME‐Junta de Andalucía, 1998): la dinámica global de los flujos de aire,  que  engloba  dos  modelos  generales  de  circulación  de  masas  nubosas  sobre  la  Península  Ibérica basados en los sistemas ciclónicos y anticiclónicos, y el relieve.   El régimen climático de  la comunidad andaluza,  influenciado por  la proximidad del  Océano  Atlántico  y  del  Mar  Mediterráneo,  se  caracteriza  por  la  irregularidad  de  las  precipitaciones,  prácticamente  ausentes  durante  la  época  estival,  y  por  la  disminución  generalizada de éstas de oeste a este. Por ejemplo, los valores de precipitación anual que se  registran en Grazalema, en la provincia de Cádiz (zona húmeda), son superiores a 2.000 mm,  mientras  que  en  la  región  de  cabo  de  Gata,  en  la  provincia  de  Almería  (zona  árida),  la  precipitación puede ser inferior a 200 mm. En áreas geográficas intermedias (provincias de  Málaga  y  Granada)  se  lleva  a  cabo  la  transición  pluviométrica,  donde  las  precipitaciones  anuales están comprendidas entre 300 y 800 mm/año.      De  acuerdo  con  la  distribución  de  las  precipitaciones  en  el  S  peninsular,  en  la  provincia de Málaga (Senciales, 2007) pueden distinguirse cuatro áreas pluviométricas (Fig.  3.1):  Hiperhúmeda  (Pm ~1.500 mm/año): de muy reducida extensión, se extiende por el  extremo occidental de la provincia, en el límite con la de Cádiz.   Húmeda  (Pm  ~1.000  mm/año):  incluye  la  mayor  parte  de  la  Serranía  de  Ronda,  región en la que se enmarca el área de estudio, y algunas zonas del borde oriental de  la provincia.  Subhúmeda  (Pm ~700 mm/año):  comprende  las  zonas  limítrofes,  al  sur y al  norte,  con la Serranía de Ronda (costa occidental e inmediaciones de Ronda). Además, esta  región  pluviométrica  incluye  las  zonas  más  elevadas  inmediatamente  al  N  de  la  ciudad de Málaga y varios sectores del tercio oriental de la provincia.  Seca (Pm ~500 mm/año): ocupa algo menos de la mitad de la provincia. Se extiende  por la región de Antequera, valle del río Guadalhorce, zonas de baja y media altitud  de la parte central de  la provincia y por  la costa centro‐oriental de    la provincia de  Málaga.  ‐ 63 ‐ La Serranía oriental de Ronda forma parte de dos áreas climáticas bien diferenciadas.  Al  SO,  las  sierras  Hidalga  y  Blanquilla  pertenecen  a  la  zona  húmeda,  con  precipitaciones  anuales  medias  superiores  a  900  mm,  mientras  que  al  este,  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado, Carrasco, Ortegícar, Teba y Peñarrubia se  incluyen en un contexto pluviométrico  subhúmedo a seco, con precipitaciones de 800 a 500 mm.      Figura 3.1. Mapa de precipitaciones de la provincia de Málaga (modificado de Senciales, 2007), en el que se indica la  situación del área de estudio.    Los  valores  de  temperatura  en  la  provincia  de  Málaga  están  influenciados  por  la  latitud,  la  proximidad  al  mar  y  las  características  del  relieve  (Fig.  3.2).  La  latitud  es  prácticamente  una  constante  a  escala  provincial.  Esto  favorece  la  homogeneidad  en  las  temperaturas medias anuales de la provincia, que están comprendidas entre 17 y 19 ºC, en  las zonas de costa y valle del Bajo Guadalhorce, y valores inferiores a 14 ºC, en la sierra de  las  Nieves,  al  SE  de  la  ciudad  de  Ronda.  Los  otros  dos  factores  están,  en  cierto  modo,  interrelacionados.  La  influencia  mediterránea  queda  patente  de  forma  general  en  todo  el  territorio  provincial,  ya  que  suaviza  las  temperaturas  a  lo  largo  del  año,  mientras  que  la  configuración  y  orientación  de  los  relieves  más  elevados  originan  barreras  físicas  que  modifican  localmente  la  regulación  térmica  ejercida  por  el  mar.  La  atenuación  de  las  temperaturas  extremas  decrece  conforme  aumenta  la  distancia  de  la  costa  y  es  casi  inexistente en zonas de interior.   ‐64 ‐ Capítulo 3: Climatología  El área de estudio  presenta una distancia mínima de 40 km respecto a la costa y se  caracteriza  por  un  clima  de  tipo  continental  mediterráneo,  en  el  que  los  valores  de  temperatura media anual varían, de SO a NE (de mayor a menor altitud), desde 11‐13 ºC, en  las áreas próximas a sierra Hidalga (Fig. 3.2), hasta 16‐17 ºC  en la comarca del Guadalteba  (embalses del Guadalteba, Guadalhorce y Conde de Guadalhorce).      Figura 3.2. Distribución de la temperatura del aire en la provincia de Málaga (modificado de Senciales, 2007).      3.2.  ANÁLISIS  DE  LAS  SERIES  HISTÓRICAS  DE  PRECIPITACIÓN  CORRESPONDIENTES  AL  PERÍODO  1964/65­2010/11  3.2.1. Análisis y tratamiento de datos    La  red  de  control  pluviométrico  disponible  en  el  área  de  estudio  consta  de  22  estaciones  meteorológicas  (Tab.  3.1),  la  mayoría  de  ellas  (19)  pertenecientes  a  la  Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA).  De  las  3  restantes,  una  (129‐SAIH)  fue  recientemente  instalada  por  el  Servicio  Automático  de  Información Hidrológica (SAIH) de la Red Hidrosur, dependiente de la Consejería de Medio  Ambiente y Ordenación del Territorio de la Junta de Andalucía, y las otras dos (GHUMA‐1 y  GHUMA‐2)  fueron  equipadas  por  el  Grupo  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de Málaga  ‐ 65 ‐ (GHUMA) con motivo de la presente investigación (Fig. 3.3). Los dispositivos de medida de la  DHCMA  cuentan  con  un  registro  de  lluvia  diario, mientras  que  los  correspondientes  a  los  otros dos organismos toman los datos con una periodicidad menor: horaria (SAIH) y cada 15  minutos (GHUMA).     Coordenadas UTM (m) Estación pluviométrica Referencia Altitud Nº años Nº años Precip. media  X  Y (m s.n.m.) Período de registro de registro incompletos completos (mm) Ronda‐CSE 0163 306.397 4.068.473 660 1939/40 ‐ 2010/11 72 20 627 Ronda‐OP 0371 306.291 4.069.246 720 1975/76 ‐ 2000/01 26 6 623 Arriate 0029 309.267 4.074.730 596 1947/48 ‐ 2010/11 64 2 632 Parchite 0144 311.828 4.076.153 755 1945/46 ‐ 2010/11 66 5 658 El Saltillo 0306 316.946 4.080.112 880 1967/68 ‐ 1989/90 23 9 856 Quejigales 0426 317.062 4.062.380 1.290 1991/92 ‐ 2009/10 19 10 1.194 Cuevas del Becerro 0072 317.752 4.083.024 735 1944/45 ‐ 2010/11 67 2 782 Las Pilas GHUMA‐1 318.377 4.078.540 765 2007/08 ‐ 2009/10 3 0 815 Lifa 0116 318.583 4.069.686 1.005 1946/47 ‐ 1996/97 51 13 778 El Taramal 0210 319.100 4.064.803 1.190 1946/47 ‐ 1991/92 46 7 1.076 Cañete la Real 0271 319.916 4.091.611 742 1964/65 ‐ 2010/11  47 16 601 Almargen 19 320.281 4.097.154 502 1944/45 ‐ 2010/11 67 1 520 Añoreta GHUMA‐2 322.077 4.074.456 965 2007/08 ‐ 2009/10 3 0 957 El Burgo 0045 326.471 4.073.283 575 1942/43 ‐ 2007/08 66 5 606 Río Guadalteba 129‐SAIH 328.370 4.089.219 400 2008/09 ‐ 2009/10 2 0 550 Teba‐pueblo 0272 329.136 4.094.812 550 1964/65 ‐ 2010/11  47 2 478 Teba‐colegio 0372 329.387 4.094.961 580 1980/8 ‐ 2007/08 27 1 434 La Higuera 0367 331.300 4.079.199 475 1972/73 ‐ 2010/11 39 5 552 Embalse del Guadalteba 0099 334.769 4.091.926 340 1939/40 ‐ 1989/90 51 18 375 Ardales 0360 335.981 4.084.194 360 1971/72 ‐ 2010/11  40 1 499 Emb. Conde de Guadalhorce 0075 339.379 4.089.120 345 1943/44 ‐ 2010/11 68 2 474 Emb. Guadalhorce‐Guadalteba 0403 339.865 4.090.107 370 1989/90 ‐ 2010/11 22 3 505   Tabla 3.1. Características principales de las estaciones pluviométricas ubicadas en el área de estudio.     A B C     Figura 3.3. Estaciones pluviométricas:  (A y B) Pluviógrafo y  (C) estación meteorológica automática,  instalados  con motivo de la presente investigación en los cortijos de Las Pilas (S de sierra Colorado) y de Añoreta (altiplano  de sierra Blanquilla), respectivamente.     La distribución de las estaciones de medida es relativamente irregular en la zona de  estudio (Fig. 3.4). Existe mayor representación en los bordes de los macizos carbonáticos, en  los  núcleos  urbanos  y  en  las  zonas  deprimidas  topográficamente  y/o  de  valle.  Sólo  5  ‐66 ‐ Capítulo 3: Climatología  estaciones  pluviométricas/termopluviométricas  (Lifa,  Añoreta,  El  Saltillo,  Teba‐pueblo  y  Teba‐colegio)  están  localizadas  sobre  las  partes  más  altas  de  las  principales  sierras.  No  obstante,  en  conjunto,  cubren un  rango  altitudinal  comprendido  entre 340 y 1.290 m.  Las  características principales de cada una de las estaciones consideradas se resumen en la tabla  3.1 y su ubicación geográfica se muestra en la figura 3.4.      Figura 3.4. Situación de las estaciones pluviométricas y termopluviométricas en el área de estudio, así como de los  puntos de muestreo del agua de lluvia para análisis hidroquímico e isotópico.    La  longitud  de  las  series  de  datos  pluviométricos  varía  según  las  estaciones  consideradas (Tab. 3.1), con un período de registro comprendido entre 2 (Río Guadalteba) y  72 años (Ronda‐CSE). El valor promedio de años de registro en las 22 series de precipitación  es 43, con 12 estaciones que superan esta cifra y otras 14 que presentan más de 30 años de  ‐ 67 ‐ datos. Sin embargo, en todas ellas, salvo en las estaciones recientemente instaladas, existen  años  en  los  que  faltan datos  de  precipitación.  Las  estaciones  con  el  período de datos más  largo y el mínimo número de años incompletos son: Embalse Conde de Guadalhorce (68 años  de registro y 2 incompletos), Almargen (67 y 1) y Cuevas del Becerro (67 y 2). Las estaciones  pluviométricas  que  presentan más  años  de  registro,  pero  también más  incompletos,  son:  Ronda‐CSE, con 72 años, de los que 20 están incompletos, y Embalse del Guadalteba con 51  años  de  registro  y  18  en  los  que  faltan  datos.  Hay  varias  estaciones  con más  de  10  años  incompletos: Lifa (13), Cañete la Real (16), Embalse del Guadalteba (18) y Ronda‐CSE (20).  Las estaciones que se  instalaron durante el período de investigación cuentan con series de  datos  más  cortas,  aunque  completas.  Son  las  estaciones  de  Las  Pilas,  Añoreta  y  Río  Guadalteba, con 3 años de registro en las dos primeras y 2 en la última.    El  primer  paso  en  el  tratamiento  de  los  datos  históricos  de  precipitación  ha  consistido en la identificación de lagunas en los registros de datos originales, primero en las  series  mensuales  y,  seguidamente,  en  las  anuales.  La  tabla  3.2  muestra  los  valores  de  precipitación anual registrados en cada una de las 22 estaciones existentes. A continuación,  se ha procedido al completado de las series de datos mediante regresión lineal entre pares  de estaciones que presentan el mayor coeficiente de correlación. Con ello se ha pretendido  unificar las series de datos de precipitación, de manera que puedan ser comparables entre sí  para un determinado período de tiempo.    Tras un primer análisis, se ha seleccionado la información procedente de 11 de las 22  estaciones  de  la  red  de  control,  atendiendo  a  la  longitud  de  la  serie,  número  de  años  incompletos  y  a  la  distribución  espacial  de  las  mismas.  En  concreto,  las  estaciones  pluviométricas son (Tab. 3.3): Ronda‐CSE, Arriate, Parchite, Cuevas del Becerro, El Taramal,  Almargen, El Burgo, La Higuera, Ardales, Teba‐Pueblo y Embalse Conde de Guadalhorce. El  período de estudio (histórico) consta de 46 años hidrológicos, desde 1964/65 a 2009/10. En  la tabla 3.3 se resumen los principales resultados obtenidos, destacando en negrita los datos  completados. En determinadas estaciones, como en Ronda‐CSE y Teba‐pueblo, la correlación  de los datos se ha realizado teniendo en cuenta estaciones muy próximas (Ronda‐OP y Teba‐ colegio; Tab. 3.1), distantes entre 100 y 250 m, cuyos datos de precipitación  presentan una  gran similitud.   Finalmente, el último paso  llevado a cabo en el análisis de datos pluviométricos ha  consistido en aplicar el método de dobles masas a las series de datos ya completadas (Tab.  3.3), para la detección y corrección de errores, sistemáticos y/o accidentales, en el registro  de los datos. No se han detectado errores en las estaciones consideradas.        ‐68 ‐ Capítulo 3: Climatología  1939/40 602 475 1940/41 1941/42 1942/43 661 583 1943/44 560 814 1944/45 457 295 312 1945/46 688 710 949 704 722 486 1946/47 661 871 1034 880 1431 843 722 469 1947/48 762 664 776 832 787 1338 631 656 421 1948/49 567 433 570 615 397 496 364 1949/50 290 380 423 459 517 746 400 352 223 286 1950/51 489 712 695 914 748 638 601 288 360 1951/52 688 660 751 911 671 619 714 310 379 1952/53 462 497 442 500 461 381 589 234 365 1953/54 543 498 494 587 672 403 560 242 343 1954/55 712 766 769 807 850 575 658 321 413 1955/56 927 898 835 969 968 653 862 312 576 1956/57 360 450 411 487 445 336 470 257 337 1957/58 467 459 640 527 656 364 539 404 394 1958/59 638 711 743 520 1070 298 705 409 549 1959/60 912 1022 885 1249 826 1464 396 801 496 557 1960/61 749 864 537 922 299 535 279 383 1961/62 1019 1071 901 1318 403 985 496 651 1962/63 1139 1231 1259 1354 964 1849 568 1137 777 1963/64 909 918 838 1105 828 1078 523 768 597 1964/65 419 465 311 793 1180 1140 637 335 516 409 394 443 1965/66 555 630 562 919 1557 1312 710 562 561 468 323 449 1966/67 502 399 451 593 580 946 435 431 479 371 312 370 1967/68 679 615 967 633 776 770 1094 553 517 559 581 502 449 1968/69 1020 792 936 1180 1056 1242 1804 839 640 896 826 528 777 1969/70 1023 869 760 1284 1232 1362 1530 880 842 1042 1058 634 703 1970/71 850 785 766 843 964 798 1051 771 610 592 597 450 540 1971/72 634 639 697 702 785 1153 926 643 453 666 510 382 410 443 1972/73 504 549 572 864 671 1072 965 533 470 476 329 228 359 396 421 1973/74 335 420 486 490 629 302 714 495 362 326 392 301 331 316 351 1974/75 420 379 417 552 297 634 458 378 414 316 324 265 321 308 1975/76 598 357 551 570 639 713 800 928 482 452 484 419 540 467 407 434 1976/77 700 721 721 824 873 904 708 1031 652 495 444 538 506 530 490 519 1977/78 559 719 602 799 882 869 753 1114 602 604 551 530 546 420 454 434 1978/79 870 846 702 710 921 983 825 1298 774 619 1026 537 657 417 603 515 1979/80 575 597 654 781 802 847 617 548 609 512 635 368 501 1980/81 347 432 363 557 528 534 600 298 314 349 288 300 295 295 331 1981/82 470 609 505 567 750 614 804 566 472 479 383 324 357 362 361 372 1982/83 490 536 473 472 535 575 660 447 376 329 335 200 269 298 236 223 1983/84 594 719 680 687 821 818 1027 735 606 620 472 529 577 493 483 1984/85 656 729 596 614 763 1262 542 428 349 386 354 279 395 1985/86 586 680 714 688 1076 907 1043 573 508 487 463 385 418 1986/87 525 553 563 672 806 751 985 474 438 479 393 413 459 453 507 1987/88 705 779 636 603 1257 574 674 522 687 658 616 1988/89 483 350 423 553 953 633 629 513 474 613 604 482 1989/90 996 797 932 1145 1122 1775 809 1190 844 865 1586 1212 1195 1126 1990/91 717 682 614 694 1061 482 623 342 373 564 465 517 496 1991/92 526 507 500 544 1060 600 882 450 540 420 396 469 502 483 1992/93 434 417 407 422 792 449 375 401 274 312 419 366 349 384 1993/94 466 523 448 825 588 386 396 320 332 409 426 402 1994/95 282 273 299 417 331 260 189 236 246 248 213 215 1995/96 992 889 1039 1803 1173 901 1081 621 680 894 898 846 851 1996/97 1016 977 944 1653 1274 561 912 748 744 986 817 771 795 1997/98 776 835 778 1386 943 702 479 487 602 553 555 536 1998/99 304 274 552 341 255 200 139 151 286 188 181 186 1999/00 543 521 1170 663 526 436 416 500 443 448 2000/01 788 816 1504 796 645 550 536 706 468 456 465 2001/02 451 460 562 486 410 446 387 451 434 403 403 2002/03 617 618 710 611 522 484 433 435 388 373 392 402 2003/04 715 746 816 856 623 575 833 842 781 786 2004/05 263 238 295 382 266 238 238 310 286 254 313 2005/06 519 519 598 450 404 384 387 390 354 349 353 2006/07 593 545 581 677 565 468 613 432 422 529 527 453 449 2007/08 561 641 568 623 589 501 447 834 766 406 515 343 408 2008/09 664 667 753 815 730 564 678 795 428 491 614 507 409 404 2009/10 1181 1124 1226 1126 962 1096 1243 672 929 1001 1161 710 695 Tabla  3.2.  Valores  originales  de  precipitación  anual  (mm)  de  las  estaciones  situadas  en  el  área  de  estudio,  registrados durante el período 1939/40 – 2009/10.  ‐ 69 ‐ Año hidrológico Ronda‐CSE Ronda‐OP Arriate Parchite El Saltillo Quejigales Cuevas del  Becerro Las Pilas Lifa El Taramal Cañete la Real Almargen Añoreta El Burgo Río Guadalteba  Teba‐pueblo Teba‐colegio La Higuera Embalse del  Guadalteba Ardales Embalse Conde de Guadalhorce Emb. Guadalhorce‐ Guadalteba 3.2.2.  Precipitación media  anual.  Determinación  de  años  tipo    El cálculo de la precipitación media se ha efectuado a partir de las 11 estaciones con  mayor número de datos disponibles, durante el período 1964/65–2009/2010 (Tab. 3.3). La  precipitación  media  aritmética  en  el  área  de  estudio  es  de  615  mm.  El  uso  de  la  media  aritmética  en  el  tratamiento  de  datos  de  precipitación  puede  ser  representativo  en  áreas  donde el efecto del relieve (y por tanto de la altitud) sea despreciable. En el área investigada,  donde las características del relieve (la altitud disminuye generalmente de O a E) influyen en  las condiciones climáticas, también se ha calculado la precipitación media por planimetría de  isoyetas, que ha  resultado ser de 683 mm,  cifra ésta  relativamente mayor que  la obtenida  mediante la media aritmética.     A partir del valor medio aritmético de la precipitación de cada una de las estaciones  se  han  caracterizado  los  años  hidrológicos  del  período histórico  (Tab.  3.3).  Así,  un  año  se  considera  húmedo  cuando  su  precipitación  sobrepasa  un  15 %  el  valor medio  aritmética  calculado  para  el  período  de  tiempo  estudiado,  y  se  clasifica  como  año  seco  si  la  precipitación no excede el 85 % de  la media  anual. Los años de  tipo medio  se encuentran  entre  ambos  límites.  En  la  tabla  3.3  se  muestran  los  años  tipo  para  cada  estación  pluviométrica, diferenciados por colores: húmedo (azul), seco (amarillo) y medio (blanco).    El  conjunto  de  datos  de  las  estaciones muestra  una  cierta  ciclicidad,  en  la  que  se  alternan  períodos  húmedos  y  medios/secos,  con  una  duración  variable  entre  4  y  8  años  (Tab. 3.3). Esto se observa prácticamente hasta el año hidrológico 1997/98, a partir del cual  la periodicidad parece acortarse. En  la  serie histórica  se diferencian 10 años húmedos, 14  secos  y  22  medios.  El  año  hidrológico  2009/2010  es  el  más  húmedo  del  registro  de  precipitaciones en el área de estudio, con un valor de precipitación media de 1.133 mm. No  obstante,  el  año  1989/90  también  resulta  uno  de  los más  húmedos,  con  prácticamente  el  mismo  valor  pluviométrico  (1.132 mm).  Por  el  contrario,  el  año  hidrológico  más  seco  es  1998/1999, con una precipitación media de 265 mm. En cualquier  caso, en estos años con  precipitaciones tan dispares (los más húmedos y secos del registro histórico), no en todas las  estaciones  se  registran  simultáneamente  los  valores  máximos  y/o  mínimos  históricos  de  precipitación, aunque sí ocurre en la mayoría de estaciones.     ‐70 ‐ Capítulo 3: Climatología  Año Ronda‐ Cuevas Teba‐ Emb. Conde Precipitación hidrológico CSE Arriate Parchite del Becerro El Taramal Almargen El Burgo  La Higuera Ardales pueblo Guadalhorce media anual (mm) 1964/65 419 465 311 793 1140 335 516 513 456 409 443 527 1965/66 555 630 562 919 1312 562 561 519 461 468 449 636 1966/67 502 399 451 593 946 431 479 429 381 371 370 486 1967/68 679 615 967 776 1094 517 559 520 462 581 449 656 1968/69 1020 792 936 1056 1804 640 896 894 797 826 777 949 1969/70 1023 869 760 1232 1530 842 1042 809 721 1058 703 963 1970/71 850 785 766 964 1051 610 592 624 555 597 540 721 1971/72 634 639 697 785 926 453 666 462 410 510 443 602 1972/73 504 549 572 671 965 470 476 228 396 329 421 507 1973/74 335 420 486 629 714 362 326 301 316 392 351 421 1974/75 420 379 417 552 634 378 414 324 321 316 308 406 1975/76 598 551 570 713 928 452 484 540 407 419 434 554 1976/77 700 721 824 904 1031 495 444 506 490 538 519 652 1977/78 559 602 799 869 1114 604 551 546 454 530 434 642 1978/79 870 702 710 983 1298 619 1026 657 603 537 515 774 1979/80 575 925 654 781 847 548 609 635 487 512 501 643 1980/81 347 363 557 528 600 314 349 300 295 288 331 388 1981/82 470 505 567 750 804 472 479 357 361 383 372 502 1982/83 490 473 472 535 660 376 329 269 236 335 223 400 1983/84 594 680 687 821 1027 606 620 577 493 472 483 642 1984/85 656 596 614 763 1262 542 428 354 279 349 395 567 1985/86 586 714 688 907 1043 573 508 473 385 487 418 617 1986/87 525 563 672 751 985 438 479 459 453 393 507 566 1987/88 705 636 603 880 1257 574 674 687 658 479 616 706 1988/89 483 423 553 732 953 633 629 613 604 513 482 602 1989/90 996 797 932 1122 1775 809 1190 1586 1212 844 1195 1132 1990/91 717 682 614 694 1061 482 623 564 465 342 517 614 1991/92 526 500 544 600 882 450 540 529 469 420 502 542 1992/93 434 407 422 449 610 375 401 419 366 274 349 410 1993/94 425 523 448 588 781 386 396 405 409 320 426 464 1994/95 270 273 299 417 573 331 260 246 248 189 213 302 1995/96 936 889 1039 1173 1529 901 1081 894 898 621 846 982 1996/97 958 977 944 1274 1653 912 785 986 817 748 771 984 1997/98 857 835 778 943 1236 702 577 602 553 479 555 738 1998/99 277 304 274 341 473 255 200 286 188 139 181 265 1999/00 544 543 521 663 873 526 593 612 500 436 443 568 2000/01 789 788 816 796 1046 645 721 706 468 550 456 707 2001/02 461 451 460 562 752 410 446 451 434 416 403 477 2002/03 603 617 618 710 937 522 484 388 373 433 392 552 2003/04 711 715 739 746 978 588 856 833 842 623 781 765 2004/05 249 263 238 295 406 266 307 310 286 238 254 283 2005/06 452 519 450 519 707 450 439 390 354 384 349 456 2006/07 593 545 581 677 894 468 613 529 527 432 453 574 2007/08 561 641 568 623 838 447 766 608 515 406 343 574 2008/09 664 667 753 815 1082 678 569 614 507 491 409 659 2009/10 1154 1181 1124 1226 1623 1096 1257 1001 1161 929 710 1133 Media 615 611 632 763 1014 533 592 555 501 474 479 615 Máximo 1154 1181 1124 1274 1804 1096 1257 1586 1212 1058 1195 1133 Mínimo 249 263 238 295 406 255 200 228 188 139 181 265 Media*1,15 707 703 726 878 1166 614 681 639 577 545 551 708 Media*0,85 522 519 537 649 862 453 503 472 426 403 407 523 Años secos 16 16 13 14 13 18 19 18 18 17 15 14 Años medios 17 17 19 19 22 17 17 18 18 17 22 22 Años húmedos 13 13 14 13 11 11 10 10 10 12 9 10 Tabla  3.3.  Datos  de  precipitación  anual  (mm)  durante  el  período  1964/65­2009/10.  Los  valores  en  negrita  corresponden a los datos completados mediante regresión lineal. Años tipo: húmedo (azul), seco (amarillo) y medio  (blanco).    3.2.3. Distribución espacial de las precipitaciones. Isoyetas      El  análisis  de  la  distribución  espacial  de  las  lluvias  se  ha  realizado  a  partir  de  los  mapas de isoyetas correspondientes al año más húmedo (2009/10), al más seco (1998/99) y  al  año  medio  característico  del  período  1964/65‐2009/10  (Figs.  3.5,  3.6  y  3.7).  Para  la  realización  de  los  mapas  de  isoyetas  de  los  años  tipo  húmedo  y  seco,  además  de  las  11  ‐ 71 ‐ estaciones pluviométricas seleccionadas  (Tab. 3.3),  se han  tenido en cuenta  los datos de 5  estaciones  adicionales  que  aparecen  en  la  tabla  3.1    (Quejigales,  Las  Pilas,  Cañete  la  Real,  Añoreta y Río Guadalteba).       Figura 3.5. Mapa de  isoyetas  correspondiente al año 2009/10, el más húmedo  (1.133 mm) del período 1964/65­  2009/10.     El trazado de las curvas isoyetas es relativamente similar en los años seco y medio.  Sin  embargo,  hay  diferencias  en  el  trazado  de  las  isoyetas  entre  estos  dos  años  y  el  año  húmedo, en el que se aprecian  isolíneas de precipitación más próximas entre sí hacia el S.  Todos  los  años  las  precipitaciones  son  más  elevadas  en  la  parte  meridional,  donde  se  observa  una  mayor  densidad  de  curvas  isoyetas.  Esto  ocurre  independientemente  de  la  ‐72 ‐ Capítulo 3: Climatología  cantidad de lluvia registrada en el área de estudio, hecho que se debe a la influencia de los  relieves localizados al S (sierras Hidalga y Blanquilla), más elevados y con un mayor régimen  pluviométrico.       Figura 3.6. Mapa de isoyetas correspondiente al año medio del período 1964/65­2009/10, con una pluviometría de  615 mm (valor medio aritmético) y 683 mm (valor medio obtenido por planimetría de isoyetas).    Las precipitaciones más elevadas se registran en las estaciones pluviométricas de la  zona meridional, en las sierras de Hidalga y Blanquilla (Tab. 3.3 y Figs. 3.5, 3.6 y 3.7). Entre  éstas, la estación de El Taramal presenta el valor medio más alto, superior a 1.000 mm/año.  Tanto en las estaciones pluviométricas situadas en el límite con la depresión de Ronda (al O),  como  en  las  ubicadas  próximas  a  los  embalses  del  Guadalteba  (al  NE),  se  detecta  una  disminución  en  el  valor  de  precipitaciones  registradas.  Las  estaciones  de  Teba‐pueblo  y  ‐ 73 ‐ Embalse Conde de Guadalhorce muestran  los valores mínimos, con  precipitaciones medias  por debajo de  500 mm/año.       Figura 3.7. Mapa de isoyetas correspondiente al año 1998/99, el más seco (265 mm) del período 1964/65­2009/10.    En  todos  los  años,  la  morfología  de  las  curvas  isoyetas  muestra  un  “umbral  o  divisoria”  pluviométrica  con  dirección  N‐S,  siguiendo  las  cumbres  de  las  sierras  que  constituyen el área de estudio. Este umbral es más acentuado en el año húmedo y se atenúa  en los años de tipo seco y medio.       ‐74 ‐ Capítulo 3: Climatología  3.2.4 Gradiente pluviométrico      La  figura  3.8  muestra  la  relación  existente  entre  la  altitud  de  las  estaciones  pluviométricas y la precipitación media en cada una de ellas, calculada a partir del período  de  registro  histórico  (1964/65‐2009/10,  Tab.  3.3).  La  cantidad  de  lluvia  aumenta  generalmente desde los límites O y E hacia la parte central y S del área de estudio. El efecto  barrera de las áreas montañosas sobre las precipitaciones se aprecia en la parte S de Sierra  Hidalga y en la zona central de la Sierra de los Merinos (Figs. 3.5 a 3.7), en cuyas estaciones  más representativas (El Taramal y Cuevas del Becerro) se observan máximos pluviométricos  locales influenciados por la orografía.    La relación de dependencia entre la pluviometría y la altitud de las estaciones viene  determinada por el gradiente pluviométrico. En el área de estudio, el gradiente calculado es  de 66 mm/100 m de altitud (Fig. 3.8), valor éste similar al calculado por Liñán (2003) en la  cercana Sierra de las Nieves, situada inmediatamente al S de Sierra Hidalga.        Figura 3.8. Relación entre la precipitación media y la altitud de las estaciones de medida y gradiente pluviométrico  calculado en el área de estudio para el período 1964/65­2009/10.     3.2.5 Distribución temporal de las precipitaciones      Durante  el  período  1964/65‐2009/10  las  precipitaciones  anuales  presentan  una   evolución  temporal  marcada  por  una  serie  de  años  hidrológicos  secos  y  medios,  generalmente  más  numerosos,  que  se  suceden  entre  otros  húmedos  (Fig.  3.9).  De  los  ‐ 75 ‐ períodos  plurianuales  con  mayor  pluviometría  destacan  1968/69‐1970/71  y  1995/96‐ 1997/1998. Los años hidrológicos más húmedos (1989/90 y 2009/10) aparecen aislados y,  generalmente, tras una serie de años medios. Estos últimos (22) predominan sobre los años  de  tipo  seco  (14)  y  suelen  constituir  grupos  de  1  a  3  y,  excepcionalmente,  de  hasta  6  (1983/84‐1988/89).  Los  años  hidrológicos  1998/99  y  2004/05  son  los  más  secos  del  registro  histórico,  especialmente  el  primero,  considerado  el más  seco  del  área  de  estudio  (Fig. 3.9). No obstante,  las condiciones pluviométricas secas más prolongadas en el  tiempo  tuvieron  lugar  en  los  períodos  1972/73‐1974/75,  1980/81‐1982/83  y  1992/93‐1994/95,  todos ellos con precipitaciones por debajo del valor medio histórico.      Figura 3.9. Distribución temporal de las precipitaciones medias anuales durante el período 1964/65­2009/10. Años  tipo: húmedo (azul), seco (amarillo) y medio (blanco).    La desviación acumulada de las precipitaciones anuales, con respecto al valor medio  de la serie histórica (1964/65‐2009/10) del conjunto de las estaciones (Fig. 3.10), pone de  manifiesto la alternancia de períodos húmedos y secos a lo largo de los 46 años de registro  pluviométrico. En total, se observan 7 períodos húmedos y otros tantos secos (marcados en  colores azul y amarillo, respectivamente, en la figura 3.10), con una duración variable entre  1 y 3 años en cada caso.  El análisis mensual de  las precipitaciones,  individual y acumulado,  se  resume en  la  tabla 3.4 y se representa en la figura 3.11. El período de tiempo más lluvioso en el área de  estudio  va  de  octubre  a  febrero,  si  bien  en  el mes  de  diciembre  se  registran  las mayores  precipitaciones,  con 99 mm de media  (Tab. 3.4). Las precipitaciones de primavera pueden  llegar  a  ser  considerables  y  generalmente  contabilizan  entre  34  mm  (mayo)  y  58  mm  (marzo).  En  el  verano,  las precipitaciones  escasean y  se distribuyen de  forma parecida  en  toda el área (Tab. 3.4): el mes de  julio es el más seco, con 2 mm. En el mes de septiembre  ‐76 ‐ Capítulo 3: Climatología  tienen lugar las primeras lluvias del año hidrológico (27 mm de media), durante la transición  de la época estival al período húmedo. La precipitación media mensual es de 51 mm.      Figura 3.10. Desviación anual y acumulada de los valores de precipitación de la serie histórica (1964/65­2009/10)  con respecto a la precipitación media aritmética de las estaciones del área de estudio. Años tipo: húmedo (azul), seco  (amarillo) y medio (blanco).    P media Ronda­ Cuevas del El La  Teba­ Emb. Conde de  Mes Arriate Parchite Almargen El Burgo Ardales mensual CSE Becerro Taramal Higuera pueblo Guadalh. (mm) Octubre 67 69 67 79 106 60 67 64 71 60 62 70 Noviembre 88 86 90 102 140 72 81 72 74 67 68 86 Diciembre  100 104 101 128 171 82 99 75 88 70 73 99 Enero 94 95 89 115 152 73 80 66 79 63 59 88 Febrero 75 77 86 103 137 69 78 58 68 60 56 79 Marzo 55 56 59 74 92 50 58 47 52 50 47 58 Abril 55 55 59 68 88 52 45 41 44 42 41 54 Mayo 35 33 35 42 57 33 30 25 28 26 27 34 Junio 13 10 13 16 21 11 12 14 15 10 12 13 Julio 1 1 2 2 3 1 4 4 2 1 2 2 Agosto 5 5 6 7 8 8 9 11 11 8 12 8 Septiembre 26 25 26 29 42 24 31 25 23 21 22 27 Máximo 100 104 101 128 171 82 99 75 88 70 73 99 Media 51 51 53 64 85 45 50 42 46 40 40 51 Mínimo 1 1 2 2 3 1 4 4 2 1 2 2   Tabla 3.4. Precipitaciones medias mensuales durante el período 1964/65­2009/10.    ‐ 77 ‐ La precipitación mensual acumulada muestra valores crecientes desde octubre hasta  mayo (Fig. 3.11). A partir de este mes, este parámetro permanece casi constante, debido a la  ausencia de  lluvias durante  el período estival,  y  sólo  aumenta  ligeramente al  final del  año  hidrológico, en el mes de septiembre.  Durante el período húmedo, comprendido entre  los meses de octubre y  febrero,  se  acumula el 69 % de  las precipitaciones anuales, mientras que entre  los meses de marzo y  mayo  (lluvias de primavera)  se  contabiliza  el  23 % del  total  (Fig.  3.11).  El porcentaje que  resta  (8 %)  se  debe  fundamentalmente  a  las  precipitaciones  del  mes  de  septiembre  que,  según el año que se considere, pueden ser significativas.      Figura  3.11.  Precipitaciones medias mensuales  y  valores  acumulados  para  el  conjunto  de  estaciones  durante  el  período 1964/65­2009/10.   3.3  ANÁLISIS  DE  LAS  PRECIPITACIONES  CORRESPONDIENTES  AL  PERÍODO  DE  INVESTIGACIÓN (2007/08­2009/10)  3.3.1 Distribución espacial de las precipitaciones. Isoyetas      Para  llevar  a  cabo  el  análisis  espacial  de  las  precipitaciones  durante  el  período  de  estudio se ha modificado  la red de estaciones pluviométricas considerada en el análisis de  las series históricas (1964/65‐2009/10). La introducción de estos cambios, que conlleva la  sustitución,  adición  y/o  eliminación  de  estaciones  de  medida,  está  motivada  por  el  ‐78 ‐ Capítulo 3: Climatología  desmantelamiento  de  varias  de  ellas,  la  falta  de  datos  en  otras  y  la  inclusión  de  nuevas  estaciones  en  lugares  donde  no  se  dispone  de  datos  históricos  de  precipitación  (partes  elevadas de las sierras de los Merinos y Blanquilla). La nueva  red de control pluviométrico  consta  de  un  total  de  13  estaciones  (Tab.  3.5):  Ronda‐CSE,  Arriate,  Parchite,  Quejigales,  Cuevas  del  Becerro,  Las  Pilas,  Cañete  la  Real,  Añoreta,  Río  Guadalteba,  Teba‐pueblo,  La  Higuera, Ardales y Embalse Conde de Guadalhorce.     2007/08 561 641 568 1041 623 589 501 834 349 406 608 515 343 583 2008/09 664 667 753 1074 815 730 564 795 428 491 614 507 409 655 2009/10 1154 1181 1124 2402 1226 1140 962 1345 672 929 1001 1161 710 1154 Media 793 829 815 1506 888 820 676 991 483 608 741 727 487 797 Máximo 1154 1181 1124 2402 1226 1140 962 1345 672 929 1001 1161 710 1154 Mínimo 561 641 568 1041 623 589 501 795 349 406 608 507 343 579 Media*1,15 912 954 937 1731 1021 943 777 1140 555 700 852 836 560 917 Media*0,85 674 705 693 1280 755 697 574 843 411 517 630 618 414 678 Tabla 3.5. Valores de precipitación anual (mm) durante el período de investigación (2007/08­2009/10).      A partir de las series de datos de precipitación se han realizado los mapas de isoyetas  correspondientes  a  los  tres  años  hidrológicos  ‐2007/08,  2008/09  y  2009/10‐  (Figs.  3.12,  3.13  y  3.5,  respectivamente),  que  constituyen  el  período  de  investigación.  El  último  año  hidrológico  del  período  de  estudio  (2009/10)  coincide  con  el  más  húmedo  de  la  serie  histórica de precipitaciones (Fig. 3.5).  La distribución de  las precipitaciones es  similar  a  la que  se deduce del  análisis del  período histórico, esto es, disminuyen desde la parte central (umbral pluviométrico) del área  de  estudio  hacia  los  límites  O  y  E.  Así,  durante  el  período  2007/08‐2009/10,  también  se  observa  el  mismo  efecto  de  umbral  pluviométrico marcado  por  la  alineación  de  cumbres  (con dirección aproximada N‐S) de las sierras de los Merinos y Blanquilla.  La  pluviometría  ha  aumentado  en  el  transcurso  del  período  de  investigación  (Tab.  3.5). En los dos primeros años hidrológicos (2007/08 y 2008/09) la distribución y magnitud  de las precipitaciones fueron relativamente similares, como se deduce de la morfología y de  los valores de las isoyetas de las figuras 3.12 y 3.13. En cambio, las precipitaciones del último  año (2009/10) fueron significativamente mayores (Fig. 3.5), casi el doble. Este aumento de  precipitación, generalizado en toda el área, suaviza la morfología de las isoyetas, de manera  que el umbral pluviométrico queda algo menos marcado que en años anteriores.  ‐ 79 ‐ Año hidrológico Ronda‐CSE Arriate Parchite Quejigales Cuevas del Becerro Las Pilas Cañete la Real Añoreta Río Guadalteba Teba‐pueblo La Higuera Ardales Emb. Conde Guadalhorce Precipitación media anual  (mm)   Figura 3.12. Mapa de isoyetas correspondiente al año hidrológico 2007/08. La precipitación media (aritmética) es  de 583 mm.    Con objeto de  ilustrar  las variaciones de  la precipitación a  lo  largo de  los  tres años  hidrológicos, se han calculado los gradientes pluviométricos correspondientes, que resultan  ser:  62  mm/100  m,  en  los  dos  primeros  años,  y  135  mm/100  m,  en  el  año  hidrológico  2009/10.    ‐80 ‐ Capítulo 3: Climatología    Figura 3.13. Mapa de isoyetas correspondiente al año hidrológico 2008/09. La media aritmética de la precipitación  es de 655 mm.    3.3.2 Precipitación media anual      La  precipitación media  (aritmética)  durante  el  período  de  investigación  es  de  797  mm  (Tab.  3.5  y  Fig.  3.14).  Este  dato  es  considerablemente  superior  al  calculado  en  el  apartado  3.2.2  (615  mm)  a  partir  del  registro  histórico  de  precipitaciones  (1964/65‐ 2009/10) y ligeramente inferior al determinado mediante planimetría de isoyetas (829 mm)  para el período 2007/08‐2009/10.   Los datos de precipitación media (Tab. 3.3 y Fig. 3.14) de los  tres años hidrológicos  que constituyen el período de estudio permiten clasificarlos como de tipo medio (2007/08 y  2008/09) y húmedo (2009/10).    ‐ 81 ‐   Figura 3.14. Valores de precipitación anual durante el período de estudio. El área gris representa el  intervalo de  valores correspondiente al año tipo medio. Pm: precipitación media aritmética.      3.3.3 Distribución temporal de las precipitaciones      A lo largo del período de investigación, las precipitaciones mensuales muestran una  distribución  temporal  irregular  en  el  conjunto de  estaciones  (Fig.  3.15).  Las  épocas  en  las  que  se  registran  las  mayores  precipitaciones  tienen  lugar  durante  la  primavera  del  año  hidrológico  2007/08  (abril‐mayo),  otoño  de  2008/09  (septiembre‐noviembre)  e  invierno  del año 2009/10 (diciembre‐febrero). El verano de 2007/08 es el más seco de todos (2 mm,  entre  junio  y  agosto),  mientras  que  en  2009/10  se  registran  las  mayores  precipitaciones  estivales (41 mm, en el mismo período).   La  distribución  de  las  precipitaciones  mensuales  durante  los  dos  primeros  años  hidrológicos  (2007/08‐2008/09)  es  algo más  regular  que  en  2009/10  (Figs.  3.15  y  3.16),  pues  están  más  repartidas  durante  el  período  de  lluvias.  A  diferencia  de  los  años  hidrológicos  anteriores,  en  el  de  2009/10  las  precipitaciones  acaecidas  muestran  una  distribución más concentrada en el tiempo, concretamente desde el mes de diciembre hasta  el mes de marzo, en los que se acumuló el 84 % de la precipitación anual.   El análisis temporal de las lluvias permite distinguir tres tipos principales (estación  ejemplo: Cuevas del Becerro; Fig. 3.16):  A) constituyen los primeros eventos pluviométricos del año hidrológico, que tienen  lugar  entre  los  meses  de  septiembre  y  octubre.  Suelen  ser  tormentas  intensas  y  aisladas,  con  frecuencia  asociadas  a  las  masas  de  aire  cálidas.  Este  tipo ‐82 ‐ Capítulo 3: Climatología    Figura 3.15. Evolución de las precipitaciones mensuales durante el período de investigación (2007/08­2009/10).    Figura 3.16. Registro de  la precipitación diaria  en  la  estación de Cuevas del Becerro durante  los años 2007/08,  2008/09 y 2009/2010. Las áreas grises representan los principales períodos de precipitación descritos en el texto.  ‐ 83 ‐ de  lluvias  acumularon  108  mm  en  2007/08,  196  mm  en  2008/09  y  72  mm  en  2009/10.  B) comprende la época invernal (de finales de noviembre a febrero) y el período más  húmedo del año. Las precipitaciones pueden deberse principalmente a la influencia  de los frentes nubosos de bajas presiones (borrascas). Estas lluvias han aumentado  progresivamente durante el período de investigación: 184 mm registrados el primer  año, 355 mm el segundo y 833 mm el último.   C)  es  el  tercer  período  lluvioso  en  importancia  dentro  del  año  hidrológico  y  tiene  lugar  entre  los  meses  de  abril  y  mayo.  Las  precipitaciones  pueden  ser  intensas  y  cuantiosas. En el año 2007/08 las  lluvias de primavera, con 204 mm, alcanzaron el  40 % del  total  anual  acumulado  (Fig.  3.16), mientras que en  años posteriores  esta  cantidad fue significativamente inferior: 90 mm en 2008/09 y 46 mm en 2009/10.  Las lluvias estivales (junio‐agosto) son escasas y se producen generalmente en forma  de tormentas. En el mes de junio se han registrado las mayores precipitaciones de este tipo  (Fig. 3.16), como ocurrió en los años 2008/09 y 2009/10, aunque generalmente son de poca  cuantía.       En  el  análisis  de  las  precipitaciones mensuales  de  la  figura  3.17  se  observa  que  la  pluviometría  registrada  en  los meses  de  octubre,  diciembre,  enero,  febrero, marzo  y  abril  iguala o supera el valor medio aritmético mensual (66 mm), mientras que en el resto del año  la  cantidad de  lluvia  es  inferior  a  esta  cifra. A diferencia del  análisis  realizado a partir del  registro  histórico  (Tab.  3.4  y  Fig.  3.11),  el  mes  de  noviembre  del  período  de  estudio  se  caracteriza  por  un  valor  de  precipitación  muy  por  debajo  de  la  media  calculada  para  el  período 1964/65‐2009/10, de casi la mitad (Fig. 3.17).      Figura  3.17.  Valores  de  la  precipitación media mensual  y  acumulada  del  conjunto  de  estaciones  pluviométricas  utilizadas para el análisis del período 2007/08­2009/10 (Tab. 3.5).  ‐84 ‐ Capítulo 3: Climatología  Los  valores  de  precipitación  mensual  media  acumulada  crecen  progresivamente  hasta el mes de abril, aunque lo hace algo más lento durante el mes de noviembre (Fig. 3.17).  Desde octubre  a  abril  se  acumula  el  88 % de  la  precipitación  total  anual. A partir  de  este  último  mes  los  valores  de  la  precipitación  media  mensual  acumulada  se  mantienen  casi  constantes  (disminuye  considerable  la  pendiente  de  la  línea  de  precipitación  acumulada),  como consecuencia de la disminución de las lluvias durante el estiaje.     3.3.4 Composición química del agua de lluvia  3.3.4.1 Estrategia de muestreo y tratamiento de los datos      Se ha recogido agua de lluvia en 6 pluviocaptores distribuidos por la zona de estudio,  situados  en  un  rango  altitudinal  comprendido  entre  435  y  1.330 m  (Tab.  3.6,  Fig.  3.4).  El  muestreo  tuvo  lugar entre octubre de 2007 y marzo de 2010. En este período se  tomaron  126 muestras, correspondientes a entre 3 y 41 episodios de precipitación, según el punto de  control.  La  periodicidad  de  muestreo  fue  variable  y  siempre  dependiente  de  los  eventos  lluviosos, si bien se ha intentado obtener la composición química de los principales períodos  de precipitación.     Altitud Longitud Latitud Estación pluviométrica Pluviocaptor (m s.n.m.) (UTM­m) (UTM­m) asociada Sierra Hidalga 1.330 314.517 4.065.676 Quejigales Puerto del Viento 1.090 317.415 4.073.494 Añoreta Cortijo de las Pilas 765 318.377 4.078.540 Las Pilas Cuevas del Becerro 750 318.018 4.082.482 Las Pilas Sierra de Ortegícar 700 326.681 4.084.444 Las Pilas Sierra de Teba 435 334.734 4.093.636 Teba‐pueblo   Tabla 3.6. Principales características de  los puntos de muestreo hidroquímico e  isotópico de agua de  lluvia. Véase  situación en la figura 3.4.    Con  objeto  de  cuantificar  el  volumen  de  precipitación  de  cada  evento,  a  cada  pluviocaptor  se  le  ha  asignado  el  registro  pluviométrico  de  la  estación más  cercana  (Tab.  3.6). La cantidad de lluvia representativa de cada muestra está comprendida entre 1 y 256  mm.  El  volumen  de  agua  recogido  en  8  muestras  fue  insuficiente  para  realizar  análisis  químicos  completos,  por  lo  que  no  se  ha  determinado  la  alcalinidad  total  (TAC),  cuya  valoración requiere al menos 50 ml de agua. La preferencia en la determinación analítica de  las muestras ha sido la siguiente: componentes mayoritarios, composición isotópica y TAC.   ‐ 85 ‐ Los valores de  conductividad eléctrica  (CE) del  agua de  lluvia  han  sido medidos  in  situ  siempre  que  se  dispuso  de  suficiente  cantidad  de muestra.  En  caso  contrario  (en  36  muestras), se han estimado los valores de la CE a partir de la metodología de Rossum (1975).  Este método consiste en la determinación de la CE teórica de un agua de baja mineralización  (<100 µS/cm) a partir de la concentración de los componentes químicos mayoritarios.     3.3.4.2 Hidroquímica       El  agua  de  lluvia  presenta,  en  su  conjunto,  una  mineralización  muy  débil,  con  un  valor promedio de CE de 31 μS/cm (Tab. 3.7). Este valor es significativamente menor que los  obtenidos en otras áreas próximas de la provincia de Málaga: 67 μS/cm, en el área costera de  las  sierras  Blanca  y  Mijas  (Andreo,  1997),  y  46  μS/cm,  en  la  sierra  de  las  Nieves  (Liñán,  2003).  La  diferencia  de mineralización del  agua  puede  estar  relacionada  con  el  “efecto  de  continentalidad”,  es  decir,  con  la  disminución  de  la  mineralización  conforme  aumenta  la  distancia a la fuente de vapor de agua (mar, océano, etc.). Así, los valores medios de CE del  agua de lluvia estimados en la presente investigación son coherentes con los determinados  por Mudarra (2012) en áreas montañosas situadas a aproximadamente la misma distancia al  mar.    Los mayores valores, por término medio, de CE y de contenidos de Cl‐, NO3‐, SO4‐2 y  Na+ se detectan en la estación de muestreo denominada Sierra Hidalga, situada más al sur y a  mayor altitud (Tabs. 3.6 y 3.7). El valor más elevado de TAC y las concentraciones más altas  de Ca+2 y Mg+2 se registran en el punto de muestreo de Cuevas del Becerro, mientras que los  mayores  contenidos  de  K+  se  han  analizado  en  las  aguas  de  lluvia  recogidas  en  el  pluviocaptor Sierra de Teba.      Las  proporciones  relativas  de  los  componentes  químicos  de  las  aguas  de  lluvia  no  muestran  grandes  diferencias  en  los  puntos  de  muestreo  (Fig.  3.18).  Las  facies  hidroquímicas  que  predominan  en  las  aguas  de  lluvia  son  esencialmente  bicarbonatadas‐ cálcicas y, en menor medida, cloruradas‐sódicas (Tab. 3.7 y Fig. 3.18). La mineralización y la  concentración de los parámetros hidroquímicos del agua de  lluvia analizados (Tab. 3.7) no  reflejan una tendencia clara con respecto a los cambios de altitud y/o longitud en la zona de  estudio.   Se ha efectuado un análisis de componentes principales (ACP) con las 128 muestras  de las que se dispone de determinaciones analíticas completas. Las variables hidroquímicas  utilizadas son: CE, TAC, Cl‐, NO3‐, SO4‐2, Na+, K+, Ca+2 y Mg+2 (Tab. 3.8 y Fig. 3.19). La matriz de  coeficientes  de  correlación  obtenida  (Tab.  3.8)  pone  de  manifiesto  que  ‐86 ‐ Capítulo 3: Climatología  CE TAC Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+ Ca+2 Mg+23 4 Pluviocaptor [µS/cm] [mg/l] n 10 10 10 10 10 10 10 10 10 med 45 12 5,5 3,5 3,0 3,2 0,6 5,3 0,6 Sierra máx 158 44 34,0 12,3 9,2 17,9 1,7 19,5 2,4 Hidalga mín 6 3 0,8 0,4 0,7 0,5 0,1 0,8 0,1 cv (%) 108 106 185 124 99 164 86 110 105 n 38 37 38 38 38 38 38 38 37 Puerto med 26 11 2,1 3,0 1,2 1,4 0,3 4,2 0,3 del máx 79 37 13,6 23,0 4,9 7,5 2,4 11,5 1,6 Viento mín 6 0 0,2 0,0 0,3 0,2 0,0 0,9 0,0 cv (%) 66 73 111 171 85 94 127 57 101 n 40 40 39 39 39 37 37 37 37 Cortijo med 15 6 1,6 1,2 1,0 1,1 0,2 1,9 0,2 de las máx 37 16 8,3 5,1 4,5 5,8 0,8 6,7 0,8 Pilas mín 3 0 0,2 0,1 0,3 0,2 0,0 0,2 0,0 cv (%) 62 55 92 104 93 92 99 83 76 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 med 39 13 1,9 1,1 2,9 1,2 0,4 6,3 0,7 Cuevas del Becerro máx 53 18 2,4 2,3 6,2 1,5 0,5 7,5 1,0 mín 22 9 1,2 0,1 1,2 0,6 0,2 4,0 0,4 cv (%) 42 34 34 106 99 39 37 32 38 n 15 15 15 15 15 13 13 13 13 med 33 12 3,3 3,1 1,5 2,3 0,6 4,6 0,4 Sierra de Ortegícar máx 84 47 22,4 15,4 4,3 13,7 2,8 11,7 0,9 mín 5 2 0,2 0,0 0,3 0,1 0,2 0,9 0,1 cv (%) 79 101 171 138 91 162 121 72 61 n 20 20 19 19 19 19 19 19 19 med 26 8 2,4 2,2 1,9 1,4 0,8 3,3 0,3 Sierra  máx 77 31 5,6 9,0 8,0 3,0 4,4 12,9 1,2 de Teba mín 6 0 0,3 0,1 0,4 0,3 0,1 1,2 0,1 cv (%) 68 83 61 109 109 60 124 86 79 Todas med 31 10 2,8 2,3 1,9 1,7 0,5 4,3 0,4   Tabla  3.7.  Número  de muestras  (n),  valores medios  (med), máximos  (máx)  y mínimos  (mín)  y  coeficiente  de  variación  (cv,  en %)  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  (CE,  en  μS/cm)  y  de  los  componentes  químicos  mayoritarios (mg/l) del agua de lluvia recogida en los puntos de muestreo hidroquímico.      Figura 3.18. Proporciones relativas (%) de los componentes químicos mayoritarios de las aguas de lluvia recogidas  en el área de estudio durante el período de investigación (2007/08­2009/10).  ‐ 87 ‐ la mineralización de las aguas de lluvia muestra una buena correlación con las variables SO4‐ 2, Mg+2, Ca+2, Na+, Cl‐ y TAC, por este orden de significación.  Los dos componentes principales explican el 73,3 % de la varianza total (Fig. 3.19A):  55,3 % el  factor 1 y 18 % el  factor 2. Las variables se distribuyen en 3 grupos principales,  asociados  con  el  factor  1,  que  representa  la mineralización  del  agua  de  lluvia.  Un  primer  grupo  lo  constituyen  las  variables  Na+  y  Cl‐,  entre  las  cuales  existe  la  mayor  correlación  estadística (Tab. 3.8). Otro conjunto  lo forman CE, Mg+2 y SO4‐2, mientras que Ca+2 y TAC se  asocian  en  un  tercer  grupo.  No  obstante,  parte  de  la  información  que  suministran  las  variables TAC, Na+ y Cl‐ es explicada por el factor 2. El contenido en K+ está relacionado con  el factor 3, no representado en la figura 3.19.    CE TAC Cl­ NO ­3 SO ­2 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 CE 1 TAC 0,673 1 Cl­ 0,686 0,142 1 NO ­3 0,515 0,442 0,235 1 SO ­24 0,819 0,512 0,503 0,391 1 Na+ 0,689 0,154 0,993 0,231 0,507 1 K+ 0,435 0,436 0,193 0,336 0,284 0,149 1 Ca+2 0,751 0,772 0,247 0,333 0,694 0,269 0,195 1 Mg+2 0,793 0,401 0,689 0,387 0,765 0,671 0,286 0,525 1   Tabla  3.8. Matriz  de  correlación  del  ACP  realizado  con  la  información  hidroquímica  de  las muestras  de  lluvia  recogidas.         Figura 3.19. Análisis de Componentes Principales (ACP) efectuado con los datos de composición química de las aguas  de lluvia: (A) espacio de las variables y (B) de las unidades estadísticas.     En el espacio de las unidades estadísticas (Fig. 3.19B) se observa una gran dispersión  de las muestras, entre las que destaca un grupo ‐más concentrado y con mayor número de  muestras‐,  en  la  parte  negativa  del  factor  1.  Esta  asociación,  con  menor  variabilidad  ‐88 ‐ Capítulo 3: Climatología  hidroquímica,  incluye  aguas menos mineralizadas  (CE  <  30  μS/cm)  pertenecientes,  en  su  mayor parte, a  las muestras recogidas en los pluviocaptores del Cortijo de las Pilas, Puerto  del Viento y Sierra de Teba.   Hacia  la parte positiva del  factor 1 quedan representadas muestras muy separadas  entre sí, cuya mineralización es más elevada que las anteriores (Fig. 3.19B). Dicho conjunto  está  formado por  aguas  recogidas  en  los puntos de  control  de  la parte  centro‐oriental  del  área  de  estudio,  durante  las  primeras  lluvias  del  ciclo  hidrológico  (en  otoño),  cuya  mineralización, más elevada, puede ser consecuencia del polvo en suspensión acumulado en  la  atmósfera  durante  el  verano.  Las  muestras  ubicadas  en  el  cuadrante  superior  derecho  presentan facies hidroquímica de tipo clorurada sódica, mientras que las que se sitúan en el  cuadrante inferior son de tipo bicarbonatada cálcica.    3.3.4.3 El contenido de Cl­     Dado su origen meteórico y carácter conservativo, el ión Cl‐ es un trazador natural de  infiltración de gran utilidad en áreas donde no existen cantidades significativas en el medio y  no  hay  contaminación.  Este  parámetro  deriva  esencialmente  del  aerosol  marino  y  su  abundancia en el medio atmosférico depende de  la distancia a  la costa, de  la precipitación  (origen, cantidad y distribución) y de la orografía del terreno (Schoeller, 1962; Mudry, 1987;  Lastennet, 1994; Alcalá, 2005). La aplicación del balance hidrogeoquímico mediante el uso  del  contenido  de  Cl‐  permite  cuantificar  y  evaluar  los  procesos  de  recarga,  aunque  este  método  puede  presentar  limitaciones  relacionadas  con  la  interacción  agua‐atmósfera‐roca  (Eriksson y Khunakasem, 1969; Custodio y Llamas, 1983). Los factores más importantes que  restringen  la  utilización  de  este  tipo  de  balances  son  los  aportes  de  Cl‐  por  el  terreno  (materiales evaporíticos/salinos) y/o por la contaminación antrópica.    En la tabla 3.9 se muestran los valores medios de Cl‐ ponderados por la precipitación,  para  cada  uno  de  los  períodos  de  recarga  que,  en  la  zona  de  estudio,  corresponden  a  las  épocas de otoño, invierno y primavera. En las aguas de lluvia recogidas en las estaciones de  muestreo hidroquímico  los  contenidos medios  de Cl‐  varían  entre  1,7 mg/l  (Cortijo  de  las  Pilas) y 4 mg/l (Sierra de Ortegícar), con un valor representativo de toda el área igual a 2,8  mg/l.  Este  valor  es  característico  de  zonas  de  cumbres  en  los  principales  sistemas  montañosos del interior peninsular (Alcalá, 2005).     ‐ 89 ‐ Período Sierra Puerto Cortijo de Sierra de Sierra de recarga  Hidalga del Viento las Pilas Ortegícar de Teba Otoño 1,2 1,6 1,4 2,2 2,4 Invierno 6,5 1,9 2,1 14,5 2,9 Primavera 3,2 2,8 2,0 1,4 1,6 Otoño 4,7 1,2 0,8 0,5 0,7 Invierno ‐ 2,0 1,4 1,2 2,5 Primavera ‐ 1,6 1,5 ‐ ‐ Otoño ‐ 2,0 3,0 ‐ ‐ Invierno ‐ 2,5 1,3 ‐ ‐ Primavera ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Media pond. 3,9 2,0 1,7 4,0 2,0   Tabla 3.9. Valores medios de los contenidos de Cl­ ponderados por la cantidad de precipitación en los períodos que  contribuyen a la recarga de los acuíferos.    3.3.5 Isótopos estables (δ18O, δ2H) del agua de lluvia  3.3.5.1 Consideraciones previas      La aplicación de investigaciones isotópicas, particularmente de δ18O y de δ2H, comenzó  a  mediados  del  siglo  pasado  (Epstein  y  Mayeda,  1953)  impulsada  por  el  desarrollo  tecnológico de los dispositivos de medida. Los isótopos δ18O y δ2H, junto con el contenido de  Cl‐,  constituyen  herramientas  de  gran  utilidad  para  complementar  los  estudios  hidrogeológicos e hidroquímicos convencionales. El estudio de la composición isotópica del  vapor  de  agua  atmosférico  puede  utilizarse  con  diferentes  objetivos  (IAEA,  1981a;  Cruz  Sanjulián et al., 1992; Clark y Fritz, 1997; Criss et al., 2007), entre los que destacan:  establecer las áreas fuente de las aguas de recarga,  evaluar  los  procesos  de  recarga  a  partir  del  sistema  agua‐suelo‐roca,  así  como  definir las áreas de recarga y  trazar el movimiento de las aguas en el contexto del ciclo hidrológico.  La  abundancia  natural  de  estos  isótopos  en  la  atmósfera  y  el  origen  mayoritariamente meteórico de las aguas condicionan la variabilidad espacio‐temporal de la  composición isotópica de las mismas. Las variaciones geográficas están controladas por los  patrones de circulación de las masas nubosas que generan las precipitaciones. Así, la presión  de vapor de las masas de agua aumenta exponencialmente con la temperatura, por lo que los  valores de δ18O y δ2H son menos negativos en regiones tropicales y costeras y más negativos  en  áreas  polares,  de  interior  o  zonas  elevadas  (Dansgaard,  1964).  La  cantidad  de  precipitación constituye otro de los factores que influyen sobre la composición isotópica de  las aguas, de tal forma que, cuanto más llueve, más negativo es el valor de los dos isótopos  (Craig, 1961; Clark y Fritz, 1997; Andreo et al., 2004).  ‐90 ‐ 2009/10 2008/09 2007/08 Año Capítulo 3: Climatología  Para una misma área considerada, la variabilidad temporal de δ18O y δ2H responde a  los cambios estacionales de temperatura (Clark y Fritz, 1997). En este sentido, cuanto mayor  sea  la  amplitud  térmica  en una  región, mayor  será  la  variabilidad  isotópica. Asimismo,  las  precipitaciones  de  invierno  se  caracterizan  por  valores  más  negativos  de  la  composición  isotópica  (aguas  empobrecidas  isotópicamente)  que  las  lluvias  caídas  en  la  época  estival  (enriquecidas).     3.3.5.2 La señal isotópica de 18O y 2H y el exceso en deuterio de las  aguas meteóricas del área de estudio    El análisis de la composición isotópica del agua de lluvia se ha llevado a cabo a partir  del muestreo  de  los mismos  puntos  utilizados  para  el  control  de  la  composición  química  (véase  su  situación  en  la  figura  3.4).  Se  han  analizado  los  valores  de  δ18O  y  δ2H  y  se  ha  calculado el del exceso en deuterio (d) en 111 muestras de agua de lluvia (Tab. 3.10). Cabe  señalar que el mayor número de determinaciones isotópicas (36 en cada caso) corresponde  a los puntos de muestreo Puerto del Viento (1.090 m s.n.m.), en sierra Blanquilla, y Cortijo de  Las Pilas (735 m s.n.m.), ubicado entre las sierras de Colorado y de los Merinos.  Los valores de δ18O de las aguas muestreadas (Tab. 3.10) varían entre ‐2,59 ‰ y    ‐ 12,74 ‰ (Puerto del Viento). El valor medio aritmético de todas las muestras es de ‐5,76 ‰  y el ponderado de ‐6,60 ‰. El valor máximo de δ2H es ‐9,29 ‰, mientras que el mínimo es  de  ‐86,01 ‰,  ambos  valores  registrados  en  el  pluviocaptor  del  Puerto  del  Viento  (Tabla  3.10). La media aritmética de este parámetro es de ‐33,30 ‰, algo mayor que la ponderada  (‐38,04 ‰).  La  representación de  los datos de δ18O  frente  a  los de δ2H  (Fig.  3.20) muestra una  gran dispersión de las aguas de lluvia entre la Línea Meteórica Global (Craig, 1961) y la Línea  Meteórica del Mediterráneo occidental. Por tanto, el origen de  las precipitaciones acaecidas  en el área de estudio es mixto: proceden  tanto del Océano Atlántico como de  la parte más  occidental del Mar Mediterráneo.   Los  puntos  representados  en  la  figura  3.20  definen  la  Línea Meteórica  Local,  cuya  pendiente es 7,7, valor éste ligeramente inferior al de las otras rectas representadas, que es  igual a 8. En general, pendientes con valores comprendidos entre 3,9 y 8 reflejan procesos de  fraccionamiento  isotópico debido  a  la  evaporación del  agua  en  fase  vapor  en  la  atmósfera  (Gonfiantini, 1978; Plata, 1994), que tiene lugar durante la evolución del frente nuboso hacia  tierra  adentro  o  durante  la  trayectoria  de  las  gotas  de  agua  (precipitaciones)  hacia  la  superficie  del  terreno.  De  los  resultados  obtenidos,  se  deduce  que  las  aguas  de  lluvia  ‐ 91 ‐ recogidas han sufrido procesos de fraccionamiento por evaporación durante la evolución de  los frentes nubosos que originan las precipitaciones.    Parámetros Sierra Puerto Cortijo de Cuevas Sierra de Sierra Media estadísticos Hidalga del Viento Las Pilas del Becerro Ortegícar de Teba δ18O (‰) n 11 36 36 3 6 19 ‐ med (pond) ‐6,47 ‐7,41 ‐6,91 ‐6,55 ‐5,72 ‐6,56 ‐6,60 med (arit) ‐5,88 ‐6,99 ‐6,06 ‐6,68 ‐2,19 ‐6,77 ‐5,76 máx ‐4,87 ‐2,59 ‐3,66 ‐3,44 ‐3,36 ‐3,86 ‐3,63 mín ‐8,63 ‐12,74 ‐10,65 ‐10,81 ‐9,39 ‐9,47 ‐10,28 cv (%) 19 28 25 58 36 26 32 δ2H (‰) n 11 36 36 3 6 19 ‐ med (pond) ‐35,17 ‐42,86 ‐41,63 ‐37,81 ‐31,77 ‐38,99 ‐38,04 med (arit) ‐31,37 ‐40,33 ‐36,44 ‐37,56 ‐12,25 ‐41,89 ‐33,30 máx ‐22,59 ‐9,29 ‐17,52 ‐16,38 ‐13,55 ‐15,42 ‐15,79 mín ‐53,12 ‐86,01 ‐70,03 ‐69,76 ‐62,75 ‐65,01 ‐67,78 cv (%) 28 38 32 75 53 37 44 Exceso en deuterio, d  (‰) n 11 36 36 3 6 19 ‐ med (pond) 16,60 16,43 13,68 14,56 13,99 13,50 14,79 med (arit) 16,11 15,63 12,07 15,90 5,27 12,29 12,88 máx 20,12 22,39 23,05 16,69 19,86 19,99 20,35 mín 13,93 11,43 7,65 11,12 10,66 7,36 10,36 cv (%) 10 19 24 21 22 27 21 Tabla. 3.10. Parámetros estadísticos (número de muestras/medidas, n; media, med aritmética ­arit­ y ponderada ­ pond­; máximo, máx; mínimo, mín;  coeficiente de  variación, cv,  en %) de  la  composición  isotópica  (18O, 2H y  exceso  en  deuterio,  d)  de  las muestras  de  agua  de  lluvia.  Los  puntos  de muestreo  están  ordenados  según  su  situación en el área de estudio, de O (izquierda) a E (derecha).         La cinética de fraccionamiento de los isótopos de la molécula de agua es similar si se  considera una fuente de capacidad ilimitada (p.e. océanos y grandes mares), de modo que se  conserva  la  relación  de  proporcionalidad  entre  los  valores  de  δ18O  y  δ2H  durante  la  evolución de la masa de vapor de agua. Dansgaard (1964) propuso el uso del parámetro d o  exceso en deuterio, para caracterizar  las áreas  fuente de  la precipitación. Dicho parámetro  está  definido  por  la  intersección  de  la  Línea  Meteórica  Global  con  el  eje  de  ordenadas  y  puede calcularse para cualquier muestra de agua de lluvia como sigue:  d = δ2H – 8· δ18O  Valores  de  d  próximos  a  +10  ‰  son  característicos  de  las  precipitaciones  de  procedencia atlántica (Craig, 1961; Yurtsever y Gat, 1981; IAEA, 2005), valores de en torno a  +22 ‰, son propios de las aguas del Mediterráneo oriental (Gat y Carmi, 1987; Rindsberger  et al., 1983; Cruz Sanjulián et al., 1992) y valores intermedios entre las dos cifras anteriores,  ‐92 ‐ Capítulo 3: Climatología  del  orden  de  +15 ‰,  son  representativos  de  las  lluvias  provenientes  del  Mediterráneo  occidental (Celle‐Jeanton, 2000).       Figura 3.20. Representación de los valores de δ18O frente a los de δ2H de las muestras de lluvia recogidas durante el  período  de  estudio.  Se  adjuntan  las  ecuaciones  que  definen  las  líneas  meteóricas  representadas  (Global,  del  Mediterráneo occidental y Local).     El valor medio ponderado de exceso en deuterio de las aguas de  lluvia muestreadas  es de +14,79 ‰ (Tab. 3.10), lo que sugiere el predominio de precipitaciones procedentes del  Mediterráneo  occidental,  aunque  también  puede  ser  el  resultado  de  la  mezcla  de  frentes  nubosos de origen atlántico y mediterráneo.     3.4 ANÁLISIS DE LOS DATOS DE TEMPERATURA DEL  AIRE  3.4.1 Características generales. Datos disponibles      En  el  área  de  estudio  se  dispone  de  una  red  de  11  estaciones  de  medida  de  la  temperatura  del  aire  (Tab.  3.11),  si  bien  muestran  importantes  limitaciones  de  representatividad,  tanto  desde  el  punto  de  vista  geográfico  (distribución  irregular)  como  temporal (longitud del registro muy variable). Las estaciones termométricas son (Fig. 3.4):  Ronda‐CSE, Ronda‐OP, Quejigales, Añoreta, El Burgo, Río Guadalteba, Teba‐colegio, Embalse  ‐ 93 ‐ del Guadalteba, Ardales, Embalse Conde de Guadalhorce y Embalse Guadalhorce‐Guadalteba,  cuyos datos  han  sido proporcionados por  diferentes  organismos, mayoritariamente por  la  Demarcación  Hidrológica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA).  En  la  tabla.  3.11 se resumen las principales características de cada una de ellas.     Coordenadas UTM Temperatura Altitud Período de Nº años Nº años Estación termométrica Referencia media años   X (m) Y (m) (m s.n.m.) registro de registro incompletos completos (ºC) Ronda‐CSE 0163 306.397 4.068.473 660 1972/73‐2009/10 39 26 15,1 Ronda‐OP 0371 306.291 4.059.246 720 1980/81‐1987/88 18 9 15,5 Quejigales 0426 317.062 4.062.380 1.290 1981/82‐1997/98 17 5 10,8 Añoreta GHUMA‐2 322.077 4.074.466 965 2007/08‐2009/10 3 1 13,5 El Burgo 0045 326.471 4.073.283 575 1981/82‐1997/98 17 7 15,2 Río Guadalteba 129‐SAIH 328.370 4.089.219 400 2009/10 1 0 ‐ Teba‐colegio 0272 329.136 4.094.812 550 1980/81‐2009/10 30 5 16,6 Embalse del Guadalteba 0099 334.769 4.091.926 340 1996/97‐2009/10 14 1 17,5 Ardales 0360 335.981 4.084.194 360 1970/71‐2008/09 39 10 15,7 Embalse Conde de Guadalhorce 0075 339.379 4.089.120 346 1966/67‐2009/10 44 13 16,4 Emb. Guadalhorce‐Guadalteba 0403 339.865 4.090.107 370 1986/87‐2009/10 24 9 16,8   Tabla 3.11. Principales características de las estaciones termométricas en el área de estudio.      La mayoría de  los puntos de medida de  la  temperatura del aire  se disponen en  las  cercanías de los principales núcleos de población (Ronda, El Burgo, Teba, etc.) o asociados a  infraestructuras hidráulicas (estaciones de aforo y embalses), que normalmente se ubican en  depresiones  o  fondos de  valle.  Sólo  las  estaciones  termométricas  de Quejigales  y Añoreta,  esta  última  instalada  con motivo  de  la  presente  investigación,  se  encuentran  a  cotas más  altas (Tab. 3.11 y Fig. 3.4). La longitud de las series de datos de temperatura del aire varía  entre  1  año  en  la  estación  del  Río  Guadalteba,  y  44  años  en  la  del  Embalse  Conde  de  Guadalhorce.  Todas  las  estaciones  tienen  registros  incompletos,  aunque  la  estación  del  Embalse del Guadalteba es la que dispone de una serie de datos más completa (1 incompleto  y 14 años completos).      3.4.2 Temperatura del aire a partir de las series históricas  (período 1981/82­1997/98)      El  análisis  de  los  datos  históricos  de  temperatura  del  aire  se  ha  llevado  a  cabo  a  partir de  la  información de 6 de  las 11 estaciones anteriormente descritas en  la  tabla 3.11  (Ronda‐OP, Quejigales, El Burgo, Ardales, Embalse Conde de Guadalhorce y Teba‐colegio). Se  ha seleccionado un período de 17 años hidrológicos 1981/82‐1997/98, en el cual las series  de datos cuentan con un registro más completo. Las lagunas de datos han sido completadas  mediante  regresión  lineal,  considerando  pares  de  estaciones  próximas  que  muestran  la  mayor correlación entre sus series temporales de datos de temperatura. En la tabla 3.12 se  ‐94 ‐ Capítulo 3: Climatología  resumen  los  valores  medios  anuales  de  temperatura  del  aire  en  el  área  de  estudio  y  la  temperatura media  en  cada una de  las  estaciones  seleccionadas,  una  vez  completadas  (en  negrita) las series de datos originales.    Año Emb. Conde de Temperatura Ronda­OP Quejigales El Burgo Ardales Teba­colegio hidrológico Guadalhorce media (ºC) 1981/1982 14,1 10,5 13,7 14,5 15,3 15,8 14,0 1982/1983 13,4 10,8 14,7 12,6 15,8 15,1 13,7 1983/1984 13,8 10,6 14,3 13,3 15,5 15,0 13,8 1984/1985 14,3 11,0 14,9 15,7 16,5 16,3 14,8 1985/1986 14,3 11,0 15,4 16,1 17,3 16,4 15,1 1986/1987 14,6 11,1 15,5 16,2 17,4 16,6 15,2 1987/1988 14,1 10,7 15,6 15,6 17,0 15,9 14,8 1988/1989 15,2 10,8 15,7 15,8 18,3 17,1 15,5 1989/1990 16,2 11,4 15,9 16,9 17,7 17,0 15,9 1990/1991 17,0 10,4 15,2 15,6 16,4 15,3 15,0 1991/1992 15,6 10,2 14,5 15,7 16,6 15,6 14,7 1992/1993 15,5 10,2 14,5 15,8 16,5 15,3 14,7 1993/1994 16,5 10,7 15,1 16,1 16,9 16,0 15,2 1994/1995 17,0 10,9 16,2 17,4 17,7 16,6 16,0 1995/1996 16,6 9,8 15,7 17,3 17,4 15,6 15,4 1996/1997 16,5 10,4 14,5 17,5 17,0 15,6 15,3 1997/1998 16,3 10,8 15,7 17,4 17,6 15,9 15,6 Máximo 17,0 11,4 16,2 17,5 18,3 17,1 16,0 Mínimo 13,4 9,8 13,7 12,6 15,3 15,0 13,7 Media 15,3 10,7 15,1 15,9 16,9 16,0 15,0   Tabla 3.12. Valores medios anuales de temperatura del aire (ºC) en las estaciones consideradas durante el período  1981/82­1997/98. Los datos en negrita corresponden a los valores completados mediante regresión lineal.    Los  valores  medios  anuales  de  la  temperatura  del  aire  están  comprendidos  entre  10,7  ºC,  en  la  estación  termométrica de Quejigales,  y  16,9  ºC,  en  la  del Embalse Conde de  Guadalhorce  (Tab.  3.12).  El  año hidrológico más  cálido  en  la mayoría  de  las  estaciones  es  1994/95  (16,0  ºC),  mientras  que  el  más  frío  es  1982/83  (13,7  ºC).  El  valor  medio  de  temperatura, representativo del área estudiada en el período 1981/82‐1997/98, es de 15,0  ºC y coincide con el valor medio histórico estimado por  Jiménez et al.  (2007) en el mismo  período en toda la Serranía de Ronda.   La figura 3.21 muestra las variaciones temporales de los valores medios anuales de la  temperatura del aire en  las estaciones seleccionadas, durante  los 17 años hidrológicos que  constituyen el período de estudio.   El valor máximo de la temperatura anual media se registra en la estación del Embalse  Conde  de  Guadalhorce,  en  el  año  1988/89  (18,3  ºC,  en  la  Tab.  3.12  y  Fig.  3.21).  Por  el  contrario,  la  temperatura media  anual mínima es de 9,8  ºC  y  se  registra  en  la  estación de  Quejigales, en el año hidrológico 1995/96. La estación termométrica en la que se registra la  mayor amplitud térmica es la de Ardales, mientras que la de Quejigales muestra el mínimo  ‐ 95 ‐ rango de variación de  los datos anuales de temperatura media. En general,  las evoluciones  muestran una tendencia creciente a lo largo del período considerado (1981/82‐1997/98) en  la mayoría de  las  estaciones,  salvo en  la  estación  termométrica de Quejigales,  cuyos datos  decrecen ligeramente.      Figura 3.21. Evolución de la temperatura del aire media anual en las estaciones termométricas consideradas en el  área de estudio, durante el período 1981/82­1997/98.    El  análisis  de  la  temperatura  media  mensual  (Tab.  3.13  y  Fig.  3.22)  pone  de  manifiesto  que  los  valores  mínimos  se  registran  en  el  mes  de  enero,  mientras  que  los  máximos se alcanzan en agosto, coincidiendo con las épocas más húmedas y más secas en el  área de estudio, respectivamente. Los valores medios de temperatura muestran variaciones  sustanciales entre estaciones de medida ubicadas a altitudes diferentes (Figs. 3.21 y 3.22). El  caso  más  significativo  es  el  de  la  estación  de  Quejigales  (1.290  m  s.n.m.),  en  la  que,  por  término medio, la temperatura media difiere algo más de 6 ºC con respecto a la estación del  Embalse Conde de Guadalhorce, situada a la cota más baja (346 m s.n.m.).   El valor de amplitud térmica mensual  (Tab. 3.13 y Fig. 3.22) es algo más elevado en  las  zonas  de  cumbres  (estación  de  Quejigales)  y  en  la  parte  oriental  del  área  de  estudio  (estaciones  del  Embalse  Guadalhorce  y  de  Teba‐Colegio).  El  valor  máximo  de  amplitud  térmica mensual se ha registrado en la estación de Teba‐Colegio, donde la diferencia entre la  temperatura máxima y mínima es de 17,2 ºC.   ‐96 ‐ Capítulo 3: Climatología    Emb. Conde de Teba­ Mes Ronda­OP Quejigales El Burgo Ardales Guadalhorce colegio Octubre 15,9 11,5 15,9 16,4 17,5 16,9 Noviembre 12,6 7,6 12,0 12,7 13,4 12,2 Diciembre 9,8 4,9 9,3 10,2 10,6 9,5 Enero 8,6 3,6 8,3 8,6 9,5 8,1 Febrero 9,6 4,5 9,3 9,9 10,7 9,3 Marzo 11,7 6,7 11,4 12,2 13,0 12,2 Abril 12,4 7,5 12,6 13,6 14,5 13,3 Mayo 15,4 10,6 15,5 16,8 17,7 16,5 Junio 19,6 15,1 19,4 20,5 22,1 21,0 Julio 23,8 19,7 23,2 23,9 25,6 25,2 Agosto 23,9 19,7 23,5 24,3 25,6 25,3 Septiembre 20,8 16,6 20,9 21,2 22,5 21,8 Máximo 23,9 19,7 23,5 24,3 25,6 25,3 Mínimo 8,6 3,6 8,3 8,6 9,5 8,1 Amplitud 15,3 16,1 15,2 15,7 16,1 17,2   Tabla 3.13. Valores medios mensuales de  temperatura del aire en el área de estudio durante el período 1981/82­ 1997/98.       Figura  3.22.  Valores  de  la  temperatura media mensual  del  aire  en  varias  estaciones  termométricas  durante  el  período 1981/82­1997/98.    Se  ha  llevado  a  cabo  una  correlación  entre  la  temperatura  media  del  aire  de  las  estaciones  consideradas  y  la  altitud  (Fig.  3.23).  El  coeficiente  de  correlación  entre  ambas  variables es altamente significativo (R2= 0,93), lo que permite constatar que la temperatura  del aire está condicionada por el relieve. El gradiente termométrico en el área de estudio es  de ‐0,6 ºC/100 m de altitud.  ‐ 97 ‐   Figura 3.23. Relación entre la temperatura del aire y la altitud de las estaciones termométricas consideradas en el  análisis del período 1981/82­1997/98.     3.4.3  Temperatura  del  aire  durante  el  período  de  investigación (2007/08­2009/10)      Se han considerado  los datos de  las estaciones  termométricas Ronda‐CSE, Añoreta,  Embalse Guadalhorce‐Guadalteba, Embalse del Guadalteba y Teba‐colegio para el estudio de  la  temperatura  del  aire  durante  los  tres  años  hidrológicos  que  constituyen  el  período  de  investigación.  Esta  selección  está  motivada  por  el  registro  mucho más  completo  de  las  5  estaciones desde 2007/08 a 2009/10. Las series de datos de las estaciones de Ronda‐CSE y  Añoreta han sido completadas (valores en negrita, en la tabla 3.14) debido a la falta de datos  diarios, que en ningún caso supera el 15 % de la longitud total de las series. El resto de las  estaciones  cuenta  con  un  registro  diario  completo.  Los  valores  medios  anuales  de  la  temperatura de las estaciones anteriores durante el período de  investigación se ilustran en  la tabla. 3.13.  La  temperatura media del aire está comprendida entre 13,6 ºC (Añoreta) y 18,7 ºC  (Teba‐colegio), con un valor promedio de 16,2 ºC (Tab. 3.14). Este último valor es algo más  elevado  que  el  de  15  ºC,  calculado  para  el  período  histórico  (1981/82‐1997/98).  La  diferencia entre ambos valores medios de temperatura está influenciada por la exclusión de  la  estación  de  Quejigales  del  análisis  realizado  a  partir  de  los  datos  correspondientes  al  período de investigación.     ‐98 ‐ Capítulo 3: Climatología  Año Embalse del Embalse del  Teba­ Temperatura Ronda­CSE Añoreta hidrológico Guadalh.­Guadalt. Guadateba colegio media (ºC) 2007/08 14,0 13,4 16,8 17,4 19,3 16,2 2008/09 14,0 13,3 16,6 17,0 19,8 16,1 2009/10 15,7 14,1 17,4 17,8 17,1 16,4 Máximo 15,7 14,1 17,4 17,8 19,8 16,4 Mínimo 14,0 13,3 16,6 17,0 17,1 16,1 Media 14,6 13,6 16,9 17,4 18,7 16,2   Tabla 3.14. Valores medios anuales de la temperatura del aire durante el período de investigación.    La presente investigación se ha desarrollado en una época generalmente cálida como  se deduce al comparar los datos de la tabla 3.14 con las series históricas de temperatura de  la tabla 3.13. De  los 3 años hidrológicos considerados, el más  frío es 2008/09, con 16,1 ºC  (Tab.  3.14),  mientras  que  el  más  cálido  es  el  año  2009/10,  con  16,4  ºC.  No  obstante,  la  variación de los valores de temperatura media entre todos ellos es exigua, como máximo de  0,3 ºC.   En la figura 3.24 se representa la evolución temporal de la temperatura media mensual las estaciones seleccionadas para el período de investigación. Las estaciones que se localizan en la parte SO del área de estudio presentan valores de temperatura generalmente más bajos que las ubicadas en el extremo NE. Al igual que ocurre con el análisis de las series históricas de temperatura, los valores máximos tienen lugar en los meses de julio y agosto y los mínimos se registran entre diciembre y febrero. La mayor amplitud térmica mensual se registra en la estación de Teba-colegio, con 16,6 ºC.   Figura 3.24. Variaciones de  la  temperatura media mensual del aire de  las  estaciones  termométricas del área de  estudio durante el período de investigación.  ‐ 99 ‐   ‐100 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  4.  CARACTERÍSTICAS  HIDROGEOLÓGICAS  GENERALES  DE  LA  SERRANÍA  ORIENTAL  DE  RONDA    4.1. CONSIDERACIONES PREVIAS    En el marco de la presente investigación se ha utilizado el término Serranía oriental  de Ronda (véase apartado 1.2) para designar al área de estudio, en la que se engloban los  acuíferos  de  naturaleza  carbonática  (y  otras  formaciones  permeables  relacionadas  con  ellos), localizados inmediatamente al E de la ciudad de Ronda: sierras  de Hidalga, Blanquilla,  Merinos, Colorado, Carrasco, Ortegícar, Matagayar, Teba y Peñarrubia.   En este apartado se sintetizan  los antecedentes  recopilados sobre  la hidrogeología  del  área  investigada  y  se  realiza  una  descripción  conjunta  de  los  principales  acuíferos  carbonáticos, que son objeto de estudio en la presente Tesis Doctoral.    Se ha llevado a cabo la definición de los límites y de la geometría de los acuíferos a  partir  de  la  información  geológica  y  estructural  disponible,  así  como  de  las  cotas  de  surgencia  de  manantiales  y  piezometría  en  sondeos.  Se  describen  las  principales  características  hidrodinámicas  (caudales  y  piezometría)  de  los  manantiales  y  sondeos  de  mayor  interés.  Además,  se  analiza  la  información  hidrotérmica,  hidroquímica  (mineralización del agua y procesos hidrogeoquímicos  implicados en ella),  la  fluorescencia  natural y los datos isotópicos.     El  análisis  de  toda  la  información  hidrogeológica  permite  diferenciar  distintos  acuíferos  en  los  macizos  que  constituyen  la  Serranía  oriental  de  Ronda.  En  capítulos  sucesivos, se llevará a cabo el análisis detallado de cada uno de los sistemas diferenciados.    4.2. ANTECEDENTES    La  primera  referencia  de  investigación  hidrogeológica  sobre  el  área  de  estudio  corresponde  a  la  Tesis  de  Licenciatura  de  Fernández  (1980),  en  la  que  llevó  a  cabo  una  aproximación a las características hidrogeológicas generales de los macizos kársticos de las  sierras  de  Carrasco,  Colorado,  Merinos  y  Blanquilla.  Estimó  los  recursos  hídricos  medios  renovables  de  los  acuíferos  en  48,3  hm3/año,  distribuidos  como  sigue:  1,3  hm3/año  en  el  ‐ 101 ‐ sector denominado Sierra de los Merinos S, 23 hm3/año en el conjunto Carrasco‐Colorado‐ Merinos  N  y  24  hm3/año  en  Sierra  Blanquilla.  No  obstante,  dicho  autor  se  centró  principalmente en la hidrogeología de la cuenca del Arroyo de la Ventilla y en el estudio de la  fracturación  de  las  sierras  citadas  anteriormente.  Los  resultados  más  relevantes  se  publicaron en la comunicación científica de Fernández et al. (1981).  El IGME (1983) efectuó investigaciones hidrogeológicas de los acuíferos carbonáticos  incluidos en el área de estudio, en el marco del Programa Nacional de Investigación de Aguas  Subterráneas (PNIAS). En el informe técnico nº 4 del PNIAS, se definió el sistema acuífero  nº 36 “Mesozoico calizo‐dolomítico de la Serranía de Ronda” (Fig. 4.1), que incluía todos los  acuíferos  carbonáticos  no  costeros  de  la  parte  occidental  de  la  provincia  de  Málaga  (y  algunos sectores orientales de la provincia de Cádiz). Respecto a los sistemas carbonáticos al  E de la Depresión de Ronda, se distinguieron cuatro acuíferos: Sierra y Llanos de Carrasco‐ Merinos  S,  Colorado‐Ortegícar  y  Merinos  E,  Sierra  Hidalga  y  Sierra  Blanquilla  E  y  O.  Se  evaluaron los recursos hídricos totales y las superficies permeables en cada uno de ellos, que  resultan ser: 5,9 hm3/año y 14,95 km2; 12,09 hm3/año y 28,01 km2; 12,5 hm3/año y 35,78  km2 y 2,9 hm3/año y 8,39 km2, respectivamente. En el balance hidrogeológico llevado a cabo  se  determinó  un  caudal  deficitario  de  1,1  hm3/año  para  el  sistema  Carrasco‐Merinos  S  y  excedentario de 2,41 hm3/año para el acuífero Colorado‐Ortegícar y Merinos E. En el resto  de  sistemas,  el  balance  estaba  equilibrado.  Los  recursos  estimados  por  el  IGME  para  el  acuífero constituido por las sierras de Teba y Peñarrubia y por el Cerro de la Lentejuela, con  una superficie de afloramientos permeables de 10,37 km2,  son de 2,68 hm3/año.   La Diputación Provincial de Málaga (DPM, 1988) elaboró el Atlas Hidrogeológico de  la  provincia  considerando  los  sistemas  acuíferos  como  Unidades  Hidrogeológicas  (Fig.  4.1). En este documento, se dedicó un capítulo a la unidad hidrogeológica de la Serranía de  Ronda, en la que se diferenciaron tres acuíferos principales: el constituido por las sierras de  Carrasco,  Colorado,  Merinos  y  Ortegícar,  con  una  extensión  de  43  km2  y  unos  recursos  hídricos  mínimos  de  17  hm3/año;  el  acuífero  de  Sierra  Blanquilla,  con  36  km2  y  12,5  hm3/año de recursos de agua subterránea; y el acuífero de Sierra Hidalga, con 8 km2 y unos  recursos de 3 hm3/año. El flujo subterráneo desde las unidades carbonáticas de la Serranía  de Ronda hacia el acuífero detrítico de la depresión del mismo nombre se cuantificó en 10  hm3/año.  También  se  incluyó  un  apartado  para  acuíferos  de menor  entidad,  como  el  que  constituye la Sierra de Teba (Teba‐Peñarrubia‐Lentejuela), cuyos afloramientos permeables  presentan una extensión de 10 km2 y unos recursos hídricos subterráneos que se estiman en  2,7 hm3/año.     ‐ 102 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda        Figura 4.1. Definiciones administrativas de los acuíferos carbonáticos incluidos en el área de estudio, realizada por  distintos organismos públicos (modificado de Fernández Ruíz, 2007).    El  Servicio  Geológico  de  Obras  Públicas  (SGOP,  1990),  en  su  estudio  “Unidades  hidrogeológicas  de  la  España  peninsular  e  Islas  Baleares”  estimó  unos  recursos  de  43,4  hm3/año,  con  una  superficie  de  recarga  de  87  km2,  para  la  Unidad  Hidrogeológica  nº  43  (Sierra Blanquilla‐Merinos‐Borbolla).  La antigua Confederación Hidrográfica del Sur (CHS), junto con el IGME y el Grupo de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Málaga  (GHUMA),  efectuaron  una  redefinición  de  las  unidades  hidrogeológicas  de  la  Cuenca  Sur  (CHS‐IGME‐GHUMA,  2004),  en  la  que  los  principales  acuíferos  carbonáticos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  (Fig.  4.1)  quedaron  incluidos en las unidades hidrogeológicas Sierra Blanquilla‐Merinos‐Borbolla (nº 06.43) y  Sierra de Teba (nº 06.35).  ‐ 103 ‐ Con motivo de la acusada sequía que afectó a todo el S peninsular durante la primera  mitad  de  la  década  de  los  noventa,  la Dirección General  de Obras Hidráulicas  (DGOH)  del  Ministerio  de Obras Públicas  acometió  un plan de  actuaciones  de  emergencia.  Entre  éstas  destaca el estudio para captar agua subterránea de los acuíferos de la cuenca del Guadalteba  y de la Sierra del Valle de Abdalajís, destinada al abastecimiento de la ciudad de Málaga, que  fue  encargado  al  Grupo  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Málaga  ‐GHUMA‐  (DGOH‐ GHUMA, 1995). Se realizaron trabajos de reconocimiento geológico y exploración geofísica e  hidrogeológica de parte del área estudiada en la presente Tesis Doctoral (entre las sierras de  Teba,  Ortegícar  y  Merinos),  a  partir  de  los  cuales  se  perforaron  siete  sondeos  de  investigación  y  se  reperforaron  otros  dos  ya  existentes  y,  además,  se  realizaron  varias  pruebas de bombeo.   El  antecedente  más  reciente  ha  consistido  en  la  actualización  de  la  información  hidrogeológica de los acuíferos de la provincia de Málaga, llevado a cabo conjuntamente por  el  IGME,  la  Diputación  Provincial  de  Málaga  y  el  GHUMA,  en  la  nueva  edición  del  Atlas  Hidrogeológico de la provincia de Málaga (DPM‐IGME‐GHUMA, 2007). En el tomo 2 del atlas  se  dedican  sendos  capítulos  a  las  denominadas masas  de  agua  subterránea  (según  la  terminología de  la Directiva Marco Europea del Agua, 2000) que  incluyen  las  formaciones  acuíferas  aquí  investigadas  (Jiménez  et  al.,  2007;  Carrasco  et  al.,  2007).  Los  códigos  identificativos  de  las  dos  masas  de  agua  subterránea  correspondientes  son  (Fig.  4.1):  060.043  para  designar  la  de Hidalga‐Blanquilla‐Merinos  y  060.035  para  la  de  la  Sierra  de  Teba.    4.3 LÍMITES Y GEOMETRÍA       Los relieves que conforman la Serranía oriental de Ronda comprenden un conjunto  de sierras alineadas según la dirección NE‐SO, que se extienden a lo largo de una superficie  aproximada  de  390  km2.  De  ésta,  104  km2  corresponden  a  afloramientos  carbonáticos,  distribuidos entre las sierras Hidalga (12,8 km2), Blanquilla (35,2 km2), Merinos, Colorado y  Carrasco (estas últimas con 43,2 km2), Ortegícar y Matagayar (5,5 km2) y Teba y Peñarrubia  (7,2  km2).  Se  trata  calizas  y  dolomías  jurásicas  pertenecientes  al  dominio  geológico  Subbético  Interno  occidental  o  Penibético,  que  constituyen  formaciones  permeables  por  fisuración/fracturación y karstificación.   Todos  los  acuíferos  jurásicos  están  delimitados,  en  cartografía,  por  contactos  estratigráficos  con  materiales  impermeables,  infra  o  suprayacentes,  y  por  contactos  ‐ 104 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  mecánicos de diverso  tipo,  tales como superficies de  falla, normales o  localmente  inversas  (véanse  mapas  geológico  e  hidrogeológico  adjuntos).  Las  calizas  y  dolomías  jurásicas  presentan  continuidad  en  profundidad,  por  debajo  de  las  margocalizas  cretácicas  y  materiales  del  Flysch,  hacia  el  NE,  y  de  calcarenitas miocenas  de  la  Depresión  de  Ronda,  hacia  el  SO,  de  manera  que  la  estructura  geológica  podría  permitir  la  conexión  hidrogeológica  entre  sectores  acuíferos  limítrofes.  Este  último  aspecto  será  objeto  de  discusión en capítulos posteriores.    Los  límites  de  Sierra  Hidalga  están  bien  establecidos  desde  el  punto  de  vista  hidrogeológico (mapa geológico y cortes geológicos F‐F´y J‐J´ adjuntos). Una vasta extensión  de margocalizas  cretácicas,  dispuestas  en  una  estructura  sinclinal,  separa  al  S  y  al  E  esta  sierra de la unidad hidrogeológica Yunquera‐Nieves (Liñán. 2003), la más septentrional de la  Zona  Interna  de  la  Cordillera  Bética.  Al  NNE,  una  superficie  de  falla  normal,  en  parte  fosilizada por materiales cuaternarios, separa Sierra Hidalga del anticlinal del Valle de Lifa,  cuyo  núcleo  está  ocupado  por  materiales  arcillosos  triásicos,  que  actúan  como  barrera  hidrogeológica.  Hacia  el  O,  la  sierra  queda  delimitada  por  las  dolomías  triásicas  (Muschelkalk) de Ronda.    Sierra Blanquilla está  limitada al NO, NE y SE por margas y margocalizas cretácicas  (mapa  geológico  y  corte  geológico  E‐E´  adjuntos),  aunque  la  naturaleza  de  los  contactos  difiere  en  gran medida.  El  límite  NO  separa  Sierra  Blanquilla  de  la  Sierra  de  los Merinos  mediante  una  falla  inversa,  de  manera  que  las  formaciones  jurásicas  de  la  primera  se  superponen  sobre  materiales  cretácicos.  En  el  borde  SE,  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  están  en  contacto  con  las margas  y margocalizas  cretácicas mediante  fallas  normales  que  tienen  continuidad  hacia  el  Valle  del  Río  Turón.  En  el  extremo  SO,  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  quedan  limitadas  por  arcillas  con  evaporitas  triásicas  (anticlinal  de  Lifa)  y  por  calcarenitas  miocenas  de  la  Depresión  de  Ronda  (mapa  geológico  y  corte  geológico  F‐F´  adjuntos).  En  el  sector  del  Cerro  de  Juan  Pérez,  el  acuífero  carbonático  queda  aislado  en  cartografía  a  favor  de  superficies  de  falla  inversa  (mapa  geológico  y  corte  geológico  D‐D´  adjuntos).    Los  macizos  carbonáticos  que  constituyen  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  se  ponen  en  contacto  ‐al  S  y  SE‐  con  los  materiales  impermeables  cretácicos,  mediante una superficie de falla inversa en el sector de la Sierra de los Merinos y un contacto  estratigráfico en el de la Sierra de Colorado (mapa geológico y cortes geológicos D‐D´ y E‐E´  adjuntos).  El  borde  N  y  NE  está  sellado  por margocalizas  cretácicas  y  arcillas  del  Flysch,  estas  últimas  cabalgantes  sobre  la  pila  de materiales mesozoicos  (mapa  geológico  y  corte  geológico G‐G´ adjuntos). Bajo  los materiales  impermeables continúan, en profundidad,  los  ‐ 105 ‐ carbonatos  jurásicos  de  la  Sierra  de  Colorado,  hecho  que  ha  sido  constatado mediante  un  sondeo  de  investigación  realizado  al  NO  de  la  población  de  Serrato  (en  el  entorno  del  manantial  de  Cañamero),  que  intersectó  calizas  jurásicas  a  34  m  de  profundidad.  Por  su  parte, la prolongación de las calizas de la Sierra de los Merinos en profundidad, hacia el NE,  se  ha  puesto  de  manifiesto  en  el  Barranco  de  Palomeras,  donde  existe  un  pequeño  afloramiento  calizo,  a  modo  de  horst,  desgajado  de  la  estructura  principal.  Esto  se  ha  corroborado  en  uno  de  los  sondeos  perforados  en  dicho  afloramiento  (mapa  geológico  y  corte geológico H‐H´ adjuntos), en el que se detectan calizas jurásicas a partir de 335 m de  profundidad.  En  otro  sondeo,  situado  en  el  límite  NE    de  la  Sierra  de  Colorado  (contacto  entre  calizas  jurásicas  y margocalizas  cretácicas),  se  perforaron más  de  300 m  de  calizas  jurásicas  sin  llegar  a  intersectar  el  sustrato  triásico,  lo  que  atestigua  la  gran  potencia  de  materiales carbonáticos en este sector.   Al  O  del  área  de  estudio,  las  calcarenitas  de  la  Depresión  de  Ronda  se  disponen  discordantes sobre las calizas jurásicas (mapa geológico y cortes geológicos F‐F´, G‐G´ y H‐H´  adjuntos), por lo que la estructura en pliegues anticlinales y sinclinales también subyace bajo  el  acuífero mioceno,  probablemente  favorecido  por  fallas  transversales  a  los  bloques  que  hunden hacia  la depresión. No obstante,  la presencia de materiales  triásicos  a  lo  largo del  borde occidental  segmenta  las  formaciones  jurásicas y  condiciona el  espesor acuífero, que  decrece hacia el O.  La  Sierra  de  Ortegícar  y  el  Cerro  de  Matagayar  quedan  limitados  por  materiales  cretácicos  (mapa geológico y  cortes  geológicos A‐A´, B‐B´  y C‐C´  adjuntos), mediante  fallas  normales  (SE)  y  contactos  estratigráficos  (NO).  Las  arcillas  y  areniscas  del  Flysch,  que  afloran  extensamente  en  las  proximidades,  cabalgan  sobre  el  conjunto  de  materiales  mesozoicos.  Algo  parecido  ocurre  con  las  calizas  jurásicas  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia  que,  en  el  borde  S,  limitan  con margocalizas  cretácicas mediante  un  contacto  estratigráfico, mientras que, al N, contactan con materiales neógeno‐cuaternarios, así como  con otros dominios geológicos más septentrionales  (mapa geológico y corte geológico C‐C´  adjuntos).    Los  cuatro  macizos  carbonáticos  jurásicos  más  orientales  del  área  de  estudio  (Ortegícar, Matagayar,  Teba  y  Peñarrubia),  representan  la  prolongación  nororiental  de  las  formaciones y estructuras geológicas que se hallan al SO (mapa geológico y corte geológico  C‐C´  adjuntos).  Esta  continuidad  geológica  en  profundidad  y  la  estructura  fuertemente  compartimentada  ha  sido  deducida  de  los  estudios  geológicos  y  de  prospección  geofísica  (Figs.  2.7  y  2.8).  Así,  las  sierras  de Ortegícar,  Teba  y  Peñarrubia  y  el  Cerro del Matagayar  ‐ 106 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  forman parte del conjunto de bloques (horst), que han quedado elevados tectónicamente con  respecto a la estructura geológica intermedia (graben), denominada Cubeta del Guadalteba.    En  definitiva,  la  historia  tectónica  del  área  de  estudio,  que  condiciona  la  configuración de los relieves más elevados (sierras calizas) es un factor, entre otros, a tener  en  cuenta  para  investigar  las  características  hidrogeológicas  de  estos  acuíferos.  Cabe  destacar el papel que desempeñan los núcleos anticlinales de las estructuras plegadas y las  discontinuidades  que  las  limitan,  especialmente  el  conjunto  de  fallas  N35ºE  (orientadas  según  la dirección principal de  fracturación NE‐SO) y  el  sistema de  fracturas N165ºE, que  parecen  condicionar  más  la  compartimentación  en  bloques  de  los  diferentes  sectores  acuíferos.    4.4. INVENTARIO DE PUNTOS DE AGUA      El inventario de puntos de agua más completo en el área de estudio fue realizado por  el  IGME  (1983),  aunque  las  descripciones  más  detalladas  de  los  principales  manantiales  relacionados con  los acuíferos  jurásicos de  la Serranía oriental de Ronda  fueron  llevadas a  cabo por Fernández (1980).     Con motivo del estudio de DGOH‐GHUMA (1995) se efectuó un minucioso inventario  de puntos de  agua que posteriormente  se  amplió  con  la perforación de 7 nuevos  sondeos  realizados en el marco de las actuaciones propuestas.    Desde agosto de 2007 hasta mayo de 2010, como parte de la presente investigación,  se completó y actualizó el inventario de puntos de agua existente, a partir de los trabajos de  campo y de los datos recopilados. La información actualizada de manantiales, piezómetros y  sondeos, que hace referencia a su localización, código y cota de surgencia o piezométrica, se  incluye  en  el  mapa  hidrogeológico  adjunto.  Todos  los  puntos  han  sido  representados  espacialmente con la ayuda de un Sistema de Información Geográfica (SIG). Para ello, se ha  utilizado el sistema UTM de proyección de coordenadas WGS 1984 zona 30N. La cota de cada  punto se ha deducido a partir de  las hojas  topográficas del  Instituto Geográfico Nacional a  escala 1:10.000.  Para  la  referenciación  de  los  puntos  de  agua  se  ha  utilizado  una  nomenclatura  consistente  en  una  letra  seguida  de  un  número.  La  letra  se  refiere  al  tipo  de  punto  (M:  manantial;  P:  piezómetro;  S:  sondeo),  mientras  que  el  número  indica  un  orden  creciente,  desde los puntos ubicados más al S hasta los que lo se encuentran más al N (conforme varía  la  latitud).  El  total  de  puntos  considerados  es  89.  Cabe  resaltar  el  inventario  de  3  nuevos  ‐ 107 ‐ manantiales (Abusín, M‐1; Camarero, M‐2; y Buenavista, M‐6), a los que se les han asignado  un topónimo cercano con objeto de facilitar su localización (Tab. 4.1).     4.4.1 Manantiales      El inventario de manantiales en el área de estudio consta de 27 puntos de agua (Tab.  4.1 y mapa hidrogeológico adjunto). La mayor densidad de surgencias se localiza en la parte  más  meridional,  particularmente  en  el  Valle  del  Río  Turón  y  en  el  área  de  la  Fuensanta,  aunque  también  existe  un  buen  número  de  manantiales  en  la  parte  noroccidental,  en  el  extremo NE de las sierras de los Merinos y de Colorado.    x­UTM y­UTM Cota Término Denominación  Referencia [m] [m] [m s.n.m.] municipal Abusín M‐1 312.742 4.065.118 785 Ronda Camarero M‐2 312.371 4.065.826 765 Ronda Hidalga M‐3 313.532 4.068.782 855 Ronda Los Sauces M‐4 322.631 4.069.413 765 El Burgo Convento M‐5 324.619 4.069.841 710 El Burgo Buenavista M‐6 320.296 4.070.036 725 Ronda Tp­Fuensanta M‐7 323.886 4.070.792 660 El Burgo Portillo M‐8 323.119 4.070.795 685 El Burgo Tp2­Hierbabuena M‐9 320.957 4.070.844 670 El Burgo Pista Turón M‐10 321.558 4.071.148 660 El Burgo Tp1­Hierbabuena M‐11 321.674 4.071.363 655 El Burgo Fuensanta M‐12 325.045 4.071.696 620 El Burgo Pista Hierbabuena M‐13 322.718 4.071.880 680 El Burgo Hierbabuena M‐14 322.084 4.071.882 645 El Burgo El Burgo M‐15 323.107 4.072.284 600 El Burgo Ventilla M‐16 312.466 4.073.773 740 Ronda Víbora Alta M‐17 323.877 4.077.673 1.030 El Burgo Chaparrillal M‐18 322.724 4.078.829 775 Ronda Rabadán M‐19 322.844 4.079.209 710 Ronda Barranco de Palomeras M‐20 322.701 4.081.399 560 Ronda Cortijo del Barranco M‐21 322.368 4.081.821 560 Ronda Prado Medina M‐22 320.899 4.082.631 660 El Burgo Fuentezuela M‐23 317.578 4.082.658 745 Cuevas del Becerro Carrizal M‐24 317.865 4.082.750 740 Cuevas del Becerro Arroyo Cerezo M‐25 326.319 4.083.692 610 Cañete la Real Cañamero M‐26 321.940 4.084.918 540 Ronda Torrox M‐27 332.703 4.094.573 370 Teba Tabla 4.1. Denominación, referencia, coordenadas y cota de surgencia de  los manantiales inventariados en el área  de estudio.     La mayoría de los puntos inventariados corresponde a manantiales de “borde” (p.e.  El Burgo, M‐15; Hierbabuena, M‐14; Torrox, M‐27; etc.), cuya emergencia está condicionada  ‐ 108 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  por  el  contraste  de  permeabilidad  entre  las  rocas  carbonáticas  acuíferas  y  los materiales  adyacentes  de  baja  permeabilidad  (Tab.  4.1  y  mapa  hidrogeológico  adjunto).  También  existen  surgencias  cuya  descarga  presenta  una  componente  vertical  de  flujo  de  agua  subterránea. Esto ocurre en sectores parcialmente confinados de los acuíferos, como en las  inmediaciones de los manantiales de Cañamero (M‐26) y del Barranco de Palomeras (M‐20).   Existen cuatro manantiales no permanentes, de tipo trop­plein (referenciados con el  prefijo Tp‐  en  la  tabla 4.1),  que  son activos  sólo  en  condiciones de alta  recarga,  cuando  la  surgencia principal con la que están relacionados no puede evacuar todo el caudal de agua.   Las cotas de surgencia de los manantiales varían según el área considerada (Tab. 4.1  y  mapa  hidrogeológico  adjunto).  En  la  parte más meridional  se  sitúan  en  torno  a  760 m  s.n.m.,  salvo  en  el manantial  de Hidalga  (M‐3,  855 m  s.n.m.).  El  drenaje  de  Sierra Hidalga  tiene lugar hacia el Río Grande, a través de los manantiales de Abusín (M‐1, 785 m s.n.m.) y  Camarero  (M‐2;  765 m  s.n.m.),  aunque el principal punto de descarga  se  encuentra  a  cota  más baja, en el manantial de Buenavista (M‐6, 725 m s.n.m.), al E del Valle de Lifa, en el cauce  del Río Turón.  La zona de descarga más importante de Sierra Blanquilla se localiza en su borde S, en  el  Valle  del  Río  Turón  y  está  definida  por  un  conjunto  de  manantiales  caudalosos,   permanentes  y  trop  plein  (Tab.  4.1  y  mapa  hidrogeológico  adjunto),  con  altitudes  comprendidas entre los 600 m s.n.m. de la surgencia de El Burgo (M‐15) y los 670 m s.n.m.  del manantial de Tp2‐Hierbabuena (M‐9).   En  el  límite  S  del  área  de  estudio,  en  el  área  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  (mapa  hidrogeológico  adjunto),  el  drenaje  de  las  margas  y  margocalizas  cretácicas,  cuya  composición  muestra  una  fracción  más  carbonática  (calizas  margosas),  se  produce  por  numerosas surgencias ‐generalmente de poco caudal‐, permanentes y temporales, entre las  que destaca la de la Fuensanta (M‐12, 620 m s.n.m.; Tab. 4.1). Este conjunto de manantiales,  próximos a la población de El Burgo, drenan sus aguas entre las cotas 620 m s.n.m. y 765 m  s.n.m.  La descarga de aguas subterráneas de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco  se  realiza por varios puntos,  situados a diferentes  cotas,  lo  cual  es  indicativo del  grado de  compartimentación  tectónica  e  hidrogeológica  que  afecta  a  dichos  macizos  (mapa  hidrogeológico  adjunto).  La  descarga  más  significativa  de  las  sierras  de  los  Merinos  y  Colorado tiene lugar hacia el borde NE, por los manantiales permanentes de Cañamero (M‐ 26, 540 m s.n.m; Tab. 4.1) y del Barranco de Palomeras (M‐20, 560 m s.n.m.) y por el  trop  plein de Prado Medina (M‐22, 660 m s.n.m.), asociado al manantial de Cañamero, que drena  ‐ 109 ‐ elevados caudales en condiciones de abundante recarga. La Sierra de Carrasco, descarga los  recursos subterráneos, tanto hacia el NE como al SO, por los manantiales del Carrizal (M‐24)  y de la Ventilla (M‐16), respectivamente, ambos situados a la misma cota de surgencia (740  m  s.n.m.).  Por  otro  lado,  debe  existir  transferencia  (drenaje  no  visible)  de  aguas  subterráneas desde el extremo SO de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco hacia la  Depresión de Ronda.   En  la  parte  nororiental  del  área  de  estudio  (mapa  hidrogeológico  adjunto),  en  la  Sierra  de  Ortegícar  y  en  el  Cerro  de  Matagayar,  no  se  tiene  constancia  de  que  haya  manantiales relacionados con su drenaje.  Finalmente, el manantial de Torrox constituye la única descarga de agua subterránea  de las sierras de Teba y Peñarrubia (Tab. 4.1 y mapa hidrogeológico adjunto). Esta surgencia  se encuentra a la cota más baja de todas las surgencias inventariadas (370 m s.n.m.).    4.4.2 Sondeos    En  los  acuíferos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  se  han  inventariado  61  perforaciones  (Tab.  4.2  y  mapa  hidrogeológico  adjunto):  12  piezómetros  y  49  sondeos.  Aunque  las  perforaciones  en  las  rocas  carbonáticas  son  las  que  presentan mayor  interés,  también se han incluido en el inventariado algunas realizadas en otro tipo de materiales (p.e.  margocalizas cretácicas, calcarenitas miocenas, etc), con la intención de conocer las posibles  relaciones hidrogeológicas entre las distintas formaciones geológicas.     La distribución de  las cotas piezométricas en  los sondeos perforados en materiales  jurásicos presenta variaciones significativas en función del sector que se considere, al igual  que  ocurre  con  las  cotas  de  surgencia  de  los  manantiales  (Tabs.  4.1  y  4.2  y  mapa  hidrogeológico  adjunto).  La  cota  piezométrica  disminuye,  en  términos  generales,  desde  la  parte central del área de estudio hacia los bordes SO (Depresión de Ronda) y NE (sierras de  Teba y Peñarrubia). Así, debe existir una divisoria hidrogeológica que reproduzca, en cierto  modo,  el  límite  entre  las  principales  cuencas  hidrográficas  del  área  de  estudio  (ríos  Guadalhorce y Guadiaro; véase  la  figura 2.12), definido por  la  línea  (N‐S) de  cumbres más  elevadas.  Esto  se  deduce  de  las  medidas  piezométricas  efectuadas  en  los  sondeos  de  las  sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco, en las que se ubican la mayoría de los sondeos  (Tab. 4.2 y mapa hidrogeológico adjunto). Por el contrario, en las sierras Hidalga y Blanquilla  no se tiene constancia de sondeos que permitan conocer el nivel piezométrico regional.  ‐ 110 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  Cota piez.  x­UTM y­UTM z Prof. Término  Denominación Referencia media [m] [m] [m s.n.m.] [m] municipal [m s.n.m.] Lifa S‐1 317.567 4.069.151 1.120 ‐ 1.100 Ronda Coca P‐1 312.372 4.070.808 820 ‐ 745 Ronda Pescadores P‐2 312.077 4.071.609 775 ‐ 748 Ronda Espejo P‐3 310.534 4.072.614 750 257 748 Ronda Aguilar­1 S‐2 312.579 4.073.315 760 ‐ ‐ Ronda Aguilar­2 S‐3 313.053 4.073.315 780 ‐ ‐ Ronda Navetas­1 S‐4 312.865 4.074.033 795 148 742 Ronda Alcantarilla­2 S‐5 312.423 4.075.328 750 50 738 Ronda Alcantarilla­1 S‐6 312.268 4.075.342 750 50 739 Ronda Navetas­2 P‐4 313.978 4.076.001 820 200 761 Ronda Heredad­2 S‐7 311.837 4.076.015 772 ‐ 769 Ronda Parchite S‐8 311.447 4.076.555 752 ‐ 739 Ronda Merinos­11 S‐9 315.135 4.076.935 831 ‐ 757 Ronda Merinos­10 S‐10 315.504 4.077.044 858 50 799 Ronda Las Monjas­3 S‐11 312.699 4.077.049 790 ‐ 766 Ronda Ascari­4 S‐12 314.339 4.077.051 803 ‐ 760 Ronda Las Monjas­2 S‐13 311.482 4.077.062 760 ‐ 757 Ronda Ascari­1 S‐14 314.103 4.077.543 796 ‐ ‐ Ronda Ascari­2 S‐15 314.155 4.077.576 796 ‐ ‐ Ronda Ascari­5 S‐16 314.334 4.077.713 800 ‐ 785 Ronda Merinos­5 S‐17 317.315 4.077.892 812 400 552 Ronda Merinos­9 S‐18 315.947 4.077.923 850 ‐ ‐ Ronda Ascari­3 S‐19 313.826 4.078.001 789 ‐ 772 Ronda Heredad­1 S‐20 313.546 4.078.154 805 ‐ ‐ Ronda Los Prados S‐21 310.503 4.078.426 760 115 750 Ronda Las Monjas­1 S‐22 311.898 4.078.479 775 75 755 Ronda Merinos­3 S‐23 317.031 4.078.720 865 530 555 Ronda El Pantano S‐24 311.883 4.078.877 780 75 755 Ronda Majaco­2 S‐25 314.889 4.078.912 840 50 838 Ronda Merinos­7  S‐26 317.323 4.079.173 850 ‐ 590 Ronda Merinos­2 S‐27 316.840 4.079.358 858 310 ‐ Ronda Merinos­4 S‐28 316.314 4.079.366 848 50 835 Ronda Merinos­1 S‐29 316.661 4.079.383 850 340 ‐ Ronda Merinos­6  S‐30 316.422 4.079.561 870 150 ‐ Ronda Majaco­1 S‐31 314.290 4.079.645 825 170 780 Ronda Alberca­1 S‐32 311.085 4.079.949 785 ‐ 772 Ronda Tejedor P‐5 313.193 4.079.981 790 ‐ 725 Ronda Alberca­2 S‐33 311.673 4.080.347 780 ‐ ‐ Ronda Alberca­4 S‐34 312.275 4.080.670 790 ‐ 765 Ronda Palomeras­2 P‐6 322.777 4.081.318 585 172 566 Ronda Palomeras­3 P‐7 322.774 4.081.326 585 220 564 Ronda Palomeras­1 P‐8 322.784 4.081.337 585 380 566 Ronda Serrana­2 S‐35 316.005 4.081.410 845 106 840 Cuevas del Becerro Alberca­3 S‐36 312.183 4.081.545 795 ‐ ‐ Ronda Carrasco­3 S‐37 314.181 4.081.922 845 75 ‐ Ronda Carrasco­2 S‐38 314.715 4.082.450 835 40 ‐ Ronda Carrasco­1 S‐39 314.727 4.082.467 835 50 ‐ Ronda Prado Medina S‐40 320.676 4.083.558 665 305 ‐ Cuevas del Becerro Arroyo del Cerezo P‐9 326.298 4.083.812 580 250 566 Cañete la Real Serrato­2 P‐10 321.876 4.084.870 545 90 542 Ronda Serrato­1 S‐41 321.889 4.084.887 543 90 542 Ronda Ortegícar S‐42 326.536 4.085.751 635 150 490 Cañete la Real Venta del Cordobés P‐11 330.843 4.089.476 460 305 318 Teba Cantera Peñarrubia S‐43 334.777 4.093.373 420 ‐ ‐ Campillos Campillos­2 S‐44 334.598 4.093.494 405 ‐ ‐ Campillos Campillos­1 S‐45 334.763 4.093.555 440 ‐ ‐ Campillos Campillos­3 S‐46 334.733 4.093.626 445 245 369 Campillos Tendedero­3 S‐47 334.024 4.093.738 398 200 ‐ Teba Peñarrubia P‐12 334.012 4.093.752 398 ‐ 367 Teba Tendedero­1 S‐48 333.696 4.093.801 385 ‐ ‐ Teba Tendedero­2 S‐49 333.757 4.093.950 400 198 ‐ Teba Tabla 4.2. Principales  características de  las perforaciones  inventariadas  (piezómetro: P;  sondeo: S) en el área de  estudio.    ‐ 111 ‐ En  la parte más occidental,  justo en el borde de  la Depresión de Ronda,  los niveles  piezométricos medidos en las captaciones perforadas en las calcarenitas miocenas se sitúan  en torno a 760 m s.n.m., aunque llegan a superar 780 m s.n.m. más hacia el NE (Tab. 4.2 y Fig.  4.2).  Por  ello,  se  deduce  que  el  flujo  subterráneo  se  dirige  desde  el  extremo  SO  de  los  macizos carbonáticos jurásicos (sierras de Carrasco, Colorado, Merinos y Blanquilla) hacia la  Depresión de Ronda. El manantial de la Ventilla (740 m s.n.m.) constituye el único punto de  descarga  visible  en  este  borde.  La  distribución  de  las  cotas  piezométricas  en  esta  zona  permite  caracterizar  la  relación  hidrogeológica  entre  los  acuíferos  jurásicos  y  mioceno,  aspecto que será tratado con más detalle en el apartado 6.3.5.2 de esta Memoria.  En el extremo SO de la Sierra de Colorado, algunos sondeos profundos (Merinos‐5, S‐ 17;  Merinos‐3,  S‐23;  Merinos‐7,  S‐26;  Tab.  4.2  y  mapa  hidrogeológico  adjunto),  relativamente cercanos entre sí, intersectan niveles piezométricos comprendidos entre 552  m s.n.m y 590 m s.n.m. En este rango se encuentran las cotas de surgencia de los manantiales  de  Cañamero  (M‐26,  540  m  s.n.m.)  y  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20,  560  m  s.n.m.)  ‐ situados más hacia el NE‐, y las cotas piezométricas medias de los sondeos perforados en las  inmediaciones de dichas surgencias (Tab. 4.2): Palomeras‐1, ‐2, ‐3 (P‐8, P‐6 y P‐7; 566, 566,  564 m s.n.m., respectivamente), Arroyo del Cerezo (P‐9, 566 m s.n.m.) y Serrato‐1 (P‐10, 542  m  s.n.m.).  De  lo  anterior  se  deduce  que  la  divisoria  hidrogeológica  de  las  sierras  de  los  Merinos, Colorado y Carrasco debe encontrarse al SO de los sondeos de los Merinos, próxima  al límite con la depresión.     En la parte nororiental del área de estudio, en la Sierra de Ortegícar y en el Cerro de  Matagayar  (mapa  hidrogeológico  adjunto),  el  nivel  piezométrico  medio  registrado  en  el  denominado  piezómetro  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11;  Tab.  4.2),  de  318  m  s.n.m.,  se  encuentra aproximadamente 80 metros por debajo del cauce del Río Guadalteba (~ 400 m  s.n.m.)  en  el  tramo más  próximo  a  los  afloramientos  carbonáticos  jurásicos.  El  sondeo  de  Ortegícar (S‐42; Tab. 4.2), con una cota piezométrica media de 490 m s.n.m. está perforado  en  las  calizas  jurásicas  del  extremo  más  occidental  de  la  sierra  homónima  pero,  como  máximo,  intersecta 10 m de columna de agua. Por  lo  tanto,  los niveles medidos en  sendos  sondeos parecen ser poco representativos de la piezometría regional de este sector acuífero.   Los niveles piezométricos medidos en los sondeos de la vertiente S de las sierras de  Teba y Peñarrubia están comprendidos entre 367 m s.n.m. y 369 m s.n.m. (Tab. 4.2 y mapa  hidrogeológico adjunto), y son similares a la cota de surgencia del manantial de Torrox (M‐ 29, 370 m s.n.m.). La cota piezométrica (media) de 367 m s.n.m. del piezómetro denominado  Peñarrubia  (P‐12),  por  debajo  de  la  cota  del manantial,  parece  estar  influenciado  por  los  ‐ 112 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  bombeos  en  los  sondeos  de  abastecimiento  a  la  población  de  Campillos  (Tab.  4.2  y mapa  hidrogeológico adjunto): Campillos‐1 (S‐45), Campillos‐2 (S‐44) y Campillos‐3 (S‐46).      4.5 HIDRODINÁMICA  4.5.1 Caudales de los manantiales    Los caudales de los manantiales aforados durante la presente investigación (Tab. 4.3  y Fig. 4.2) presentan un amplio rango de valores medios, comprendidos entre 2,5 l/s, en el  manantial  de  Camarero  (M‐2),  y  495  l/s,  en  la  zona  de  descarga  del  borde  sur  de  Sierra  Blanquilla, formada por las surgencias que drenan hacia el Valle del Río Turón: El Burgo (M‐ 15), Hierbabuena (M‐14), Tp1‐Hierbabuena (M‐11) y Tp2‐Hierbabuena (M‐9). Los caudales  de estas surgencias han sido considerados conjuntamente, de forma que el valor facilitado en  la tabla 4.3 (495 l/s; zona de descarga de Sierra Blanquilla) es el resultado de restar el caudal  del  Río  Turón  medido  aguas  arriba  de  la  zona  de  descarga  al  aforado  aguas  abajo.  El  manantial  de  Cañamero  (M‐26),  es  el  que  presenta  un  mayor  caudal  medio  durante  el  período de investigación, 374 l/s (Tab. 4.3).   Otros manantiales (Tab. 4.3) con caudales medios relativamente elevados son Torrox  (M‐27, 95  l/s),  Carrizal  (M‐14, 86  l/s), Barranco de Palomeras  (M‐20, 55  l/s)  y Fuensanta  (M‐12, 50 l/s).   Las  surgencias  de  la  zona  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla  y  el  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  muestran  el  mayor  rango  de  variación  de  los  valores  de  caudal,  58,9‐ 18.500  l/s  y  24,9‐4.530  l/s,  respectivamente  (Tab.  4.3),  mientras  que  los  manantiales  de  Abusín (M‐1) y de Camarero (M‐2) presentan la menor diferencia entre los valores de caudal  mínimo y máximo: 5,5‐16,7 l/s y 1‐7,4 l/s, respectivamente.    En los acuíferos de la Serranía oriental de Ronda, la descarga de aguas subterráneas  tiene lugar fundamentalmente en condiciones naturales, aunque en algunos sectores (sierras  de Teba y Peñarrubia) el caudal de los manantiales puede estar  influenciado por bombeos.  Esto debe ocurrir en el manantial de Torrox (M‐27), que está parcialmente regulado por la  extracción de agua subterránea en sondeos próximos. En cualquier caso, ninguna surgencia  llega a agotarse por este motivo.   Los  años previos  a  los  de  esta  investigación  constituyeron un período  con  escasas  precipitaciones,  que  comenzó  en  el  año hidrológico 2004/05,  el  segundo año más  seco de  ‐ 113 ‐ todo el registro histórico (Tab. 3.3 y Fig. 3.9), con tan sólo 283 mm de precipitación. Tras el  mencionado  período  seco,  y  desde  del  comienzo  de  las  campañas  de  aforo  de  la  presente  investigación (agosto de 2007), los caudales de los manantiales fueron progresivamente más  elevados (Fig. 4.2) y con variaciones mucho mayores, en respuesta al régimen pluviométrico  de la región (Tabs. 3.3 y 3.5 y Fig. 3.9) durante los años 2007/08 (583 mm), 2008/09 (655  mm) y 2009/10 (1.154 mm).    Denominación Período Nº de Qmáx. Qmed. Qmín. Qmáx./ cv Fuente (Referencia) de registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín. [%] Sierra Hidalga Abusín ago‐07 a oct‐08 38 16,7 9,9 5,5 3 30 Tesis (M­1) Camarero sep‐07 a oct‐08 40 7,4 2,5 1 7 56 Tesis (M­2) Sierra Blanquilla Área de descarga ago‐07 a may‐10 134 18.500 495 58,9 314 169 Tesis de Sierra Blanquilla El Burgo* feb‐75 a may‐01 37 731 69 2,2 332 62 IGME (M­15) ago‐07 a oct‐08 29 212 79 20 11 159 Tesis Hierbabuena* feb‐81 a may‐01 36 364 73 0 ‐ 94 IGME (M­14) ago‐07 a may‐10 52 381 138 13,3 29 104 Tesis Área de la Fuensanta Fuensanta oct‐80 a may‐01 47 87,2 24 3 29 121 IGME (M­12) ago‐07 a may‐10 153 325 50 8,9 37 110 Tesis Sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco Ventilla sep‐74 a may‐01 69 110 34 7,3 15 66 IGME (M­16) jul‐07 a may‐10 152 163 38 2 81 121 Tesis Bco. de Palomeras ene‐78 a oct‐96 46 1.000 57 0 ‐ 252 IGME (M­20) jul‐07 a may‐10 79 192 55 0 ‐ 123 Tesis Fuentezuela may‐81 a may‐01 42 28,5 4 0 ‐ 116 IGME (M­23) feb‐75 a may‐01 71 294 54 12,5 24 78 IGME Carrizal  (M­24) nov‐01 a oct‐07 55 162 38 0 ‐ 125 DHCMA jul‐07 a may‐10 144 783 86 0,6 1305 143 Tesis jul‐79 a may‐01 54 1.773 332 2 887 121 IGME Cañamero (M­26) nov‐01 a oct‐07 55 2.003 399 20,7 97 129 DHCMA jul‐07 a may‐10 170 4.530 374 24,9 182 104 Tesis Sierras de Teba y Peñarrubia feb‐75 a may‐01 72 224 78 5 45 157 IGME Torrox  (M­27) nov‐01 a oct‐07 55 176 42 0 ‐ 92 DHCMA jul‐07 a may‐10 84 416 95 5 83 95 Tesis Tabla 4.3. Caudales aforados y parámetros estadísticos de las series de datos de caudal registrados en los principales  manantiales  del  área  de  estudio  durante  el  período  de  investigación.  (*)  En  las  surgencias  de  El  Burgo  y  Hierbabuena,  la mayoría  de  los  aforos  puntuales  de  caudal  fueron  realizados  en  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas bajas.  Los primeros aforos de caudal, realizados en 2007, mostraron los valores más bajos  de  todas  las  medidas  efectuadas  (valores  mínimos  en  la  tabla  4.3),  debido  a  las  severas  ‐ 114 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  condiciones de  agotamiento. Sólo el manantial del Barranco de Palomeras (M‐20) se agotó  por completo, desde noviembre de 2007 a enero de 2008, dada la escasez de lluvias en años  previos.      Durante  el  año  hidrológico  2008/09  tuvo  lugar  la  transición  de  una  situación  hidrodinámica  de  aguas  bajas  a  otra  de  alta  recarga,  en  la  que  se  pudieron  observar  las  primeras  respuestas  naturales  (hidrodinámicas,  hidrotérmicas  e  hidroquímicas)  y  significativas de los principales manantiales (Barberá y Andreo, 2008).   Las abundantes lluvias del año hidrológico 2009/10, el más húmedo, especialmente  en  diciembre  y  enero,  condicionaron  las  crecidas  más  importantes  de  los  manantiales  durante  el  período  de  investigación.  Fue  entonces  cuando  se  registraron  los  valores  máximos  de  caudal  (Tab.  4.3  y  Fig.  4.2):  18.500  l/s  en  el  área  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla  y  4.530  l/s  en  el  manantial  de  Cañamero  (M‐26),  entre  otros.  Además,  las  abundantes  precipitaciones  motivaron  la  activación  de  la  surgencia  trop  plein  de  Prado  Medina  (M‐22;  asociada  al  manantial  de  Cañamero),  que  no  emergía  desde  el  año  hidrológico 1995/1996.  El conjunto de manantiales aforados responde con aumentos de caudal a los eventos  más  importantes  de  precipitación,  como  puede  apreciarse  en  la  figura  4.2.  En  general,  durante cada año del período de investigación, se producen entre 2 y 3 crecidas importantes,  aunque  la  rapidez  y  magnitud  de  las  mismas  varían  sustancialmente  dependiendo  del  manantial considerado.   Las respuestas hidrodinámicas más rápidas fueron registradas en los manantiales de  la parte meridional del área de estudio (Fig. 4.2 y mapa hidrogeológico adjunto), en concreto  en  el  conjunto  de  puntos  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Río  Turón  y  en  la  surgencia de la Fuensanta (M‐12). Ambos hidrogramas muestran crecidas muy puntiagudas,  decrecidas  rápidas  y  grandes  diferencias  entre  los  caudales  máximos  y  mínimos  (véase  registro  continuo  en  el manantial  de  la  Fuensanta  durante  el  último  año  hidrológico;  Fig.  4.2). Este tipo de comportamiento hidrodinámico denota un elevado grado de karstificación  en los sectores acuíferos que drenan, donde los volúmenes de agua de recarga se transfieren  rápidamente  hacia  los  puntos  de  descarga  siguiendo  vías  preferentes  de  flujo  (sistema de  conductos).          ‐ 115 ‐     Figura  4.2.  Hidrogramas  de  los  principales  manantiales  aforados  en  el  área  de  estudio  durante  el  período  comprendido entre julio de 2007 y mayo de 2010. El hidrograma del “área de descarga de Sierra Blanquilla” incluye  los  caudales  de  los  manantiales  de  El  Burgo  (M­15),  Hierbabuena  (M­14),  Tp1­Hierbabuena  (M­11)  y  Tp2­ Hierbabuena (M­9).  ‐ 116 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  El  hidrograma  del  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  muestra  las  variaciones  más  rápidas  y  significativas  de  caudal  en  la  zona  noroccidental  del  área  de  estudio  (Fig.  4.2  y  mapa hidrogeológico adjunto). No obstante, las respuestas hidrodinámicas se producen con  algo  más  de  inercia  (hidrogramas  con  curvas  más  anchas  y  menos  puntiagudas)  si  se  comparan  con  las  de  los  manantiales  anteriores,  lo  que  podría  estar  relacionado  con  un  menor grado de karstificación.  Las  cuantiosas precipitaciones  acaecidas  en esta  región entre diciembre de 2009 y  marzo  de  2010  generaron  una  situación  hidrodinámica  excepcional,  con  caudales  muy   elevados (Fig. 4.2). Tal es así, que los hidrogramas de la crecida generada en los manantiales  de  Cañamero  (M‐26),  Ventilla  (M‐16)  y  de  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  presentan  morfologías  planas,  hecho  que  pone  de  manifiesto  las  limitaciones  en  el  drenaje  de  este  sistema y la consecuente activación de surgencias de tipo trop plein.    El hidrograma del manantial del Carrizal (M‐24) muestra picos de caudal algo menos  puntiagudos  y  de  menor  magnitud  que  el  de  Cañamero  (Fig.  4.2).  En  cualquier  caso,  las  respuestas  hidrodinámicas  son  más  bien  rápidas  y  los  caudales  aumentan  de  forma  relativamente  brusca  frente  a  las  lluvias,  lo  que  indica  un  desarrollo  moderado  de  la  karstificación del sector acuífero drenado.    Las  evoluciones  de  los  caudales  del  resto  de  manantiales  que  drenan  la  zona  noroccidental  del  área  investigada,  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  Ventilla  (M‐16),  presentan también aumentos de caudal ante los principales eventos de recarga (Fig. 4.2). Sin  embargo  estas  respuestas  son  de  menor  magnitud,  más  amortiguadas  en  el  tiempo  (especialmente en los períodos de agotamiento) y con una morfología más atenuada. Estos  hidrogramas  denotan  una  karstificación  menos  desarrollada  en  los  sectores  acuíferos  drenados por ambos manantiales. No obstante, las variaciones de caudal del manantial de la  Ventilla  se  suceden de manera más  rápida  que  en  el  del Barranco de  Palomeras,  como  se  observa en  la  figura 4.2,  al menos  tras  las abundantes  lluvias  invernales del año 2009/10.  Por su parte, el manantial del Barranco de Palomeras reacciona de forma relativamente lenta  frente a  los eventos de recarga  y muestra  respuestas  retardadas con respecto a  las  lluvias  que  las  generan,  como  se  deduce  del  registro  de  caudales  elevados  en  la  parte  final  del  período de investigación (Fig. 4.2).   En  el  manantial  de  Torrox  (M‐27),  los  caudales  aumentan  lentamente  y  las  respuestas  hidrodinámicas  (máximos  de  crecida)  presentan  importantes  desfases  con  respecto  a  las  lluvias  que  las  generan,  del  orden  de  3‐4  semanas  (Fig.  4.2),  aunque  las  crecidas registradas pueden alcanzar una magnitud considerable. El desfase en la respuesta  ‐ 117 ‐ puede ser indicativo del menor desarrollo de la karstificación del sector acuífero que drena,  pero también un efecto relacionado con los bombeos.     4.5.2 Sondeos  4.5.2.1 Columnas litológicas y observaciones hidrogeológicas  Se dispone de 8 columnas litológicas de sondeos (Fig. 4.3) procedentes de informes  técnicos de las perforaciones llevadas a cabo durante la sequía del año 1995 (DGOH‐GHUMA,  1995). Los materiales  reconocidos en profundidad son mayoritariamente  calizas  jurásicas,  aunque  6  de  los  sondeos  también  atravesaron  margas  y  margocalizas  cretácicas.  En  los  sondeos  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11)  y  de  Prado  Medina  (S‐40),  cuya  situación  se  muestra en el mapa hidrogeológico adjunto, se cortaron más de 300 m de espesor de calizas.  En ningún caso se han perforado arcillas con evaporitas (Triásico superior), por lo que no se  ha  llegado a  interceptar  la base del acuífero  jurásico. En  los  alrededores de Serrato (mapa  hidrogeológico y corte geológico G‐G´ adjuntos), las calizas jurásicas se encuentran bajo las  margocalizas cretácicas,  como se ha  constatado en  los  sondeos Serrato‐1  (P‐10), Serrato‐2  (S‐41) y Arroyo del Cerezo (P‐9), en los que se reconocen varias decenas de metros (18 a 60  m) de espesor de margocalizas sobre las calizas (Fig. 4.3).  Los sondeos  localizados en  la  inmediata proximidad del manantial del Barranco de  Palomeras (mapa hidrogeológico adjunto), los denominados Palomeras‐1, ‐2 y ‐3 (P‐8, P‐6 y  P‐7),  perforados  a  rotopercusión,  a  escasos metros  unos  de  otros,  reflejan  la  complejidad  tectónica en este sector (Fig. 4.3 y corte geológico H‐H´ adjunto). En el sondeo Palomeras‐1  (P‐8), los materiales cretácicos, que fueron datados mediante foraminíferos planctónicos en  dos muestras de detritus cogidas a las profundidades de 195‐200 m y 230‐235 m, aparecen  entre  dos  tramos  de  calizas,  hecho  que  pone  de  manifiesto  la  existencia  de  accidentes  tectónicos en la vertical del sondeo. En los otros 2 sondeos, Palomeras‐2 (P‐6) y Palomeras‐3  (P‐7), también se detectan los materiales cretácicos a 150‐160 m de profundidad (Fig. 4.3).   El  grado  de  fracturación  de  los  materiales  acuíferos  atravesados  en  los  sondeos,  generalmente  bajo,  es  más  elevado  en  algunos  tramos  (Fig.  4.3).  No  se  han  detectado  cavidades kársticas en ninguno de ellos, aunque la perforación de los sondeos Serrato‐1 (P‐ 10) y Serrato‐2 (S‐41), hecha a percusión,  reveló  tramos en  los que se produjo pérdida de  detritus,  probablemente  por  una  circulación  significativa  de  agua  subterránea  en  ‐ 118 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda        Figura 4.3. Columnas litológicas de sondeos del área de estudio. Se representan los tramos de materiales con mayor  grado  de  fracturación  y/o  karstificación,  así  como  las  profundidades  de  los  contactos  litológicos.  El  espacio  en  blanco con signo de interrogación en el sondeo S­41 indica pérdida total de detritus durante la perforación de este  tramo.    conductos  kársticos:  de  57‐79  m  en  el  primero  y  de  18‐33  m  en  el  segundo  (tramo  con  interrogante en Fig. 4.3).   Durante  la  perforación  de  los  sondeos  a  rotopercusión,  los  caudales  de  retorno  estuvieron comprendidos entre 22 l/s (Arroyo del Cerezo, P‐9) y 35 l/s (Palomeras‐1, P‐8),  ‐ 119 ‐ mientras  que  en  los  sondeos  de  Prado  Medina  (S‐40)  y  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11)  (mapa  hidrogeológico  adjunto)  no  se  tuvo  constancia  de  haber  interceptado  nivel  piezométrico  ni  se  detectó  caudal  de  retorno.  La  ausencia  de  caudal  de  retorno  en  estos  sectores puede explicarse por la escasa karstificación de las calizas jurásicas en la vertical de  cada sondeo. En cualquier caso, en los dos sondeos negativos se registró nivel piezométrico  con posterioridad y el  sondeo de Prado Medina (S‐40) es surgente en períodos de recarga  excepcionales  (diciembre‐enero  de  2010).  Los  sondeos  Serrato‐1  y  Serrato‐2  también  son  surgentes en períodos de recarga abundante.    4.5.2.2 Piezometría     En el  transcurso del período  investigado  se ha  controlado  la profundidad del nivel  piezométrico  (Fig.  4.4)  en  los  sondeos  Serrato‐1  (P‐10),  Palomeras‐1,‐2,‐3  (P‐8,  ‐6,  ‐7),  Arroyo del Cerezo (P‐9), Venta del Cordobés (P‐11) y Peñarrubia (P‐12).  Las series temporales de los datos piezométricos ponen de manifiesto un ascenso de  los  niveles  de  agua  subterránea  en  respuesta  a  las  precipitaciones  (Fig.  4.4). No  obstante,  estas  variaciones  hidrodinámicas,  la  mayoría  producidas  en  régimen  natural,  presentan  magnitudes y tiempos de respuesta variables, según el sondeo considerado.   Los  niveles  en  el  sondeo  de  Serrato‐1  (P‐10),  perforado  en  las  inmediaciones  del  manantial de Cañamero (M‐26; sector confinado del acuífero), responden rápidamente y de  forma  brusca  ante  las  lluvias  (Fig.  4.4).  La magnitud  de  los  ascensos  piezométricos  varía  proporcionalmente  a  la  intensidad  y  cantidad  de  las  precipitaciones  que  los  generan.  El  ascenso piezométrico máximo es del orden de 5‐7 m, aunque debe  ser mayor dado que el  sondeo  es  surgente  en  períodos  de  elevada  recarga  (octubre  de  2008  a marzo  de  2009  y  diciembre  de  2009  a  abril  de  2010;  Fig.  4.4).  Los  descensos  piezométricos  son  casi  instantáneos, por lo que se retorna rápidamente a los niveles previos a la recarga. El registro  del  sondeo  Serrato‐1,  con  fluctuaciones  de  nivel  casi  inmediatas  y  una  amplitud  piezométrica baja (de pocos metros), es característico del drenaje de áreas de descarga de  tipo kárstico.    Las  evoluciones  piezométricas  de  los  sondeos  de  Palomeras  (P‐6,  ‐7  y  ‐8)  y  del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9)  son  similares  entre  sí  (Fig.  4.4),  con  tiempos  de  respuesta  relativamente  rápidos,  aunque  con  mayores  magnitudes  de  los  ascensos  de    nivel  en  el  último sondeo. Entre los sondeos de Palomeras, el nivel piezométrico en los sondeos P‐8 y P‐ 6 se encuentra más elevado que en el de P‐7. De hecho, se observa que la diferencia entre el  nivel en los sondeos aumenta conforme lo hace la pluviometría. Los descensos piezométricos  ‐ 120 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  son  rápidos,  aunque mucho más en el  sondeo del Arroyo del Cerezo.  La morfología de  las  evoluciones piezométricas de los 4 sondeos (las cotas piezometrías medidas en P‐8 y P‐6 son  prácticamente iguales) es suave en períodos con lluvias homogéneamente distribuidas en el  tiempo y poco cuantiosas (año hidrológico 2007/08), y más irregular en períodos de elevada  pluviometría.       Figura 4.4. Evolución piezométrica en algunos de los sondeos controlados en las sierras de Colorado, Merinos, Teba y  Peñarrubia y en el Cerro de Matagayar durante el período de investigación. Las morfologías planas representan los  períodos  en  los  que  los  sondeos  Serrato­1  (P­10)  y  Arroyo  del  Cerezo  (P­9)  fueron  surgentes.  Las  variaciones  piezométricas de los sondeos Palomeras­1 (P­8) y Palomeras­2 (P­6), prácticamente idénticas, se han representado  con la misma simbología.      ‐ 121 ‐ En el sondeo de  la Venta del Cordobés (P‐11)  las variaciones del nivel se producen  más  lentamente, aunque  las crecidas piezométricas pueden  llegar a ser bastante marcadas  en condiciones de alta recarga. El registro piezométrico muestra un desfase de varios meses  entre  las  lluvias  y  los  niveles máximos  de  los  ascensos  piezométricos  (Fig.  4.4),  si  bien  la  relación  entre  ambos  parámetros  parece  ser  inversamente  proporcional:  a  mayores  precipitaciones, menor desfase de la respuesta hidrodinámica. La magnitud de los ascensos  de  nivel  registrados  en  este  sondeo  (hasta  75  m),  es  la  mayor  de  todos  los  sondeos  considerados. No obstante,  la  situación del  sondeo,  en el  cauce de un arroyo  intermitente,  contribuye a los ascensos de nivel piezométrico más bruscos (diciembre de 2009 a abril de  2010; Fig. 4.4) por la entrada de agua de escorrentía superficial.  Los  niveles  piezométricos  medidos  en  el  sondeo  de  Peñarrubia  (P‐12;  Fig.  4.4)  muestran variaciones piezométricas  lentas y de poca magnitud, con un desfase mínimo de  dos  meses  respecto  a  los  eventos  de  precipitación  que  las  producen.  La  evolución  piezométrica es relativamente constante durante los años hidrológicos más secos (2007/08  y  2008/09),  con  fluctuaciones  poco  significativas  (2‐3  m),  mientras  que  en  el  año  más  húmedo  (2009/10)  presenta  los  cambios  de  nivel  de  mayor  amplitud  (9‐10  m),  como  consecuencia de las lluvias abundantes e intensas.  No obstante, las mayores variaciones piezométricas registradas en el área de estudio  tienen lugar en el sector NE de Sierra Colorado, donde los niveles piezométricos en el sondeo  de Prado Medina (S‐40) alcanzan cotas que superan los 660 m s.n.m. (durante los períodos  en  los  que  es  surgente),  120 metros  por  encima  de  la  cota  de  surgencia  del manantial  de  Cañamero (M‐26).  Las  evoluciones  piezométricas  en  los  sondeos  estudiados  (Fig.  4.4)  muestran  características  diferentes  (morfologías,  desfase  lluvia‐ascenso  piezométrico,  velocidad  de  ascenso,  velocidad  de  descenso,  etc.),  que  son  el  reflejo  de  distintos  tipos  de  respuestas  hidrodinámicas frente a las precipitaciones. Así, el sondeo Serrato‐1 (P‐10), exceptuando los  períodos en los que es surgente, muestra ascensos de nivel casi instantáneos que generan un  registro piezométrico en forma de dientes de sierra (año hidrológico 2007/08). Esto pone de  manifiesto un cierto desarrollo de la karstificación de los materiales acuíferos en este sector.  Por  el  contrario  las  fluctuaciones  piezométricas  en  el  sondeo  de  Peñarrubia  (P‐12)  se  producen  de  forma  más  lenta,  probablemente  por  el  bajo  grado  de  karstificación  de  los  materiales atravesados, aunque también debe estar influenciadas por los bombeos. El resto  de sondeos, que drenan  los sectores acuíferos del Barranco de Palomeras y del Arroyo del  Cerezo,  muestran  registros  piezométricos  con  características  intermedias  entre  los  dos  anteriores y, según esto, un desarrollo moderado de la karstificación.  ‐ 122 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda    4.6 HIDROTERMIA      El  estudio  de  la  temperatura  de  las  aguas  subterráneas  permite  evaluar  los  mecanismos de  transferencia  de  calor  que  se  producen  en  un  sistema  acuífero  (Andrieux,  1974; Jeannin, 1990; Malard y Chapuis, 1995; Anderson, 2005; Luhmann et al., 2010), por lo  que  dicho  parámetro  físico  puede  ser  utilizado  como marcador  natural  para  caracterizar  hidrogeológicamente  procesos  de  recarga,  infiltración  y  mezcla  de  aguas  en  acuíferos  kársticos.  De  forma  complementaria  con  otras  técnicas  hidrogeológicas  (hidrodinámicas,  hidrogeoquímicas,  isotópicas y de  trazadores artificiales),  el  análisis de  la  temperatura del  agua  subterránea  también  proporciona  información  acerca  del  funcionamiento  de  los  sistemas kársticos (Lastennet, 1994; Birk et al., 2004; Liñán et al., 2009; Mudarra, 2012).       La temperatura de las aguas subterráneas en el área de estudio  (Tab. 4.4) presenta  valores medios comprendidos entre 13,3 ºC, en el manantial de Buenavista (M‐6), y 22,2 ºC,  en  la  surgencia  de  Torrox  (M‐27).  Los  coeficientes  de  variación  de  este  parámetro  son  relativamente bajos y en ningún caso son superiores al 7 %.   Las aguas de los manantiales de Abusín (M‐1), Camarero (M‐2) y Buenavista (M‐6),  que drenan Sierra Hidalga, así como las de los manantiales del Carrizal (M‐24) y de Torrox  (M‐27), muestran  la menor variabilidad  térmica de  todos  los manantiales considerados en  esta  investigación,  con  valores  de  amplitud  térmica  por  debajo  de  1  ºC  y  coeficientes  de  variación inferiores al 1 % (Tab. 4.4).   En cambio, las aguas drenadas por varios manantiales del áres de descarga de Sierra  Blanquilla hacia el Valle del Río Turón (El Burgo, M‐15, y Tp1‐Hierbabuena, M‐11) y del área  del Arroyo de la Fuensanta (Fuensanta, M‐12) presentan la mayor heterogeneidad desde el  punto  de  vista  hidrotérmico  (Tab.  4.4).  El  registro  de  la  temperatura  del  agua  de  estas  surgencias puede alcanzar valores de amplitud  térmica superiores a 4 ºC y coeficientes de  variación  comprendidos  entre  4,8  y  6,5 %.  En  las  áreas  del  Río  Turón  y  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  la  interrelación  entre  las  aguas  superficiales  y  las  subterráneas  condiciona  los  valores de temperatura de estas últimas (véanse apartados 5.2.7 y 5.3.5 de esta Memoria).  No  obstante,  en  estas  zonas  existen  otros  manantiales  (Tp2‐Hierbabuena,  M‐9,  y  Tp‐ Fuensanta,  M‐7)  que  se  diferencian  de  los  anteriores  por  drenar  aguas  con  valores  de  temperatura  poco  variables,  con menor  amplitud  térmica  y  coeficientes  de  variación más  bajos (Tab. 4.4).  ‐ 123 ‐ Por su parte,  las aguas de  los manantiales de Cañamero  (M‐26),  Prado Medina  (M‐ 22),  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  de  la  Ventilla  (M‐16),  que  drenan  las  sierras  de  los  Merinos, Colorado y Carrasco, muestran una variabilidad hidrotérmica intermedia (∆T ~ 1‐ 2,5 ºC y cv ~ 2 %) entre la de los grupos descritos en los párrafos previos (Tabla 4.4).    Denominación Altitud Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv [Referencia] [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Sierra Hidalga Abusín ago‐07 a oct‐08 P 41 14,8 14,5 14 0,8 0,6785 (M­1) oct‐07 a mar‐08 C 2.930 14,4 14,4 14,3 0,1 0,4 Camarero 765 ago‐07 a oct‐08 P 40 14,8 14,5 14 0,8 0,7 (M­2) Buenavista 725 ene‐09 a mar‐09 P 15 13,4 13,3 13,1 0,3 0,9 (M­6) Sierra Blanquilla  El Burgo ago‐07 a may‐10 P 138 15,9 14,4 12,7 3,2 5,5600 (M­15) nov‐07 a jun‐10 C 19.032 15,9 14,6 12,1 3,8 4,8 Hierbabuena* 645 ago‐07 a may‐10 P 61 15,2 14,5 13,5 1,7 3,3 (M­14) Tp1­Hierbabuena 655 dic‐07 a may‐10 P 64 15,3 13,4 11,5 3,8 6,5 (M­11) Tp2­Hierbabuena 670 dic‐07 a mar‐10 P 49 15 14,6 13,3 1,7 2,2 (M­9) Hidalga  855 feb‐08 a dic‐09 P 6 16,2 14,8 14 2,2 ‐ (M­3) Área de la Fuensanta Fuensanta ago‐07 a may‐10 P 193 16,8 14,4 13 3,8 5,4620 (M­12) mar‐08 a jun‐10 C 18.816 17,8 14,6 13,1 4,7 5,8 Tp­Fuensanta 660 sep‐08 a mar‐10 P 19 15,8 15 14,5 1,3 2,2 (M­7) Portillo 685 nov‐08 a feb‐09 P 5 14,4 15 13,6 0,8 ‐ (M­8) Los Sauces 765 sep‐08 a ene‐09 P 18 14,7 14,4 13,9 0,8 1,4 (M­4) Sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco Cañamero jul‐07 a may‐10 P 174 16,1 15,4 14,8 1,3 2,1540 (M­26) jul‐07 a jun‐10 C 24.010 16,2 15,5 14,8 1,4 2,1 Prado Medina 660 dic‐09 a mar‐10 P 12 15,9 15,2 14,8 1,1 2,3 (M­22) Bco. de Palomeras 560 jul‐07 a may‐10 P 66 17,1 15,8 14,6 2,5 2,5  (M­20) Carrizal  jul‐07 a may‐10 P 151 16,3 15,8 15,6 0,7 0,5740 (M­24) ago‐07 a feb‐10 C 7.671 16 15,7 15,7 0,3 0,4 Ventilla jul‐07 a may‐10 P 152 17 15,7 14,2 2,8 2,3740 (M­16) jul‐07 a may‐10 C 12.498 16,1 15,9 14,9 1,2 1,6 Sierras de Teba y Peñarrubia Torrox  jul‐07 a may‐10 P 95 22,8 22,2 21,5 1,3 1370 (M­27) jul‐07 a abr‐10 C 10.796 22,4 22,2 21,5 0,9 1,3   Tabla 4.4. Valores de temperatura (máxima, Tmáx.; media, Tmed.; mínima, Tmín.; amplitud, ∆T; y coeficiente de  variación, cv) de las aguas subterráneas drenadas por manantiales en el área investigada. Las letras P (puntual) y C  (continuo, mediante datalogger) especifican el tipo de registro de datos. (*) Los datos de temperatura del agua del  manantial de la Hierbabuena (M­14) corresponden mayoritariamente a condiciones de aguas bajas.    ‐ 124 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  En el manantial de Torrox (M‐27), principal punto de descarga de las sierras de Teba  y Peñarrubia, la temperatura media del agua es de 22,2 ºC (Tabla 4.4), aproximadamente 4,8  ºC  superior  a  la  temperatura  media  anual  del  aire  en  la  región  durante  el  período  de  investigación (17,4 ºC según los datos climáticos de la estación del Embalse del Guadalteba,  situada a 340 m s.n.m.; Tab. 3.14). Estos datos demuestran el carácter termal de la surgencia,  de acuerdo con los criterios establecidos por Schoeller (1962), Custodio y Llamas (1983) y  Cruz  Sanjulián  (1976),  y  la  contribución  de  flujos  más  profundos,  con  mayor  tiempo  de  residencia, al caudal de la misma.  En general, a medida que la cota de surgencia es más elevada, los manantiales drenan  aguas  con  menor  temperatura  (Fig.  4.5).  Así,  las  surgencias  que  drenan  Sierra  Hidalga,  situadas a mayor altitud, drenan aguas más frías que las de las surgencias de las sierras de  los Merinos,  Colorado  y  Carrasco,  cuyas  aguas muestran mayores  valores  de  temperatura  media. El manantial de Torrox (M‐27), en  las sierras de Teba y Peñarrubia, constituye una  excepción, a causa de su carácter termal, como se ha indicado anteriormente.      Figura 4.5. Relación  entre  la  cota de  surgencia de  los manantiales  y  la  temperatura del agua que drenan. En  el  gráfico se visualizan los valores máximos, medios y mínimos de temperatura de las aguas de las surgencias, y se hace  una clasificación por grupos atendiendo a los principales macizos kársticos.     ‐ 125 ‐ Sin embargo, la correlación lineal negativa que se observa entre la cota de surgencia  de  los  manantiales  y  la  temperatura  media  de  las  aguas  subterráneas  (Fig.  4.5)  es  relativamente  baja  (R2  =  0,46),  debido  a  la  elevada  variabilidad  hidrotérmica  entre  surgencias.  Esto  se  debe,  presumiblemente,  a  la  existencia  de  diversos  procesos  hidrogeológicos (mezcla de aguas, flujos lentos, etc.), los cuales modifican el valor medio de  la  temperatura  de  las  aguas  de  los manantiales  que  le  correspondería  según  el  gradiente  teórico.   El gradiente térmico calculado para las aguas subterráneas de la Serranía oriental de  Ronda es de ‐1,2 ºC/100 m (Fig. 4.5), justo el doble del gradiente de la temperatura del aire  (‐0,6 ºC/100 m; véase apartado 3.4.2 de esta Memoria), aunque resulta ser de ‐1,6 ºC/100 m  si no se considera el manantial de Torrox (M‐27). Este último valor es similar al gradiente  térmico calculado por Liñán (2003), de ‐1,5 ºC/100 m, e idéntico al estimado por  Mudarra  (2012), de ‐1,6 ºC/100 m, en las aguas subterráneas de otras áreas kársticas de la provincia  de Málaga con características hidrogeológicas similares.   La  evolución  de  la  temperatura  de  las  aguas  subterráneas  durante  el  período  de  investigación  permite  precisar  la  influencia  de  los  factores  que  las  condicionan.  En  este  sentido,  además  de  los  inherentes  al  propio  sistema  acuífero  (estructura  geológica,  red  interna de drenaje kárstico, etc), cabe hacer referencia a la climatología y la recarga, factores  tanto autóctonos como alóctonos.     La figura 4.6 muestra la evolución temporal de la temperatura de las aguas drenadas  por  las  surgencias  más  importantes  del  área  de  estudio.  En  ella  se  pueden  diferenciar  distintas pautas de comportamiento hidrotérmico. Los manantiales de la Fuensanta (M‐12),  El  Burgo  (M‐15),  Hierbabuena  (M‐14,  junto  con  Tp1‐Hierbabuena,  M‐11)  y,  en  menor  medida,  la  surgencia  de  Cañamero  (M‐26),  están  marcadamente  influenciadas  por  las  variaciones estacionales de  la  temperatura ambiente. Los mayores valores de  temperatura  se  registran  en  el  período  estival,  mientras  que  los  valores mínimos  se  detectan  durante  otoño‐invierno. Esta evolución natural queda interrumpida por los principales episodios de  recarga, que generan variaciones puntuales (proporcionales en magnitud a la intensidad de  la recarga) de  la  temperatura del agua. Una vez cesan  las  lluvias,  la  temperatura retoma el  valor previo a la recarga.   Los  registros  hidrotérmicos  de  los manantiales  de  la  Ventilla  (M‐16),  Barranco  de  Palomeras (M‐20) y de Torrox (M‐27) muestran las oscilaciones anuales de la temperatura  del aire y sólo se aprecian variaciones relevantes de la temperatura del agua tras eventos de  recarga  de  cierta  magnitud  (Fig.  4.6).  Estas  fluctuaciones  puntuales  se  producen  de ‐ 126 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda    Figura  4.6.  Evolución  de  la  temperatura  de  las  aguas  drenadas  por  los  principales manantiales  de  la  Serranía  oriental de Ronda durante el período de investigación. El registro diario de los datos de temperatura del aire y de  precipitación,  representados  en  el  gráfico  inferior,  corresponde  a  la  estación meteorológica  de  Añoreta  (Sierra  Blanquilla, 965 m s.n.m.).  ‐ 127 ‐ forma brusca en el manantial de la Ventilla, especialmente durante el primer año de registro,  y gradual en el resto de surgencias.   Por otro  lado,  la  temperatura de  las aguas drenadas por  los manantiales de Abusín  (M‐1), Camarero (M‐2), Carrizal (M‐24) y, en menor medida, por la surgencia trop plein Tp2‐ Hierbabuena (M‐9), no presenta variaciones significativas (Fig. 4.6). Por ello, parece que la  recarga no influye, de forma considerable, en la temperatura de sus aguas.  De las evoluciones temporales de la temperatura del agua se deduce que los sectores  acuíferos  drenados  por  los  manantiales  de  la  Fuensanta,  El  Burgo,  Hierbabuena    y  Tp1‐ Hierbabuena,  Cañamero  y  Prado Medina  presentan  un mayor  desarrollo  de  los  conductos  kársticos, que permiten la existencia de flujos rápidos desde las áreas de recarga a las zonas  de descarga.  Las  variaciones  de  la  temperatura  del  agua,  como  respuesta  a  las  lluvias,  en  los  manantiales de la Ventilla, Barranco de Palomeras y de Torrox, más atenuadas y de menor  cuantía, revelan un menor desarrollo de la karstificación.   En último lugar,  los sectores acuíferos drenados por  los manantiales del Carrizal   y  de  Tp2‐Hierbabuena,  con  respuestas  hidrotérmicas  fuertemente  amortiguadas,  muestran  una mayor  capacidad  de  atenuación  de  las  variaciones  de  la  temperatura  ambiental  y  de  filtrado de la señal térmica de la recarga.     4.7 HIDROQUÍMICA      La composición química del agua subterránea depende, entre otros  factores, de  las  características del agua de lluvia, del uso del suelo, de la modalidad de recarga, del tipo de  rocas por  la que discurre y del  tiempo de permanencia en contacto con éstas (Bakalowicz,  1977, 1979, 1995; Mudry, 1987; Antigüedad, 1986, 1988; Morales, 1991; Lastennet y Mudry,  1997, Hunkeler y Mudry, 2007).     En  investigaciones hidrogeológicas del karst,  los métodos hídroquímicos,  junto con  los  hidrodinámicos,  constituyen  las  técnicas  de  estudio  más  utilizadas  para  la  caracterización y el  funcionamiento hidrogeológico de este tipo de acuíferos. En esencia, el  control de la composición química de las aguas subterráneas permite caracterizar el flujo y  cuantificar los componentes químicos responsables de la mineralización, así como conocer la  estructura  y  la  dinámica  de  los  acuíferos  kársticos.  No  obstante,  las  interpretaciones  hidrogeoquímicas han de ser contrastadas con otros métodos de estudio complementarios  ‐ 128 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  (hidrodinámicos, hidrotérmicos,  isotópicos, etc.), puesto que presentan ciertas  limitaciones  en cuanto a su aplicabilidad y no siempre son concluyentes (Hunkeler y Mudry, 2007).            Las  aguas  subterráneas  que  fluyen  en  el  interior  de  los  acuíferos  carbonáticos  presentan  variaciones  de  la  composición  química,  tanto  en  el  espacio  como  en  el  tiempo.  Teniendo  en  cuenta  esta  variabilidad,  Bakalowicz  (1979)  y  Blavoux  y  Mudry  (1989)  destacaron  la  importancia de utilizar una estrategia de muestreo correcta, adaptada (en el  espacio  y  en  el  tiempo)  a  las  variaciones  hidroquímicas motivadas  por  las  condiciones  de  recarga y los cambios hidrodinámicos en cada sistema acuífero.   Durante  el  período  de  investigación  de  la  presente  Tesis  Doctoral  se  ha  llevado  a  cabo un control hidroquímico con periodicidad media semanal, que se ha reducido a diaria  (e incluso cada 4 horas) en épocas de crecidas y se ha aumentado a quincenal en estiaje, en  las  principales  surgencias  inventariadas  en  el  área  de  estudio.  En  el  caso  de  las  aguas  subterráneas de sondeos, el muestreo se ha efectuado con mayor periodicidad, aunque se ha  intentado  que  sea  representativo  de  cada  una  de  las  situaciones  hidrodinámicas:  crecida,  decrecida y agotamiento.     4.7.1. Distribución espacial de  la  composición química de  las aguas     La mineralización de las aguas analizadas se debe fundamentalmente a la disolución  de  calizas  y  dolomías,  por  lo  que  la  mayoría  de  las  aguas  subterráneas  presentan  facies  hidroquímicas de tipo bicarbonatada cálcica y bicarbonatada cálcico‐magnésica (Fig. 4.7).  Sin  embargo,  la  disolución  de  especies  minerales  más  solubles,  de  origen   evaporítico, que se hallan diseminadas en  los materiales del basamento acuífero, amplía  la  variedad composicional en  las aguas subterráneas (Fig. 4.7). Así,  la disolución adicional de  anhidrita  y  yeso  genera  facies  de  tipo  bicarbonatada‐sulfatada  cálcica  en  las  aguas  de  los  manantiales  de  Camarero  (M‐2), Hidalga  (M‐3)  y  del  Convento  (M‐5),  así  como  en  las  del  sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9); más clorurada en las aguas subterráneas del manantial  de  Torrox  (M‐27)  y  con  elevados  contenidos  de  Na+  en  las  del  sondeo  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11).  Sólo  en  las  aguas  muestreadas  en  el  sondeo  de  Campillos‐3  (S‐46)  predomina  la  disolución  de  calcita  y  halita  (facies  bicarbonatada‐clorurada  cálcica).  La  mayor heterogeneidad hidroquímica se detecta en el manantial de la Fuensanta (M‐12), con  aguas  que  presentan  composiciones  químicas  variables  entre  bicarbonatada  cálcica,  sulfatada cálcica y bicarbonatada‐sulfatada cálcica (Fig. 4.7).    ‐ 129 ‐     Figura 4.7. Diagramas de Piper en  los que se muestran  las composiciones químicas de  las aguas subterráneas del  área de estudio.  Las  aguas  subterráneas  del  área  de  estudio  muestran,  generalmente,  una  débil  mineralización (Tab. 4.5). Más del 70 % de las muestras presentan valores de conductividad  eléctrica  (CE)  inferiores  a  500  µS/cm,  mientras  que  el  6  %  muestra  una  mineralización  relativamente  elevada  (>  1.000  µS/cm).  Los  valores  medios  de  CE  de  las  aguas  están  comprendidos entre 268 µS/cm, del manantial Abusín (M‐1), y 1.362 µS/cm, del sondeo de  la Venta del Cordobés (P‐11). En términos generales, las aguas subterráneas de los sectores  acuíferos meridionales del área de estudio son las menos mineralizadas, mientras que las de  los sectores más septentrionales presentan un mayor grado de mineralización.    ‐ 130 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­23 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 pH logPCO2 ISCAL ISDOL (µS/cm) (ºC) (mg/l) n 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 mín 229 14,2 7,4 0,10 155 0,1 3,2 1,9 11,5 1,9 0,1 48,4 8,2 ‐2,84 ‐0,24 ‐1,48 máx 277 14,6 8,0 0,40 180 0,1 3,8 6,2 14,3 3,4 1,5 52,6 11,2 ‐2,29 0,26 0,64 med 268 14,4 7,7 0,17 164 0,1 3,5 5,0 12,9 2,1 0,5 50,3 9,4 ‐2,56 0,00 ‐0,97 cv 3 1 2 40 3 15 5 17 6 11 62 2 5 5 78 38 n 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 mín 510 14,0 7,0 0,07 214 0,2 5,0 4,7 124,4 2,6 0,6 79,8 23,1 ‐2,41 ‐0,27 ‐1,37 máx 752 14,8 7,7 0,38 261 0,3 6,7 8,9 246,4 4,3 1,5 136,8 39,8 ‐1,83 0,40 0,86 med 693 14,5 7,3 0,18 242 0,2 5,7 6,0 218,6 3,9 0,9 120,9 35,3 ‐2,08 0,04 ‐0,70 cv 9 1 2 33 4 11 6 15 15 9 26 12 11 7 352 55 n 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 mín 732 14,0 7,3 0,14 307 0,3 7,7 0,1 193,1 5,6 0,9 123,8 38,2 ‐2,47 0,16 ‐0,51 máx 793 16,2 7,9 1,51 318 0,4 10,0 3,9 267,9 7,2 2,0 161,6 46,3 ‐1,93 0,72 0,68 med 763 14,7 7,5 0,36 312 0,3 8,5 2,3 222,0 6,2 1,4 138,5 41,6 ‐2,12 0,37 ‐0,07 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 mín 342 13,9 7,1 0,76 240 0,1 3,1 0,2 4,7 3,0 0,4 87,7 1,5 ‐2,69 ‐0,14 ‐2,28 máx 410 14,7 8,1 2,29 321 0,1 7,8 3,9 11,4 4,0 0,9 108,4 3,0 ‐1,84 0,91 ‐0,22 med 387 14,4 7,3 1,05 267 0,1 5,7 2,0 6,3 3,6 0,6 96,5 1,9 ‐1,97 0,00 ‐1,98 cv 4 1 3 32 7 9 19 51 29 6 28 5 22 10 4992 23 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 675 13,4 7,6 0,39 259 0,6 8,9 3,1 170,7 7,3 0,6 82,2 34,0 ‐2,52 0,27 ‐0,14 máx 1.253 14,5 7,9 0,65 317 0,9 10,6 3,7 467,2 8,3 0,8 196,4 62,5 ‐2,34 0,87 0,93 med 902 13,8 7,7 0,53 278 0,8 9,8 3,5 294,8 7,7 0,7 124,0 45,9 ‐2,42 0,49 0,27 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 261 13,2 7,8 0,28 164 0,1 2,7 4,9 6,1 2,0 0,3 47,2 3,8 ‐2,74 0,14 ‐1,01 máx 280 13,3 7,9 0,34 176 0,1 3,6 7,1 10,7 2,2 0,6 58,5 5,7 ‐2,67 0,28 ‐0,86 med 273 13,3 7,8 0,31 170 0,1 3,2 5,8 8,7 2,1 0,4 54,2 4,8 ‐2,70 0,21 ‐0,96 cv 4 0 0 9 3 5 15 20 27 5 34 11 20 1 33 9 n 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 mín 384 14,50 6,91 0,45 266 0,1 4,8 0,0 3,8 3,5 0,1 94,6 1,8 ‐2,01 ‐0,30 ‐2,35 máx 478 15,80 7,35 2,29 333 0,1 11,0 5,6 22,1 5,2 0,7 122,0 14,8 ‐1,63 0,23 ‐1,26 med 428 14,99 7,19 1,20 294 0,1 7,6 1,4 6,3 4,5 0,4 103,2 3,8 ‐1,87 0,00 ‐1,75 cv 7 2 2 32 7 16 24 137 66 10 28 8 76 6 7288 16 n 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 mín 296 13,6 8,3 0,22 184 0,1 2,8 0,2 21,9 2,2 0,5 46,9 17,2 ‐3,12 0,58 0,46 máx 296 15,0 8,3 0,29 189 0,1 2,8 0,5 23,2 2,5 0,8 53,7 18,1 ‐3,07 0,64 0,58 med 296 14,4 8,3 0,25 186 0,1 2,8 0,4 22,7 2,3 0,6 48,6 17,7 ‐3,08 0,61 0,52 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 mín 271 13,3 7,5 0,23 186 0,0 2,4 1,4 2,5 2,3 0,1 52,4 6,1 ‐2,61 ‐0,06 ‐1,25 máx 334 15,0 7,8 0,78 224 0,1 6,9 13,5 6,2 3,8 1,2 72,1 10,8 ‐2,23 0,33 ‐0,41 med 309 14,5 7,6 0,37 205 0,0 4,4 4,7 4,0 2,7 0,4 63,5 8,3 ‐2,43 0,15 ‐0,86 cv 5 2 1 30 6 16 25 48 18 12 57 8 13 4 64 22 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 283 13,70 7,18 0,61 186 0,1 2,4 1,8 3,5 2,5 0,3 64,1 1,8 ‐2,36 ‐0,38 ‐2,40 máx 298 15,10 7,53 0,89 203 0,1 5,0 6,5 4,4 2,9 0,4 68,9 2,9 ‐2,05 0,06 ‐1,66 med 291 14,30 7,41 0,76 192 0,1 3,5 4,1 3,9 2,7 0,4 66,2 2,3 ‐2,25 ‐0,10 ‐1,93 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 mín 268 11,5 7,3 0,27 157 0,0 1,7 0,3 2,2 2,2 0,2 54,9 2,5 ‐3,20 ‐0,20 ‐1,95 máx 348 15,3 8,4 1,51 212 0,1 7,4 27,7 11,3 4,0 0,8 77,9 5,2 ‐2,13 0,75 ‐0,05 med 293 13,3 7,6 0,62 188 0,1 3,9 4,9 7,0 2,6 0,4 65,6 3,8 ‐2,45 0,08 ‐1,41 cv 6 6 2 35 6 17 27 76 30 12 40 8 16 7 224 22 n 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 mín 404 13,0 6,8 0,20 193 0,1 4,2 0,0 8,8 3,6 0,3 53,9 4,2 ‐2,45 ‐0,57 ‐2,40 máx 671 16,7 7,8 2,42 332 2,9 12,5 5,2 255,6 5,8 2,7 126,0 31,9 ‐1,54 0,52 ‐0,33 med 475 14,4 7,3 0,94 272 0,2 7,6 1,2 58,5 4,6 0,6 99,7 12,9 ‐2,01 0,05 ‐1,15 cv 14 5 3 57 8 105 26 77 104 11 39 11 62 10 443 34 n 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 mín 286 13,5 7,3 0,13 162 0,1 2,8 4,5 8,1 2,1 0,2 55,5 5,0 ‐2,69 ‐0,36 ‐1,84 máx 335 15,2 7,9 0,87 204 0,1 6,5 12,7 26,0 3,6 0,8 69,2 9,7 ‐2,10 0,31 ‐0,53 med 305 14,5 7,5 0,29 185 0,1 4,0 6,8 16,2 2,5 0,4 61,7 7,7 ‐2,38 ‐0,01 ‐1,21 cv 3 3 2 46 4 12 18 22 26 12 30 4 20 6 1542 24 n 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 mín 304 12,7 7,1 0,15 184 0,0 3,2 0,8 4,2 2,3 0,2 56,2 3,0 ‐2,75 ‐0,44 ‐2,02 máx 387 15,9 7,9 1,44 245 0,1 7,9 21,2 24,4 4,1 0,9 88,3 9,7 ‐1,97 0,43 ‐0,43 med 330 14,4 7,5 0,55 208 0,1 5,1 5,0 11,4 2,9 0,4 70,1 6,6 ‐2,32 0,06 ‐1,19 cv 5 6 2 51 6 13 20 56 49 13 32 9 24 7 301 28   Tabla  4.5.  Valores  estadísticos  (número  de  medidas/muestras,  n;  mínimo, mín;  máximo, máx;  medio, med;  y  coeficiente  de  variación  ­expresado  en %­,  cv)  de  los  parámetros  físico­químicos,  de  las  concentraciones  de  los  componentes químicos mayoritarios, de los índices de saturación de calcita y dolomita y de la presión parcial de CO2  registrados en las aguas de los principales manantiales y sondeos del área de estudio.  ‐ 131 ‐ El Burgo Tp1­  Tp2­Hierbabuena Fuensanta  Pista Turón Portillo Tp­Fuensanta Buenavista Convento Los Sauces Hidalga  Camarero Abusín Punto  Hierbabuena Hierbabuena (M­15) (M­14) (M­12) (M­10)  (M­8) (M­7)  (M­6) (M­5)(M­11) (M­9) (M­4) (M­3) (M­2) (M­1) (Ref.)   CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+3 4 Ca +2 Mg+2 pH logPCO2 ISCAL ISDOL (µS/cm) (ºC) (mg/l) n 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 mín 480 14,2 6,8 0,07 302 0,0 6,4 5,7 10,8 3,9 0,3 109,7 4,4 ‐2,22 ‐0,41 ‐2,38 máx 617 17,0 7,6 0,71 411 0,1 12,6 16,5 58,2 5,2 2,0 150,5 10,2 ‐1,44 0,51 ‐0,52 med 529 15,7 7,1 0,25 340 0,1 8,9 10,5 21,3 4,6 0,6 124,6 6,1 ‐1,71 0,01 ‐1,54 cv 6 2 2 44 8 17 12 20 38 7 35 7 18 7 920 19 Chaparr. 370 13,2 7,4 0,69 235 0,0 9,1 11,3 7,4 6,9 0,6 67,5 9,7 ‐2,12 ‐0,10 ‐1,32 (M­18) Rabadán 355 13,4 7,5 0,45 222 0,0 7,0 12,2 6,2 6,6 0,5 65,6 8,3 ‐2,29 0,05 ‐1,09 (M­19) n 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 mín 459 6,2 6,9 0,25 273 0,1 10,7 1,3 16,5 7,1 0,3 75,0 10,7 ‐2,49 ‐0,24 ‐1,57 máx 536 17,1 7,9 1,97 340 0,3 17,9 12,0 36,0 8,9 2,1 115,4 16,4 ‐1,61 0,61 0,03 med 512 15,5 7,3 0,50 317 0,2 13,3 7,7 27,3 8,0 0,7 101,9 14,6 ‐1,94 0,15 ‐0,80 cv 4 9 2 51 5 13 14 26 16 5 37 6 9 8 94 34 n 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 mín 357 14,8 7,2 0,35 212 0,0 4,0 1,7 3,9 3,1 0,3 69,3 2,2 ‐2,31 ‐0,17 ‐1,68 máx 419 15,9 7,6 0,54 258 0,1 7,1 22,2 7,8 5,1 0,9 96,9 7,6 ‐1,92 0,25 ‐0,92 med 368 15,2 7,4 0,45 240 0,1 4,7 7,4 5,0 3,6 0,4 80,6 4,3 ‐2,14 0,07 ‐1,42 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 476 15,9 7,2 0,14 297 0,0 8,1 13,3 6,0 4,8 0,3 114,2 3,4 ‐1,94 0,08 ‐1,63 máx 477 16,0 7,3 0,18 317 0,1 9,5 14,5 8,0 4,9 0,6 115,0 3,6 ‐1,82 0,17 ‐1,43 med 477 15,9 7,2 0,17 310 0,1 8,9 13,8 6,9 4,8 0,4 114,7 3,5 ‐1,86 0,11 ‐1,54 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 mín 453 15,6 6,9 0,06 288 0,0 7,2 9,2 5,0 4,4 0,2 103,3 2,7 ‐2,20 ‐0,24 ‐2,26 máx 490 16,3 7,6 0,57 324 0,1 11,5 25,0 9,2 5,4 1,2 121,3 4,1 ‐1,63 0,47 ‐0,77 med 472 15,8 7,2 0,19 304 0,1 9,0 13,9 7,1 4,8 0,6 111,3 3,5 ‐1,87 0,09 ‐1,58 cv 2 0 2 27 2 15 9 12 10 3 32 3 9 6 146 16 n 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 mín 332 14,8 6,9 0,14 221 0,0 3,9 2,2 3,0 3,1 0,2 69,2 4,6 ‐2,38 ‐0,53 ‐2,34 máx 415 16,1 7,7 0,72 267 0,1 11,1 13,3 22,5 5,8 1,0 92,2 11,0 ‐1,72 0,36 ‐0,60 med 388 15,4 7,4 0,35 248 0,1 7,1 7,4 10,3 4,2 0,5 82,5 7,8 ‐2,09 0,04 ‐1,20 cv 5 2 2 32 5 18 22 24 41 17 33 5 22 6 323 26 n 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 mín 1.215 21,5 7,0 0,16 287 0,2 54,6 16,1 192,7 110,5 2,6 122,5 41,2 ‐2,28 ‐0,15 ‐0,97 máx 1.398 22,5 7,7 0,63 310 0,3 206,9 32,5 356,1 136,6 5,0 151,6 48,0 ‐1,66 0,62 0,56 med 1.312 22,2 7,3 0,24 299 0,2 141,1 24,5 276,2 123,9 3,7 138,4 45,3 ‐1,91 0,21 ‐0,27 cv 3 1 2 24 2 12 30 14 11 5 15 5 3 6 ‐ ‐ n 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 mín 610 16,2 7,1 0,29 290 0,2 13,8 7,9 109,1 12,0 0,6 113,6 21,0 ‐2,10 ‐0,14 ‐1,00 máx 726 16,5 7,5 0,44 306 0,3 22,1 11,4 187,5 15,2 1,4 126,7 27,2 ‐1,81 0,32 ‐0,30 med 662 16,4 7,3 0,37 297 0,3 16,7 9,7 145,6 12,5 1,0 119,2 23,6 ‐1,97 0,16 ‐0,63 cv 5 1 1 12 1 8 12 9 15 6 17 3 6 3 52 21 n 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 mín 1.119 17,4 7,6 0,97 245 0,6 117,3 34,2 206,0 138,7 5,5 81,0 35,3 ‐2,59 0,36 0,28 máx 1.658 18,2 7,9 2,82 340 0,9 243,6 60,9 396,5 240,6 6,6 102,5 58,9 ‐2,21 0,64 0,76 med 1.362 17,8 7,8 1,98 312 0,8 177,5 46,4 289,8 184,5 6,1 92,5 47,0 ‐2,38 0,49 0,44 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 346 16,0 7,4 0,49 222 0,1 3,2 13,7 3,7 2,6 0,4 82,5 1,2 ‐2,15 0,03 ‐2,02 máx 357 16,1 7,4 0,56 229 0,1 5,5 17,7 4,5 3,4 0,6 86,7 1,6 ‐2,10 0,08 ‐1,91 med 353 16,1 7,4 0,53 226 0,1 3,9 15,3 4,0 2,8 0,5 84,6 1,3 ‐2,12 0,04 ‐1,96 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 602 18,3 7,5 0,18 192 0,1 59,4 5,6 30,4 39,8 0,4 68,2 8,9 ‐2,38 0,04 ‐1,03 máx 612 18,6 7,6 0,22 207 0,1 61,0 6,0 32,3 40,9 0,9 71,7 9,3 ‐2,26 0,11 ‐0,87 med 609 18,5 7,5 0,20 201 0,1 60,4 5,8 31,7 40,5 0,8 69,5 9,1 ‐2,30 0,07 ‐0,97 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 mín 504 13,2 7,3 0,28 282 0,1 9,1 5,0 16,4 4,3 0,3 64,4 3,5 ‐2,24 0,13 ‐0,77 máx 529 16,7 7,7 1,06 339 0,2 14,2 10,5 30,1 35,4 0,9 116,7 15,9 ‐1,91 0,60 ‐0,07 med 520 15,9 7,5 0,51 324 0,1 10,4 7,2 21,6 10,3 0,7 97,6 13,5 ‐2,12 0,38 ‐0,37 cv 1 5 1 42 5 15 13 22 21 75 25 13 22 5 37 65 Continuación de la tabla 4.5.  ‐ 132 ‐ Sondeo  Sondeo  Sondeo Sondeo Venta  Sond. Arroyo Torrox  Cañamero Carrizal Fuentezuela Barranco de Prado Medina Ventilla Punto  Palomeras­1 Campillos­3 Prado Medina del Cordobés del Cerezo Palomeras (M­22) (Ref.) (P­8) (S­46) (S­40) (P­11) (P­9) (M­27) (M­26) (M­24) (M­23) (M­20) (M­16) Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  Las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12) muestran el coeficiente de variación  más elevado de los valores de CE, con un 14 % (Tab. 4.5). Por el contrario, los manantiales de  Abusín  (M‐1),  Los  Sauces  (M‐4),  Hierbabuena  (M‐14),  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  Torrox  (M‐27)  presentan  los  valores  más  bajos  de  este  parámetro  estadístico,  que  varía  entre el 2 % y el 4 %. En un rango intermedio del coeficiente de correlación (5‐10 %) de los  valores de CE del agua, se encuentran los manantiales de Camarero (M‐2), Tp‐Fuensanta (M‐ 7), El Burgo (M‐15), Tp1‐ Hierbabuena (M‐11), Tp2‐Hierbabuena (M‐9), Prado Medina (M‐ 22), Cañamero (M‐26) y de la Ventilla (M‐16), así como el sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐ 9).  Aplicando el criterio propuesto por Shuster y White (1971), la variabilidad de la CE  permitiría deducir lo siguiente:  los materiales  drenados  por  el manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  presentarían  un  desarrollo excepcionalmente alto de la karstificación,  el  grupo  de  manantiales  con  menos  heterogeneidad  hidroquímica  (cv  <  5  %),  drenaría sectores acuíferos con un flujo de tipo difuso y  el  grupo  de  surgencias  y  sondeos,  con  una  variabilidad  intermedia,  estaría  caracterizado por un sistema de drenaje de flujo por conductos kársticos.     Las  concentraciones  de  los  componentes  químicos  mayoritarios  en  las  aguas  subterráneas dependen de 3 factores fundamentales: la disponibilidad de la fase mineral en  los materiales acuíferos y adyacentes a éstos, el tiempo de interacción entre el agua y la roca  ‐tiempo  de  residencia‐  y  la  temperatura  (Plummer,  1977;  Cardenal  et  al.,  1994;  López  Chicano et al., 2001; Moral et al., 2008).  De las aguas muestreadas en manantiales (Tab. 4.5), los valores medios más elevados  de alcalinidad total (TAC) y las mayores concentraciones de Ca+2 se han determinado en los  manantiales  de  la  Ventilla  (M‐16),  con  340  mg/l,  y  de  Hidalga  (M‐3),  con  138,5  mg/l,  respectivamente.  Los  contenidos medios más  elevados  en Mg+2  y  SO4‐2  (45,9 mg/l  y 294,8  mg/l)  se han obtenido en  las  aguas de  la  surgencia del Convento  (M‐5).  Por otro  lado,  las  mayores  concentraciones  medias  de  Cl‐,  NO3‐,  Na+  y  K+  (141,1;  24,5;  123,9  y  3,7  mg/l,  respectivamente) se han medido en las aguas del manantial de Torrox (M‐27; Tab. 4.5).   Los  valores  de  TAC,  así  como  el  contenido  de  Ca+2  y  Mg+2  disuelto  en  las  aguas  subterráneas,  son  el  resultado  de  la  disolución  en  proporciones  variables  de  calcita  y  dolomita,  fundamentalmente.  No  obstante,  la  disolución  de  minerales  evaporíticos  como  anhidrita y yeso pueden aportar Ca+2 en forma iónica. Aunque la secuencia estratigráfica de  las  formaciones  acuíferas  está  constituida  predominantemente  por  calizas  y  dolomías  ‐ 133 ‐ jurásicas, debajo de ellas existen arcillas con evaporitas (Triásico superior), que afloran en la  parte  occidental  del  área  de  estudio,  con  frecuencia  a  favor  de  accidentes  tectónicos  (ver  mapa geológico adjunto).   Las elevadas concentraciones de SO4‐2 en muchas de las muestras de agua analizadas  proceden de  la disolución de yesos diseminados en  las arcillas  triásicas. Los contenidos en  Na+  y  Cl‐  se  deben  a  la  reconcentración  del  agua meteórica  en  las  zonas  superficiales  del  acuífero, suelo y epikarst (Schoeller, 1962; Lastennet y Mudry, 1995; Aquilina et al., 2006).  Sin  embargo,  estos  dos  componentes  hidroquímicos  también  pueden  tener  un  origen  evaporítico,  dado  que  los  materiales  triásicos  (arcillas  con  evaporitas)  pueden  contener  halita,  cuya  disolución  proporciona  concentraciones  significativas  de  Na+  y  Cl‐  (López  Chicano et al., 2001; Barberá et al., 2011).   En cuanto a los componentes químicos de origen edáfico, las concentraciones medias  de carbono orgánico total (COT) varían en función del sector considerado (Tab. 4.5), entre  0,17  mg/l  (manantial  de  la  Fuentezuela,  M‐23)  y  1,98  mg/l  (sondeo  de  la  Venta  del  Cordobés, P‐11). Por lo general, los valores de este parámetro son más elevados en las aguas  de los manantiales de la zona meridional del área de estudio que en los de la septentrional.  La  diferencia  en  los  valores  de  COT  entre  sectores  acuíferos  está  condicionada,  en  gran  medida, por la interacción de las aguas subterráneas con las superficiales (estas últimas más  ricas en COT que las primeras) en el Valle del Río Turón, en el área de la Fuensanta y en el  Arroyo de la Esperilla (véase situación en la figura 2.12), al S del Cerro de Matagayar, donde  se  ubica  el  sondeo  de    la  Venta  del  Cordobés  (P‐11).  Por  otro  lado,  los  valores  de  COT  registrados en las aguas subterráneas del área de estudio son muy parecidos a los analizados  por  Jiménez  (2010)  y,  más  recientemente,  por  Mudarra  (2012),  en  varios  acuíferos  carbonáticos del S de España,  aunque difieren bastante de  los valores de COT medidos en  otros  acuíferos  kársticos  localizados  en  regiones  más  húmedas,  con  mayor  desarrollo  de  suelo y producción de materia orgánica (Emblanch et al., 1998, Batiot et al., 2003; Pronk et  al., 2006; Ravbar et al., 2010).    Los contenidos medios en NO3‐ de las aguas subterráneas son relativamente bajos; y  en la mayoría de manantiales y sondeos no superan 10 mg/l (Tab. 4.5). Las concentraciones  medias más elevadas de este parámetro, registradas en el sondeo de la Venta del Cordobés  (P‐11), con 46,4 mg/l, y en el manantial de Torrox (M‐27), con 24,5 mg/l, son indicativas de  una clara contaminación, probablemente debidas al uso de fertilizantes en agricultura y a la  actividad  ganadera  existente  en  la  cuenca del Arroyo de  la  Esperilla  y del Río de  la Venta  (véase situación en la figura 2.12), respectivamente. Las aguas del sondeo de Prado Medina  (S‐40),  así  como  las  de  los manantiales  del  Carrizal  (M‐24)  y  de  Fuentezuela  (M‐23),  con  ‐ 134 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  contenidos  medios  en  NO3‐  de  15,3;  13,9  y  13,8  mg/l,  respectivamente,  también  reflejan  indicios  de  contaminación.  En  la  parte  meridional  del  área  de  estudio  (sierras  Hidalga  y  Blanquilla),  las  concentraciones  de  NO3‐  en  las  aguas  son  bajas, mientras  que  en  el  resto,  particularmente en el entorno de las sierras de Ortegícar, Teba y Peñarrubia y del Cerro de  Matagayar,  son  algo más  elevadas,  debido  al mayor desarrollo de  actividades  ganaderas  y  agrícolas.  El  origen  natural  de  este  componente  químico  está  asociado  a  la  dinámica  biogeoquímica  de  los  nutrientes  en  el  suelo,  concretamente  a  la  actividad  bacteriana  (bacterias nitrificantes) que, en ambientes oxidantes, produce NO3‐ a partir de N inorgánico.  La  reconcentración  del  agua  meteórica  en  el  suelo  y  epikarst  por  evaporación  también  contribuye al aumento de los contenidos en NO3‐ de las aguas subterráneas.    Los  valores  medios  de  presión  parcial  de  CO2  (logPCO2)  en  las  muestras  de  agua  analizadas varían en un amplio rango de valores, entre ‐1,71 y ‐3,08 (Tab. 4.5). Al igual que  ocurre con otros parámetros, existen diferencias significativas en los valores de logPCO2 de  las  aguas  según  los  sectores  considerados  del  área  de  estudio.  En  cualquier  caso,  las  concentraciones medias  de  este  gas  en  las  aguas  subterráneas  son  siempre  superiores  al  valor característico del aire en la atmósfera (logPCO2 = ‐3,5).  El  índice de saturación en calcita (ISCAL) de  la mayoría de  las aguas está próximo al  equilibrio  (Tab.  4.5),  aunque  las muestras  de  los manantiales  de Hidalga  (M‐3),  Convento  (M‐5), Buenavista (M‐6), Barranco de Palomeras (M‐20) y de Torrox (M‐27) y de los sondeos  de la Venta del Cordobés (P‐11) y de Palomeras‐1 (P‐8), se encuentran claramente saturadas  o sobresaturadas en esta especie mineral (ISCAL > 0,2). Las aguas subterráneas presentan un  estado predominante de subsaturación en dolomita, aunque, las del sondeo de la Venta del  Cordobés (P‐11) y las drenadas por los manantiales del Convento (M‐5), Portillo (M‐8) y de  Torrox (M‐27) se encuentran sobresaturadas respecto a la dolomita.     Para caracterizar la distribución espacial de la composición química de las aguas se  ha realizado un  tratamiento estadístico multivariante con  los datos hidroquímicos a partir  de  los que se ha obtenido  la  tabla 4.5. Se han  llevado a cabo dos Análisis de Componentes  Principales (ACP) en los que se han utilizado 15 variables hidroquímicas: CE, temperatura,  COT, TAC, F‐, Cl‐, NO3‐, SO4‐2, Na+, K+, Ca+2, Mg+2, logPCO2, ISCAL e ISDOL.   En el ACP efectuado con todas las muestras de agua subterránea, recogidas tanto en  manantiales como en sondeos, los dos factores principales explican el 70,2 % de la varianza.  La matriz de la tabla 4.6 muestra una buena correlación estadística de la CE con las variables  Na+, K+, SO4‐2, Cl‐, Mg+2, temperatura, Ca+2 y NO3‐. Todas ellas están asociadas al factor 1 (52,3  %),  que  representa  la  mineralización  de  las  aguas  y  el  tiempo  de  residencia  de ‐ 135 ‐ CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO­ SO­2 Na+ K+ Ca+23 4 Mg +2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,871 1 COT ‐0,126 ‐0,247 1 TAC 0,479 0,399 ‐0,035 1 F­ 0,470 0,236 0,122 0,160 1 Cl­ 0,885 0,846 ‐0,069 0,235 0,317 1 NO­3 0,711 0,784 ‐0,273 0,370 0,143 0,709 1 SO­24 0,890 0,678 ‐0,144 0,200 0,603 0,717 0,499 1 Na+ 0,909 0,868 ‐0,054 0,219 0,352 0,961 0,754 0,769 1 K+ 0,904 0,820 ‐0,044 0,245 0,392 0,927 0,744 0,788 0,957 1 Ca+2 0,735 0,580 ‐0,125 0,870 0,314 0,455 0,492 0,568 0,444 0,480 1 Mg+2 0,875 0,684 ‐0,155 0,169 0,594 0,744 0,465 0,969 0,775 0,794 0,502 1 logPCO2 0,390 0,371 ‐0,098 0,828 0,096 0,169 0,312 0,163 0,148 0,177 0,774 0,114 1 ISCAL 0,236 0,171 0,101 0,108 0,124 0,236 0,170 0,197 0,250 0,230 0,112 0,218 ‐0,431 1 ISDOL 0,499 0,382 ‐0,036 ‐0,050 0,401 0,476 0,226 0,595 0,505 0,500 0,105 0,677 ‐0,425 0,757 1 Tabla 4.6. Matriz de correlación estadística correspondiente al ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  todas las muestras de agua subterránea (manantiales y sondeos) analizadas durante el período de investigación.     Figura 4.8. Representación de  los  factores principales del ACP realizado con  los datos hidroquímicos de  todas  las  muestras de agua subterránea (manantiales y sondeos) recogidas durante el período de investigación. (A) Espacio  de las variables y (B) de las unidades estadísticas.    éstas  en  el  acuífero  (Fig.  4.8A). Dicha mineralización  está  influenciada principalmente por  procesos  de  disolución  de  minerales  de  origen  evaporítico  (yeso,  anhidrita,  halita,  etc.),  aunque  también  por  actividades  contaminantes.  El  factor  2  (17,9  %),  que  muestra  las  variables TAC y  logPCO2, en  la parte positiva del eje, e  ISCAL e  ISDOL, en  la negativa, permite  ‐ 136 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  caracterizar  los  procesos  de  disolución  de  los minerales  carbonáticos.  El  COT  no muestra  correlación  estadística  significativa  con  el  resto  de  variables  y  está  representado  por  el  factor 3 (no incluido en la figura 4.8).  El  análisis  de  las unidades  estadísticas del ACP global  (Fig.  4.8B)  evidencia  la  gran  variabilidad  existente  en  la  composición  química  de  las  aguas,  así  como  una  marcada  diferenciación en 2 grupos principales:  El  primer  conjunto  de  aguas,  localizado  en  el  extremo  positivo  del  factor  1  y  constituido  por  las  muestras  del  manantial  de  Torrox  (M‐27)  y  del  sondeo  de  la  Venta del Cordobés (P‐11), presentan los mayores valores de CE y temperatura, así  como las concentraciones más elevadas de Cl‐, SO4‐2, Na+, K+, Ca+2 y Mg+2.   El segundo grupo,  formado por  las aguas menos mineralizadas correspondientes al  resto de muestras de manantiales y sondeos.  En el segundo ACP se han suprimido las muestras de agua más mineralizadas, cuya  composición  química  debe  estar  influenciada  por  la  disolución  de  evaporitas  (están  generalmente enriquecidas en Na+, K+, Mg+2, Cl‐ y SO4‐2). Dichas aguas corresponden a las de  los manantiales de Torrox (M‐27), Fuensanta (M‐12), Camarero (M‐2), Hidalga (M‐3) y del  Convento (M‐5) y a las de los sondeos de la Venta del Cordobés (P‐11), Arroyo del Cerezo (P‐ 9)  y  de  Campillos‐3  (S‐46)  y  pertenecen  tanto  al  primero  como  al  segundo  grupo  diferenciado en el anterior análisis. Al prescindir de este conjunto de muestras, el porcentaje  de varianza explicada por los factores estadísticos disminuye hasta un 63,3 %. La variable CE  está  correlacionada  estadísticamente  con  los  parámetros  TAC,  Ca+2,  logPCO2,    Cl‐,  temperatura y Na+, en este orden de significación (Tab. 4.7).   El  factor  1  del  ACP  explica  el  42,5  %  de  la  varianza.  Está  relacionado  con  la  mineralización  de  las  aguas,  que  se  debe  fundamentalmente  a  la  disolución  de  calcita  y  minerales evaporíticos de tipo halita (Fig. 4.9A). Las variables Mg+2, SO4‐2 y F‐, junto con los  índices de saturación ISCAL e ISDOL, correlacionadas estadísticamente entre ellas (Tab. 4.7) y  representadas  por  el  factor  2  (20,8 %),  definen  una  segunda  fuente  de mineralización:  la  disolución de las dolomías y minerales de tipo sulfatado (evaporitas) que se encuentran en  la base de los acuíferos carbonáticos.  En el gráfico de las unidades estadísticas del segundo ACP se pueden distinguir dos  agrupaciones  de  muestras  (Fig.  4.9B).  En  el  primer  grupo,  la  mayoría  de  las  aguas  consideradas en el análisis se dispersan a  lo  largo del  factor  1, de acuerdo con el grado de  mineralización.  Las  muestras  del  manantial  de  la  Ventilla  (M‐16),  localizadas  en  la  parte ‐ 137 ‐ CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO­3 SO ­2 + + 4 Na K Ca +2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,669 1 COT ‐0,193 ‐0,337 1 TAC 0,984 0,637 ‐0,156 1 F­ 0,302 0,165 0,152 0,229 1 Cl­ 0,844 0,588 ‐0,076 0,808 0,530 1 NO­3 0,567 0,583 ‐0,380 0,529 ‐0,055 0,537 1 SO­24 0,466 0,306 ‐0,254 0,363 0,607 0,429 0,095 1 Na+ 0,657 0,401 0,006 0,609 0,583 0,770 0,285 0,388 1 K+ 0,339 0,187 ‐0,040 0,302 0,185 0,352 0,273 0,192 0,336 1 Ca+2 0,954 0,612 ‐0,158 0,969 0,110 0,743 0,599 0,298 0,490 0,302 1 Mg+2 0,080 0,148 ‐0,133 0,000 0,641 0,286 ‐0,206 0,648 0,377 0,106 ‐0,168 1 logPCO2 0,859 0,645 ‐0,137 0,865 0,096 0,683 0,565 0,266 0,467 0,294 0,885 ‐0,130 1 ISCAL 0,044 ‐0,055 0,036 0,059 0,148 0,106 ‐0,089 0,000 0,149 ‐0,045 ‐0,007 0,139 ‐0,423 1 ISDOL ‐0,199 ‐0,127 ‐0,067 ‐0,235 0,312 ‐0,024 ‐0,314 0,242 0,109 ‐0,075 ‐0,366 0,628 ‐0,617 0,772 1   Tabla 4.7. Matriz de correlación estadística correspondiente al ACP efectuado sin las muestras de los manantiales de  Torrox (M­27), Fuensanta (M­12), Camarero (M­2), Hidalga (M­3) y del Convento (M­5) y de los sondeos de la Venta  del Cordobés (P­11), Arroyo del Cerezo (P­9) y de Campillos­3 (S­46).        Figura 4.9. Representación de  los dos  factores principales del segundo ACP,  llevado a cabo sin  las muestras de  los  manantiales de Torrox  (M­27), Fuensanta  (M­12), Camarero  (M­2), Hidalga  (M­3) y del Convento  (M­5), y de  los  sondeos  de  la  Venta  del  Cordobés  (P­11),  Arroyo  del  Cerezo  (P­9)  y  de  Campillos­3  (S­46).  (A)  Espacio  de  las  variables y (B) de las unidades estadísticas.     positiva del factor 1, presentan los mayores contenidos de Ca+2, Na+, Cl‐ y NO3‐, así como los  valores  más  elevados  de  TAC,  logPCO2,  y  temperatura,  mientras  que  las  aguas  de  los  ‐ 138 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  manantiales de Abusín (M‐1), Tp1‐Hierbabuena (M‐11) y Hierbabuena (M‐14), situadas en el  extremo  opuesto,  son  las  que menos mineralización  presentan.  El  resto  de  aguas  de  este  grupo muestran características químicas intermedias. Las aguas del manantial del Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  constituyen  el  segundo  grupo,  que  se  caracterizan  por  una  mayor  mineralización  y  por  contenidos más  elevados  de Mg+2,  SO4‐2,  Cl‐  y  Na+.  Las muestras  del  manantial de Portillo (M‐8), con valores mínimos del  factor 1 y más positivos del  factor 2,  presentan una mineralización muy débil y se encuentran saturadas en dolomita (Tab. 4.7).    4.7.2. Evolución temporal de la conductividad eléctrica       La variación  temporal de  la conductividad eléctrica  (CE)  informa sobre el grado de  karstificación  y  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  los  sistemas  acuíferos  carbonáticos  (Bakalowicz, 1977; Mudry, 1987; Ryan y Meiman 1996; Desmarais y Rojstaczer 2002; Liñán  et al., 2009). El análisis de las variaciones de este parámetro físico‐químico, que se producen  a diferentes escalas temporales (horaria, diaria, estacional, etc.), permite hacer estimaciones  del tiempo de tránsito del agua de recarga, desde que se infiltra hasta que se detecta en los  manantiales. En ausencia de recarga, la evolución de la CE puede aportar información sobre  el  tiempo  de  residencia  del  agua  en  el  acuífero  (almacenamiento),  así  como  sobre  la  existencia  de  procesos  hidrogeoquímicos  y  de  mezcla  que  puedan  modificar  la  respuesta  hidroquímica.     En  la  figura  4.10  se muestran  las  variaciones  temporales  de  la  CE  del  agua  de  las  principales  surgencias  que  drenan  los  acuíferos  carbonáticos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda,  con  objeto  de  comparar  las  respuestas  hidroquímicas  en  función  de  las  diferentes  condiciones hidrodinámicas, durante el período de investigación.   La evolución de  la CE de  las aguas de  los manantiales de  la Fuensanta (M‐12) y de  Cañamero (M‐26) evidencia rápidas e importantes disminuciones de la mineralización como  consecuencia  de  la  llegada  de  agua  de  reciente  infiltración  a  los  puntos  de  descarga  (Fig.  4.10). En ambas series de datos se han registrado valores de CE más elevados en  la época  estival y mínimos durante los períodos de lluvias. La disminución de la mineralización en las  aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12) se produce mediante diluciones bruscas de gran  magnitud  (~  200  µS/cm),  mientras  que  en  las  aguas  del  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  tiene  lugar,  generalmente,  de  forma  más  gradual  y  con  una  cuantía  proporcional  a  la  intensidad  de  las  precipitaciones.  Una  vez  cesan  las  lluvias,  tiene  lugar  la  rápida ‐ 139 ‐   Figura 4.10. Evolución temporal de los valores de conductividad eléctrica (CE) del agua en las principales surgencias  que drenan el área de estudio durante el período de investigación (2007/08­2009/10).    recuperación de  la mineralización de  las  aguas  que,  en  el manantial  de Cañamero  (M‐26),  retornan a los valores de CE previos al período húmedo.   ‐ 140 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  Las variaciones registradas en el manantial de la Hierbabuena (M‐14) son de escasa  magnitud, aunque faltan datos representativos de condiciones de aguas altas (Fig. 4.10). No  obstante,  las  variaciones  de  CE  registradas  en  los  2 manantiales  trop­plein  asociados  a  la  surgencia principal (que complementan el registro) son rápidas y de cierta magnitud, sobre  todo en Tp1‐Hierbabuena (M‐11).  La  evolución  temporal  de CE  en  el manantial  de Torrox  (M‐27) muestra  aumentos  generalizados que puede alcanzar una gran magnitud, con un desfase considerable respecto  a las precipitaciones que los ocasionan (Fig. 4.10). Así, durante la mayor parte del período de  lluvias, se registran los valores más elevados de CE, mientras que, en el estiaje se detectan  los mínimos.   Las surgencias de El Burgo (M‐15) y de la Ventilla (M‐16) responden con aumentos  de CE frente a las lluvias (Fig. 4.10): el primero mediante pulsos instantáneos y puntuales de  aguas más mineralizadas y el segundo mediante la mineralización lenta y progresiva de las  aguas, cuyo aumento de CE puede alcanzar cierta magnitud (> 100 µS/cm).   En los manantiales del Carrizal (M‐24), Barranco de Palomeras (M‐20), Abusín (M‐1)  y de Camarero  (M‐2),  las variaciones de CE son poco  significativas  si  se  comparan con  las  registradas  en  las  demás  surgencias  (Fig.  4.10).  Sin  embargo,  en  determinados  períodos  (invierno  y  primavera  del  año  hidrológico  2007/08  e  inviernos  de  2008/09  y  2009/10)  estos cambios de mineralización pueden ser algo más acusados, de mayor magnitud, como  consecuencia de las condiciones de recarga.  De  las  evoluciones  temporales  de  la  CE  anteriormente  descritas  se  deduce que  los  sectores acuíferos que drenan los manantiales de Cañamero (M‐26), El Burgo (M‐15) y Tp1‐ Hierbabuena  (M‐11)  se  caracterizan  por  un mayor  desarrollo  de  la  karstificación,  con  un  drenaje por conductos kársticos que permiten la rápida evacuación del agua desde las zonas  de recarga hasta las de descarga. En cambio, las variaciones de la mineralización registradas  en las aguas de los manantiales del Carrizal (M‐24), Barranco de Palomeras (M‐20), Abusín  (M‐1) y de Camarero (M‐2), mucho más atenuadas, son indicativas de una elevada capacidad  de regulación natural y, por  lo  tanto, de una escasa  jerarquización del drenaje kárstico. En  algunas  otras  surgencias,  como  la  de  la  Ventilla  (M‐16)  y  de  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9),  los  cambios  detectados  en  la  CE,  característicos  de  sistemas  con  una  cierta  inercia,  ponen  de  manifiesto  el  drenaje  de  compartimentos  acuíferos  con  un  desarrollo  moderado  de  la  karstificación. Finalmente, las bruscas diluciones de las aguas del manantial de la Fuensanta  (M‐12)  frente  a  los  episodios  de  recarga,  podrían  reflejar  un  grado  de  karstificación  relativamente elevado.  ‐ 141 ‐ 4.7.3.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad eléctrica    El análisis de  las CDF de  la CE permite deducir  la variabilidad hidroquímica que se  produce  en  los  sistemas  acuíferos  y  la  clasificación  de  éstos  en  función  del  desarrollo  del  grado  de  karstificación  (Bakalowicz,  1979).  Las  frecuencias  y  los  intervalos  de  mineralización obtenidos se asocian a diferentes tipos de aguas que contribuyen al flujo del  manantial. El número de modas y el  rango de variación  informan  sobre el mayor o menor  desarrollo  de  la  karstificación  del  sistema  de  drenaje.  Las  curvas  de  distribución  de  frecuencias  con  múltiples  modas,  que  representan  una  mayor  variabilidad  de  la  CE,  son  indicativas de un elevado grado de karstificación del sector acuífero considerado, mientras  que las curvas con morfologías unimodales, que evidencian una escasa variabilidad, revelan  una menor jerarquización del drenaje kárstico (Bakalowicz, 1977, 1979).  En la figura 4.11 se representan las CDF obtenidas a partir de  los valores puntuales  de CE de  las aguas drenadas por  los principales manantiales  estudiados. Cada curva  se ha  elaborado a partir de  intervalos constantes de CE, de 5 µS/cm (superior a  la precisión del  equipo de medida, que es ± 1 µS/cm).      Figura 4.11. Curvas de frecuencias de los valores puntuales de CE del agua drenada por los principales manantiales  controlados en la Serranía oriental de Ronda durante el período de investigación.    ‐ 142 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  El  análisis  comparativo  de  las  curvas  de  distribución  de  frecuencias  permite  distinguir  morfologías  muy  variadas,  así  como  diferentes  rangos  de  valores  de  CE  y  magnitud  de  las  modas  predominantes  (Fig.  4.11).  Las  curvas  de  frecuencias  de  los  manantiales  de  la  Fuensanta  (M‐12),  Camarero  (M‐2)  y  de  Torrox  (M‐27)  muestran  una  morfología de tipo plurimodal, con múltiples modas de frecuencias máximas generalmente  bajas (11‐20 %), y los mayores rangos de variación de los valores de CE (183‐260 µS/cm) de  todos los manantiales. En las tres curvas, destaca una moda principal que, en el manantial de  la  Fuensanta,  representa  el  intervalo  de  aguas  de máxima  dilución  (durante  las  crecidas),  mientras  que  en  los  de  Camarero  y  de  Torrox  corresponde  a  aguas  de  mineralización  intermedia. Cabe resaltar que, en el caso del manantial de Camarero, el período de muestreo  es más corto que en los otros dos (Fig. 4.10), sólo un año hidrológico y medio, por lo que ha  de  tenerse  cierta  precaución  a  la  hora  de  evaluar  la  variabilidad  hidroquímica  de  esta  surgencia.  Los manantiales del Barranco de Palomeras (M‐20) y de la Ventilla (M‐16), presentan  un  rango  de  variación  de  los  valores  de  CE  relativamente  amplio  (Fig.  4.11),  aunque  algo  menor que en  los manantiales anteriores. En sendas curvas,  se distinguen de 3 a 4 modas  individuales,  pero  predomina  una  (con  la  máxima  frecuencia)  sobre  el  resto,  que  en  el  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  se  sitúa  en  el  intervalo  de  aguas  más  mineralizadas  (condiciones  hidrodinámicas  intermedias  y  agotamiento),  y  en  el  de  la  Ventilla  (M‐16)  se  localiza  en  los  valores  más  bajos  de  mineralización  (crecidas  de  poca  cuantía; Fig. 4.10).   Las curvas de distribución de frecuencias de los manantiales de Cañamero (M‐26) y  de  Carrizal  (M‐24)  evidencian  una  morfología  bimodal,  en  la  que  se  reconocen  2  modas  principales bien definidas y con frecuencias similares (Fig. 4.11). En ambas surgencias estas  modas  corresponden  a  familias  de  aguas  de  mineralización  intermedia  y  máxima,  representativas  de  condiciones  hidrodinámicas  intermedias  y  de  aguas  bajas.  El  rango  de  variación de los valores de CE es mayor en el manantial de Cañamero (M‐26) que en el del  Carrizal  (M‐24),  cuyo valor es de  tan sólo 37 µS/cm, el más bajo de  todos  los manantiales  considerados.  Las morfologías de las curvas de frecuencias de CE de las surgencias de El Burgo (M‐ 15), Tp1‐Hierbabuena (M‐11) y de Tp2‐Hierbabuena (M‐9) muestran una distribución con 2  ó 3 modas principales (Fig. 4.11). Entre éstas,  la que muestra  la frecuencia máxima (18‐26  %) representa a las aguas que se drenan durante buena parte del período de muestreo, con  valores de mínima mineralización (aguas bajas). La segunda moda en  importancia se sitúa  ‐ 143 ‐ en  clases  de  mineralización  intermedia,  mientras  que  la  tercera,  la  menos  significativa,  representa el drenaje de las aguas más mineralizadas (crecidas).   En último lugar, los manantiales de Abusín (M‐1) y de Hierbabuena (M‐14) muestran  curvas  de  tipo  claramente  unimodal  (Fig.  4.11),  según  se  desprende  de  los  rangos  de  variación de la CE (48‐49 µS/cm) y del porcentaje de frecuencia de la moda principal (39 %).  No  obstante,  existen  otras  modas  menos  significativas  con  frecuencias  más  bajas.  En  cualquier caso,  la escasez de valores de este parámetro en el manantial de  la Hierbabuena  (M‐14), particularmente  en  situaciones de  crecida,  resta  representatividad a  la morfología  de la curva y, por lo tanto, no permite una interpretación concluyente de la misma.   Según  la metodología de  las curvas de  frecuencia  (Bakalowicz, 1977, 1979),  sólo el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  correspondería  al  drenaje  de  un  sistema  típicamente  kárstico, mientras  que  surgencias  como Abusín  (M‐1)  constituirían  el  drenaje  de  sistemas  escasamente karstificados, más bien de tipo fisurado. El resto de manantiales, entre los que  se  encuentran  los  de  El  Burgo  (M‐15),  Cañamero  (M‐26),  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  Carrizal  (M‐24)  y  de  la Ventilla  (M‐16),  representarían  sistemas  con un  grado  variable  de  jerarquización interna del drenaje kárstico.      4.8  COMPOSICIÓN  ISOTÓPICA  DEL  AGUA  SUBTERRÁNEA  4.8.1 Características isotópicas de las aguas      A  lo  largo  del  período  de  investigación  se  han  recogido  muestras  de  agua  de  la  mayoría de manantiales y sondeos existentes en el área de estudio con objeto de determinar  su composición  isotópica. No obstante, el muestreo se ha centrado preferentemente en  las  principales surgencias, con mayor interés desde el punto de vista hidrogeológico.    En la tabla 4.8 se resumen los parámetros estadísticos de los valores de δ18O y δ2H,  así como del exceso en deuterio (d) de las aguas. El valor medio de δ18O varía entre ‐5,97 ‰,  en el sondeo de la Venta del Cordobés (P‐11), y ‐7,07 ‰, en el manantial de Buenavista (M‐ 6), mientras que el valor promedio de δ2H está comprendido entre ‐38,68 ‰, en el sondeo  de la Venta del Cordobés, y ‐43,95 ‰, en la surgencia denominada Pista Turón (M‐10). Las  aguas subterráneas que presentan la mayor variabilidad isotópica (Tab. 4.8) corresponden a  los manantiales de Tp1‐Hierbabuena (M‐11), con coeficientes de variación del 7 % tanto en  δ18O  como en δ2H; Fuensanta  (M‐12),  con porcentajes del 6 %  (δ18O) y 7 %  (δ2H);  y Tp2‐ ‐ 144 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  Hierbabuena (M‐9), con coeficientes del 7 % (δ18O) y 5 % (δ2H). En todos ellos, localizados  en  la  zona  meridional  del  área  de  estudio,  existe  mezcla  de  agua  subterránea  con  agua  superficial de los cauces adyacentes.    δ18O (‰) δ2H (‰) d , exceso en deuterio (‰) Manantial/Sondeo Ref. n mín máx med cv mín máx med cv mín máx med cv Camarero M‐2 1 ‐6,94 ‐6,94 ‐ ‐ ‐44,19 ‐44,19 ‐ ‐ 11,31 11,31 ‐ ‐ Hidalga M‐3 2 ‐6,82 ‐6,73 ‐6,77 ‐ ‐42,36 ‐41,69 ‐42,03 ‐ 11,45 12,84 12,14 ‐ Los Sauces M‐4 1 ‐6,75 ‐6,75 ‐ ‐ ‐40,28 ‐40,28 ‐ ‐ 13,70 13,70 ‐ ‐ Buenavista M‐6 4 ‐7,48 ‐6,60 ‐7,07 ‐ ‐44,22 ‐40,62 ‐42,80 ‐ 12,18 15,62 13,77 ‐ Tp­Fuensanta M‐7 9 ‐6,95 ‐5,79 ‐6,52 ‐ ‐44,60 ‐32,88 ‐40,30 ‐ 9,72 14,74 11,85 ‐ Portillo M‐8 1 ‐7,22 ‐7,22 ‐ ‐ ‐43,06 ‐43,06 ‐ ‐ 14,68 14,68 ‐ ‐ Tp2­Hierbabuena M‐9 13 ‐7,60 ‐6,21 ‐6,82 7 ‐45,00 ‐38,05 ‐40,98 5 11,16 16,19 13,57 14 Pista Turón M‐10 3 ‐7,52 ‐6,58 ‐7,01 ‐ ‐47,08 ‐40,67 ‐43,95 ‐ 11,42 13,04 12,14 ‐ Tp1­Hierbabuena M‐11 14 ‐7,44 ‐5,93 ‐6,73 7 ‐46,41 ‐36,56 ‐41,87 7 7,00 14,35 11,96 17 Fuensanta M‐12 161 ‐7,49 ‐5,49 ‐6,71 6 ‐44,68 ‐30,93 ‐39,17 7 8,10 18,95 14,50 16 Hierbabuena M‐14 21 ‐7,34 ‐6,62 ‐6,98 3 ‐45,42 ‐39,54 ‐42,36 3 11,96 15,02 13,45 6 El Burgo M‐15 48 ‐7,42 ‐6,10 ‐6,80 4 ‐47,26 ‐36,51 ‐41,53 5 9,44 16,31 12,88 10 Ventilla M‐16 47 ‐6,80 ‐5,42 ‐6,42 4 ‐41,48 ‐38,67 ‐40,17 2 4,73 13,59 11,21 13 Chaparrillal M‐18 1 ‐7,33 ‐7,33 ‐ ‐ ‐43,12 ‐43,12 ‐ ‐ 15,56 15,56 ‐ ‐ Rabadán M‐19 1 ‐7,18 ‐7,18 ‐ ‐ ‐42,68 ‐42,68 ‐ ‐ 14,72 14,72 ‐ ‐ Bco. de Palomeras M‐20 16 ‐7,01 ‐6,18 ‐6,49 3 ‐44,04 ‐38,47 ‐41,13 3 9,59 12,51 10,79 8 Prado Medina M‐22 15 ‐7,26 ‐5,96 ‐6,66 4 ‐44,04 ‐40,22 ‐41,68 2 7,45 14,08 11,62 14 Carrizal M‐24 23 ‐6,77 ‐6,17 ‐6,52 3 ‐40,82 ‐38,02 ‐39,69 2 10,47 14,09 12,45 9 Cañamero M‐26 65 ‐7,31 ‐5,97 ‐6,84 4 ‐44,96 ‐38,62 ‐41,44 3 8,76 16,66 13,31 11 Torrox M‐27 24 ‐6,52 ‐5,95 ‐6,25 3 ‐41,02 ‐38,67 ‐39,86 2 8,65 12,67 10,11 10 S. Arroyo del Cerezo P‐9 11 ‐6,64 ‐5,98 ‐6,44 3 ‐42,27 ‐40,51 ‐41,50 1 7,37 11,64 10,04 11 S. Venta del Cordobés P‐11 3 ‐6,22 ‐5,84 ‐5,97 ‐ ‐40,63 ‐37,46 ‐38,68 ‐ 8,79 9,26 9,06 ‐ S. Campillos­3 S‐46 1 ‐6,43 ‐6,43 ‐ ‐ ‐40,46 ‐40,46 ‐ ‐ 11,01 11,01 ‐ ‐ Tabla 4.8. Parámetros estadísticos (número de análisis, n; mínimo, mín; máximo, máx; medio, med; y coeficiente de  variación  ­expresado  en %­,  cv)  de  la  composición  isotópica  de  las  aguas  subterráneas  recogidas  en  el  área  de  estudio durante el período de investigación.    El valor medio de exceso en deuterio (d, en la tabla 4.8) está comprendido entre 9,06  ‰,  en  el  sondeo  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11),  y  14,50  ‰,  en  el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12),  lo  cual  indica  que  los  frentes  nubosos  que  recargan  a  los  acuíferos  del  área de estudio tienen una procedencia mixta, atlántica y mediterránea (Craig, 1961; Gat y  Garmi, 1987; Cruz Sanjulián et al., 1992; Andreo et al., 2004; IAEA, 2005).  En la figura 4.13 se han representado los datos isotópicos (δ18O frente a δ2H) de las  aguas  de  las  surgencias  y  de  los  sondeos.  En  ésta  se  aprecia  que  la mayoría  de  puntos  se  distribuyen  entre  la  Línea Meteórica  Global  (LMG)  y  la  Línea Meteórica  del Mediterráneo  occidental (LMMo), aunque se encuentran más próximos a la primera. La gran dispersión de  las muestras, particularmente  significativa en  las aguas del manantial de  la Fuensanta  (M‐ 12), determina la baja correlación estadística existente entre  los valores de δ18O y δ2H(R2 =  0,44).  No  obstante,  el  ajuste  lineal  de  las  muestras  define  la  denominada  Línea  Local  de  Aguas  Subterráneas  (LLAS),  cuya  pendiente  (3,9)  es  inferior  a  la  de  la  de  las  líneas  ‐ 145 ‐ meteóricas  LMG  y  LMMo  (8),  lo  que  sugiere  la  existencia  de  procesos  de  fraccionamiento  isotópico por evaporación que afectan a las aguas subterráneas, probablemente en las partes  más superficiales de los acuíferos.   La mayoría de las aguas subterráneas procedentes de la zona meridional del área de  estudio  (manantiales  de  Buenavista,  M‐6;  Hierbabuena,  M‐14;  El  Burgo,  M‐15;  Tp1‐ Hierbabuena, M‐11; y Tp2‐Hierbabuena, M‐9) presentan los valores más negativos               ‐ composición  isotópica  empobrecida‐  de  δ18O  y  δ2H  (Tab.  4.8  y  Fig.  4.12).  Hacia  el  NE,  los  valores  de  ambos  isótopos  se  enriquecen  progresivamente,  con  valores  cada  vez  menos  negativos  (Tab.  4.8).  Esto  es  coherente  con  la  distribución  de  la  precipitaciones,  que  disminuyen de SO a NE (efecto  cantidad). La  infiltración de  las aguas de  lluvia  se produce  fundamentalmente en invierno (Fig. 3.11), con aguas más empobrecidas isotópicamente que  las precipitaciones menos cuantiosas de otoño o primavera.     Figura  4.12.  Representación  de  la  composición  isotópica  (δ18O­δ2H)  de  las  muestras  de  agua  subterránea  (manantiales y sondeos) recogidas en el área de estudio. Se incluyen las ecuaciones que definen las principales líneas  meteóricas.   ‐ 146 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda    4.8.2. Evolución temporal de δ18O       El análisis de la composición isotópica de las aguas subterráneas y de sus variaciones  frente a las de las precipitaciones de las que proceden permite obtener información acerca  de  los procesos de  infiltración y de mezcla  (agua de  lluvia‐agua subterránea o, en su caso,  agua  superficial‐agua  subterránea)  en  los  acuíferos;  en  definitiva,  del  funcionamiento  hidrogeológico.    En  la  figura 4.13  se  representa  la  evolución  temporal de  los  valores de δ18O de  las  aguas de lluvia (registradas en las estaciones de Las Pilas y del Puerto del Viento) y los de las  aguas  subterráneas  recogidas  en  los  principales  manantiales  y  sondeos  de  la  Serranía  oriental de Ronda.  En  las  evoluciones  temporales  de  la  composición  isotópica  (δ18O)  de  las  aguas  subterráneas  (Fig.  4.13)  se  distinguen  dos  patrones  de  comportamiento  diferentes,  asociados a manantiales y sondeos de distintos ámbitos geográficos del área de estudio. Por  un lado, las series de datos de δ18O registrados en las aguas de los manantiales de El Burgo  (M‐15), Hierbabuena (M‐14; junto con Tp1‐Hierbabuena, M‐11, y Tp2‐Hierbabuena, M‐9) y  de  la  Fuensanta  (M‐12;  además  de  Tp‐Fuensanta,  M‐7),  ubicados  en  la  zona  meridional,  presentan  variaciones  rápidas  y  de  mayor  amplitud,  así  como  valores  isotópicos  generalmente  más  negativos  (Fig.  4.13).  No  obstante,  el  agua  del  manantial  de  la  Hierbabuena (M‐14) presenta la menor variabilidad isotópica debido, en gran parte, a la falta  de  muestras  correspondientes  a  períodos  de  aguas  altas.  Se  observa,  además,  que  la  evolución de la composición isotópica de las aguas subterráneas es más parecida a la de las  precipitaciones (pluviocaptor del Puerto del Viento) que las generan a medida que éstas son  más  abundantes  (año  hidrológico  2009/10),  dado  que  las  lluvias  de  menor  cuantía,  con  valores menos negativos de δ18O (febrero y abril de 2008 y enero de 2009), suelen producir  menor recarga en los acuíferos.   Por  otro  lado,  las  aguas  de  los  manantiales  de  Torrox  (M‐27)  y  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  las  del  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  las  dos  últimas  isotópicamente similares, así como las de los manantiales del Carrizal (M‐24) y de la Ventilla  (M‐16),  presentan  una  evolución  similar  de  los  valores  de  δ18O  (Fig.  4.13).  La  respuesta  isotópica  es  más  amortiguada  y  la  magnitud  de  las  variaciones  mucho  menor  (mínima  durante  el  año  hidrológico  2007/08,  el  más  seco),  aunque  en  algunas  surgencias,  ‐ 147 ‐   Figura  4.13.  Evolución  temporal  de  los  valores  de  δ18O  de  las  aguas  de  lluvia  (recogidas  en  las  estaciones  de  muestreo de Las Pilas y del Puerto del Viento) y de las aguas subterráneas drenadas por los principales manantiales  y sondeos del área de estudio.  ‐ 148 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  se  pueden  observar  cambios  puntuales  más  rápidos  y  marcados  (Carrizal,  en  octubre  de  2008; Ventilla, en marzo de 2009; Fig. 4.13). La composición isotópica de las aguas drenadas  por  las  surgencias de Cañamero  (M‐26)  y de Prado Medina  (M‐22),  aunque  evoluciona de  forma similar al resto de manantiales de la parte noroccidental del área de estudio, muestra  una  mayor  variabilidad  y  reproducen  mejor  las  variaciones  isotópicas  de  las  aguas  de  recarga (pluviocaptor de Las Pilas; Fig. 4.13). A diferencia del resto de surgencias, en la de  Torrox,  los  valores  de  δ18O  tienden  a  aumentar  progresivamente  durante  el  período  de  investigación.   En los manantiales de la zona meridional (El Burgo y Hierbabuena y Fuensanta con  sus  trop  plein)  los  primeros  episodios  significativos  de  recarga  del  año  hidrológico  (p.e.  otoño de 2008/09) provocan aumentos rápidos de δ18O seguidos de descensos progresivos  de  este  parámetro  (Fig.  4.13).  Esto  es  consecuencia  de  la  infiltración  de  aguas  isotópicamente enriquecidas que paulatinamente se mezclan con las aguas almacenadas en  los  acuíferos,  con  valores más  negativos  de  δ18O.  Las  precipitaciones más  abundantes  del  período  húmedo  (invierno),  con  una  composición  isotópica  más  ligera,  contribuyen  en  mayor medida al flujo del manantial, por lo que se observan descensos de los valores de δ18O   durante  este  tiempo  (por  ejemplo  en  invierno de  2009/10).  En  cambio,  en  el  resto  de  las  surgencias de la zona septentrional (Fig. 4.13) salvo en la de Torrox, se observan respuestas  isotópicas  con aumentos generalizados de δ18O  (algo más  instantáneos en el manantial de  Cañamero)  en  los  principales  períodos  de  precipitaciones  y  disminuciones  graduales,  aunque  de  magnitud  variable  (máxima  en  Cañamero  y  mínima  en  Ventilla),  durante  episodios de elevada recarga (enero a abril de 2010).   De todo lo anterior se deduce un mayor grado de desarrollo del drenaje kárstico en  los  sectores  acuíferos  drenados  por  los  manantiales  de  la  Fuensanta  (M‐12),  Tp1‐ Hierbabuena (M‐11), Tp2‐Hierbabuena (M‐9) y de El Burgo (M‐15), lo que permite la rápida  infiltración  del  agua  de  lluvia  y  la  mezcla  limitada  con  el  agua  subterránea  previamente  almacenada.  Las  rápidas  y  acusadas  variaciones  isotópicas  en  el  agua  del manantial  de  la  Fuensanta (M‐12) y de las surgencias que drenan al Río Turón, parecen estar condicionadas,  al  igual  que  ocurre  con  otros  parámetros  hidrogeológicos,  por  la  infiltración  de  aguas  superficiales  de  los  arroyos  próximos  a  la  surgencia.  La  mayor  homogeneización  de  la  composición isotópica de las aguas del resto de manantiales (Ventilla, Carrizal, Barranco de  Palomeras  y  Torrox)  sugiere  un  menor  desarrollado  del  drenaje  kárstico  de  los  sectores  acuíferos  que drenan,  lo  que  les  confiere  cierta  inercia  y  poder  de  regulación natural.  Las  variaciones  isotópicas  detectadas  en  las  aguas  de  las  surgencias  de  Cañamero  y  de  Prado  Medina,  con  características  intermedias,  corresponderían  a  sectores  acuíferos  ‐ 149 ‐ moderadamente karstificados. Finalmente, los valores de δ18O de las aguas del manantial de  Torrox, progresivamente menos negativos, podrían ser consecuencia de la mezcla con aguas  superficiales (relativamente evaporadas) del Río de la Venta.    4.8.3. Relación δ18O – altitud: superficies de recarga      La variación de los valores de δ18O en función de la altitud es de gran utilidad para  estimar  las  altitudes  medias  y  las  superficies  de  recarga  de  los  acuíferos,  sobre  todo  en  sistemas hidrogeológicamente complejos. Esta metodología ha sido aplicada, con resultados  satisfactorios, en acuíferos situados en contextos climáticos e hidrogeológicos muy diversos:  en  las  cadenas  montañosas  del  Jura  y  Pirineos  (Blavoux  et  al.,  1979  y  Mudry,  1981;  Bakalowicz et al., 1974, respectivamente), en la cuenca cretácica del Atlas central (El Ouali et  al.,  2000),  en  macizos  carbonáticos  de  los  Apeninos  centrales  (Barbieri  et  al.,  2005),  en  diversas cuencas hidrográficas de Arizona (Blasch y Bryson, 2007) y en la Cordillera Bética  (Cardenal, 1993; Andreo, 1995; García‐López, 1996; Liñán, 2003; Kohfahl et al., 2008), por  citar sólo algunos ejemplos.    En la figura 4.14 se han representado los valores medios de δ18O y la altitud media de  recarga de los principales manantiales estimada mediante el Modelo Digital del Terreno. La  relación existente entre ambos parámetros pone de manifiesto que los valores de δ18O en la  parte más meridional del área de estudio (sierras Hidalga y Blanquilla) son más negativos y  las altitudes de recarga más elevadas que en las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco,  Teba y Peñarrubia. En el área del Arroyo de la Fuensanta los valores de 18O y la altitud de  recarga son similares a los obtenidos en las aguas de los manantiales que drenan las sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  y  diferentes  de  los  valores  isotópicos  de  las  sierras  Hidalga y Blanquilla.  A  diferencia  de  las  aguas  de  lluvia,  cuya  composición  isotópica  no  ha  permitido  precisar una  relación  clara  con  la  altitud,  se ha  establecido un  gradiente  isotópico  (δ18O –  altitud), válido, al menos, para las aguas subterráneas. El valor obtenido de este gradiente es  de ‐0,15 ‰/100 m. Dicho valor se encuentra muy por debajo del valor medio (‐0,27 ‰/100  m) estimado en otras regiones del mundo (IAEA, 1981), hecho que puede estar influenciado  por  factores  como  la  evaporación  de  las  aguas  de  recarga,  más  marcada  en  la  parte  nororiental del área de estudio, y por los procesos de mezcla con aguas superficiales, en la  zona de descarga de Sierra Blanquilla, en el área del Arroyo de la Fuensanta y en la cuenca  del Río de  la Venta.  El  escaso  contraste de  altitudes  en  el  área de  estudio  también parece  influir considerablemente en la estimación del gradiente isotópico.  ‐ 150 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda      Figura 4.14. Relación entre los valores medios de δ18O y la altitud media de recarga de los principales manantiales  del área de estudio.     4.8.4.  Consideraciones  sobre  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  acuíferos  kársticos  a  partir  de  la  composición isotópica de las aguas      La  variabilidad  de  las  respuestas  naturales  de  los  acuíferos  (hidrodinámicas,  hidroquímicas  e  hidrotérmicas)  se  refleja  también,  generalmente,  en  los  cambios  de  la  composición isotópica de las aguas. En la figura 4.15 se representan la desviación estándar  de los valores medios de δ 18O con respecto a la desviación estándar de la temperatura del  agua de manantiales y sondeos que disponen de un registro isotópico más completo.   En  el  gráfico  de  la  figura  4.15  se  aprecia  cómo  las  aguas  de  los  manantiales  del  Carrizal (M‐24) y de Torrox (M‐27) y el sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9), en la parte más  septentrional del área de estudio, registran  las mínimas variaciones en ambos parámetros,  mientras que los manantiales de El Burgo (M‐15), Fuensanta (M‐12) y Tp1‐Hierbabuena (M‐ 11), que drenan parte de Sierra Blanquilla y el área del Arroyo de la Fuensanta, muestran la  máxima variabilidad, particularmente en los datos de temperatura del agua. Además de las  del manantial de  la Fuensanta (M‐12),  las aguas de  los manantiales de  tipo  trop plein  (Tp‐ Fuensanta, M‐7; Tp2‐Hierbabuena, M‐9; y Prado Medina, M‐22) son las que presentan la   ‐ 151 ‐     Figura 4.15. Relación entre  la variabilidad  (desviación estándar) de  los datos de  δ18O y de  la  temperatura de  las  aguas drenadas por los principales manantiales y sondeos del área de estudio.    mayor  variabilidad  isotópica.  El  resto  de  surgencias  presentan  valores  intermedios  de  desviación estándar de δ18O  y de temperatura.  Las surgencias que muestran un mayor grado de variabilidad de los valores de δ18O y  de  temperatura  del  agua  drenan  acuíferos  con más  desarrollo  de  la  karstificación,  lo  cual  permite  que  las  aguas  fluyan  rápidamente,  desde  las  zonas  de  recarga  hasta  las  áreas  de  descarga (sin apenas interaccionar con el agua almacenada en el acuífero) y que los tiempos  de residencia sean muy cortos (Figs. 4.6, 4.13 y 4.15). Por el  contrario, los manantiales con  respuestas isotópicas e hidrotérmicas escasamente variables son  característicos de sectores  acuíferos  poco  karstificados.  En  éstos,  el  grado  de  mezcla  de  las  aguas  recientemente  infiltradas  con  las  aguas  almacenadas en  el  acuífero es mayor y  los  tiempos de  residencia  prolongados, lo que da lugar a la homogeneización de las señales isotópicas e hidrotémicas,  características  de  los  acuíferos  con  bajo  grado  de  karstificación.  Las  surgencias  con  una  variabilidad  intermedia  representan  el  drenaje  de  acuíferos  con  un  grado  moderado  de  karstificación.     ‐ 152 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  El  análisis  estadístico  de  los  datos  isotópicos  (δ18O,  δ2H  y d)  permite,  además,  una  identificación  más  precisa  del  carácter  y  funcionamiento  hidrogeológico  de  los  acuíferos  kársticos  (Bakalowicz et al., 1974; Bakalowicz, 1979; Liñán, 2003; Andreo et al.,  2004). La  figura 4.16 muestra las curvas de distribución de frecuencias de los valores de δ18O y δ2H de  los manantiales más representativos del área de estudio. En este gráfico se observa una gran  variabilidad  de  los  datos  de  δ18O  y  δ2H  de  las  surgencias,  que  se  traduce  en  curvas  de  frecuencias con diferentes morfologías, número de modas y rangos de variación.       Figura 4.16. Curvas de distribución de frecuencias de los valores de δ18O (A) y δ2H (B) medidos en las aguas drenadas  por los manantiales más importantes del área de estudio.    Los  manantiales  de  la  Fuensanta  (M‐12),  El  Burgo  (M‐15)  y  de  Cañamero  (M‐26)  muestran  la mayor amplitud de  los valores  isotópicos (~2 ‰ en δ18O y ~15 ‰ en δ2H) y  morfologías de las curvas de distribución de frecuencias con varios picos (Fig. 4.16). En las  surgencias del Carrizal (M‐24), Hierbabuena (M‐14) y de Torrox (M‐27) ocurre lo contrario,  los rangos de variación de δ18O y δ2H son menores (~1 ‰ en δ18O y ~5 ‰ en δ2H) y  las  curvas de distribución de  frecuencias generalmente de  tipo unimodal  (particularmente  las  de δ2H), con frecuencias máximas sensiblemente mayores. En el manantial de la Ventilla (M‐ 16),  la  distribución  de  los  valores  de  δ18O  (Fig.  4.16) muestra  características  intermedias  entre  los dos grupos anteriores, aunque  la curva de  frecuencias de  los valores de δ2H, más  bien de tipo unimodal, es más parecida al grupo de surgencias con respuestas isotópicas más  homogéneas.    El  primer  conjunto  de  manantiales,  el  más  heterogéneo  desde  el  punto  de  vista  isotópico, evidencia un mayor desarrollo de la karstificación, especialmente en el manantial  de la Fuensanta (M‐12), a cuyo flujo subterráneo deben contribuir varios tipos de aguas con  ‐ 153 ‐ diferentes composiciones isotópicas. Por el contrario, el segundo grupo de surgencias, en el  que la respuesta isotópica varía poco durante la mayor parte del tiempo está caracterizado  por  un  menor  grado  de  jerarquización  interna  del  drenaje  kárstico.  El  manantial  de  la  Ventilla  (M‐16),  atendiendo  al  criterio  isotópico,  drenaría  un  sector  acuífero  con  un  desarrollo intermedio de la karstificación.     4.9 FLUORESCENCIA NATURAL DE LAS AGUAS   4.9.1. Caracterización de la fluorescencia natural       Desde  julio  de  2008  hasta  mayo  de  2010  se  han  muestreado  los  principales  manantiales  y  sondeos  del  área  de  estudio,  con  la  intención  de  caracterizar  las  aguas  subterráneas a partir de  los datos de COT (carbono orgánico  total) y  fluorescencia natural  (Tabs. 4.9 y 4.10).   Se  ha  detectado  la  presencia  de  todos  los  picos  de  máxima  intensidad  de  fluorescencia  (A, B,  C,  T1  y T2)  que  caracterizan  los  compuestos orgánicos disueltos  en  las  aguas subterráneas (Tabs. 4.9 y 4.10). Los picos de fluorescencia C y A, generalmente con las  intensidades  más  elevadas,  se  han  registrado  en  todas  las  aguas;  los  picos  B,  en  un  porcentaje elevado de muestras; y los picos T1 y T2 , sólo han sido detectados en las aguas de  los manantiales de Buenavista (M‐6), Portillo (M‐8) y de la Ventilla (M‐16), así como en los  sondeos de Campillos‐3 (S‐46) y Palomeras‐1 (P‐8) (Tabs. 4.9 y 4.10).  El  rango  de  valores  de  COT  en  las  aguas  subterráneas  (Tab.  4.9)  varía  entre  0,12  mg/l, registrado en el manantial del Carrizal (M‐24), y 2,82 mg/l, en el sondeo de la Venta  del  Cordobés  (P‐11).  Los  valores  de  intensidad  de  fluorescencia  del  pico  A  están  comprendidos entre 1,02 u.R. (unidades Raman) y 26,93 u.R., en las aguas de los manantiales  de la Ventilla (M‐16) y de la Fuensanta (M‐12), respectivamente. En las aguas de esta última  surgencia también se ha medido el valor medio más elevado (12 u.R.). En lo que respecta al  pico  C,  el  valor  mínimo  de  intensidad  es  0,48  u.R.  (manantial  de  la  Ventilla,  M‐16)  y  el  máximo 15,16 u.R. (sondeo de la Venta del Cordobés, P‐11).   Los contenidos de COT y los valores de fluorescencia de las aguas de manantiales y  sondeos son generalmente bajos si se comparan los resultados previos con los obtenidos en  áreas  con  un  contexto  climático  y  geográfico  diferente,  y  particularmente  más  húmedas  (Baker et al., 1997; Emblanch et al., 1998; Batiot, 2002; Batiot et al., 2003a y b; Pronk et al.,  2006).   ‐ 154 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  COT [mg/l] Pico C [u.R.] Pico A [u.R.] rC/A Manantial/sondeo Ref. n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) med Abusín M‐1 7 0,14 0,22 0,17 16 7 0,72 1,19 0,85 18 7 1,53 1,98 1,77 10 0,48 Camarero M‐2 6 0,15 0,22 0,17 14 6 0,70 0,80 0,76 5 6 1,50 1,79 1,64 8 0,46 Hidalga M‐3 2 0,15 0,22 0,18 27 2 0,86 1,88 1,37 52 2 2,00 4,22 3,11 50 0,44 Los Sauces M‐4 18 0,76 2,29 1,05 32 18 3,89 6,96 5,06 15 18 8,15 13,34 10,48 13 0,48 Convento M‐5 2 0,39 0,55 0,47 24 2 2,34 3,39 2,87 26 2 5,12 7,21 6,17 24 0,46 Buenavista M‐6 2 0,31 0,34 0,28 13 1 2,10 2,10 2,10 ‐ 1 3,98 3,98 3,98 ‐ ‐ Tp­Fuensanta M‐7 18 0,45 2,29 1,20 33 18 2,55 8,51 5,48 25 18 5,66 15,99 11,32 22 0,48 Portillo M‐8 5 0,22 0,29 0,25 12 4 1,43 1,67 1,59 7 4 3,05 5,52 4,27 24 0,38 Tp2­Hierbabuena M‐9 37 0,23 0,78 0,38 30 37 1,44 3,59 2,11 21 37 3,05 6,13 4,26 16 0,49 Pista­Turón M‐10 3 0,61 0,89 0,76 19 3 3,91 5,54 4,72 17 3 8,00 11,19 9,61 17 0,49 Tp1­Hierbabuena M‐11 47 0,27 1,51 0,61 37 47 1,83 5,96 3,26 29 47 4,04 11,08 6,71 25 0,48 Fuensanta M‐12 144 0,20 2,42 1,03 54 144 1,48 8,56 4,40 39 144 2,78 26,93 12,00 53 0,40 Hierbabuena M‐14 32 0,13 0,87 0,26 55 32 0,79 3,90 1,38 45 32 1,78 7,47 2,87 41 0,48 El Burgo M‐15 100 0,15 1,44 0,59 50 100 1,11 6,71 3,14 44 100 2,56 13,00 6,51 39 0,48 Ventilla M‐16 105 0,13 0,71 0,27 44 105 0,48 3,40 1,18 43 105 1,02 6,81 2,41 41 0,49 Barranco de Palomeras M‐20 40 0,25 0,93 0,40 28 40 1,48 3,46 1,97 22 40 3,12 6,40 3,99 19 0,49 Prado Medina M‐22 12 0,35 0,54 0,45 12 12 2,42 3,49 3,12 10 12 4,98 6,78 6,15 9 0,51 Carrizal M‐24 96 0,12 0,57 0,20 25 83 0,75 3,16 1,17 29 83 1,46 5,61 2,27 25 0,52 Cañamero M‐26 111 0,14 0,72 0,37 35 111 1,06 4,50 2,01 37 111 2,28 8,48 4,03 35 0,50 Torrox M‐27 46 0,18 0,37 0,23 18 46 1,21 2,04 1,54 13 46 2,30 3,94 2,95 13 0,52 Sond. Arroyo del Cerezo P‐9 34 0,29 0,44 0,37 12 32 1,82 2,76 2,12 13 32 3,70 5,57 4,33 12 0,49 Sond. Vta. del Cordobés P‐11 5 0,97 2,82 1,98 45 5 6,19 15,16 10,71 38 5 11,17 26,81 20,09 36 0,53 Sond. Prado Medina S‐40 4 0,49 0,56 0,53 6 4 3,48 4,27 3,91 8 4 6,42 7,90 7,18 8 0,54 Sond. Campillos­3 S‐46 4 0,18 0,22 0,20 9 4 1,31 1,49 1,42 5 4 2,74 2,98 2,88 4 0,49 Sond. Palomeras­1 P‐8 15 0,28 1,06 0,51 42 11 1,33 2,75 2,08 20 11 2,92 5,59 4,30 19 0,48   Tabla 4.9. Parámetros estadísticos  (número de medidas, n; valor mínimo, mín; valor máximo, máx; valor medio,  med; y coeficiente de variación ­expresado en %­, cv) de los valores de COT y de los picos de máxima intensidad de  fluorescencia  C  y  A  (expresada  en  unidades  Raman,  u.R.)  determinados  en  las  aguas  subterráneas.  También  se  muestra el valor medio (med) del cociente entre ambos picos (rC/A).    Pico T1  [u.R.] Pico T2  [u.R.] Pico B [u.R.] Manantial/sondeo Ref. n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) Abusín M‐1 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 6 0,35 1,41 0,66 61 Camarero M‐2 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 5 0,30 0,71 0,45 36 Hidalga M‐3 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 2 0,54 0,71 0,62 19 Los Sauces M‐4 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Convento M‐5 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 2 0,76 1,45 1,11 45 Buenavista M‐6 1 2,33 2,33 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 1 0,46 0,46 ‐ ‐ Tp­Fuensanta M‐7 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Portillo M‐8 1 2,91 2,91 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 4 0,79 2,82 1,65 53 Tp2­Hierbabuena M‐9 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 18 0,37 3,55 0,78 92 Pista Turón M‐10 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 3 0,59 0,83 0,72 17 Tp1­Hierbabuena M‐11 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 12 0,54 1,32 0,87 34 Fuensanta M‐12 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 39 0,90 7,48 2,40 57 Hierbabuena M‐14 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 12 0,47 2,06 1,03 45 El Burgo M‐15 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 35 0,39 1,86 0,86 48 Ventilla M‐16 7 0,82 2,34 1,25 45 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 46 0,32 3,33 0,86 69 Barranco de Palomeras M‐20 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 6 0,62 3,49 1,45 81 Prado Medina M‐22 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 1 1,14 1,14 ‐ ‐ Carrizal M‐24 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 13 0,28 1,19 0,54 46 Cañamero M‐26 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 59 0,35 5,15 0,89 83 Torrox M‐27 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 3 0,49 1,39 0,98 46 Sond. Arroyo del Cerezo P‐9 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 10 0,36 2,41 0,99 68 Sond. Vta. del Cordobés P‐11 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Sond. Prado Medina S‐40 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Sond. Campillos­3 S‐46 1 1,36 1,36 ‐ ‐ 1 2,44 2,44 2,44 ‐ 2 0,60 0,75 0,68 16 Sond. Palomeras­1 P‐8 5 1,68 50,72 15,40 132 8 2,08 325 64,38 172 7 0,52 5,51 2,43 86   Tabla 4.10. Parámetros estadísticos (número de medidas, n; valor mínimo, mín; valor máximo, máx; valor medio,  med;  y  coeficiente  de  variación  ­expresado  en  %­,  cv)  de  los  valores  de  los  picos  de  máxima  intensidad  de  fluorescencia T1, T2 y B (expresadas en unidades Ramman, u.R.) determinados en las aguas subterráneas del área de  estudio.   ‐ 155 ‐ Sin embargo, las aguas de los manantiales de El Burgo (M‐15), Tp1‐Hierbabuena (M‐ 11),  Pista  Turón  (M‐10),  Los  Sauces  (M‐4),  Fuensanta  (M‐12)  y  de  Tp‐Fuensanta  (M‐7)  muestran valores de los parámetros anteriormente citados algo más elevados que el resto de  puntos  de  agua  (Tab.  4.9),  con  concentraciones  medias  de  COT  superiores  a  0,5  e  intensidades de  fluorescencia medias del  pico A  y C por  encima  de 6  y 3 u.R. Todas  estas  surgencias se encuentran en el área de descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón (los  tres primeros) y en el área del Arroyo de  la Fuensanta (los  tres últimos). Estos valores de  COT y fluorescencia natural registrados en las aguas subterráneas podrían ser el reflejo de  los procesos de mezcla  con aguas  superficiales  (más enriquecidas en materia orgánica del  suelo).   Los picos de  intensidad de  fluorescencia B, T1 y T2, menos abundantes en  las aguas  subterráneas,  presentan  la  mayor  variabilidad  (Tab.  4.10)  y  valores  máximos  de  7,48  (manantial de  la Fuensanta, M‐12), 50,72 y 325 u.R. (estos dos últimos valores registrados  en las aguas del sondeo de Palomeras‐1, P‐8), respectivamente.    4.9.2. Evolución temporal de la fluorescencia natural     En la figura 4.17 se representan las evoluciones temporales de  los picos de máxima  intensidad  de  fluorescencia  natural,  C  y  A,  registrados  en  los  principales  manantiales  (permanentes y de tipo trop plein) del área de estudio, así como en el sondeo del Arroyo del  Cerezo (P‐9). En todas ellas, los valores máximos de intensidad de fluorescencia (de los picos  A y C)  tienen  lugar en el  transcurso del período de recarga, durante el otoño e  invierno y,  ocasionalmente, en primavera, mientras que los valores mínimos se registran a lo largo del  estiaje.    Las variaciones de intensidad de fluorescencia de los picos C y A, en los manantiales  de Cañamero (M‐26), El Burgo (M‐15), Hierbabuena (M‐14) y manantiales asociados (Tp1‐ Hierbabuena, M‐11, y Tp2‐Hierbabuena, M‐9) y de la Fuensanta (M‐12), como consecuencia  de  la  infiltración  de  agua  de  lluvia,  son  generalmente  rápidas  y  muestran  una  magnitud  proporcional a la intensidad de los eventos de recarga (Fig. 4.17).   En  las  evoluciones  temporales  de  la  figura  4.17,  los  picos  de  intensidad  de  fluorescencia  varían  generalmente  de  forma  simultánea,  con  una  relación  próxima  a  0,5  (rC/A en Tab. 4.9), lo que indica que los componentes orgánicos del suelo, en especial, ácidos  húmicos,  fúlvicos  y  proteínas  asociadas  a  éstos  (picos  A  y  C),  son  disueltos  en  la  misma  proporción conforme tienen lugar los eventos de recarga.   ‐ 156 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda      Figura 4.17. Evolución temporal de la intensidad de fluorescencia de los picos C y A en las aguas de los principales  manantiales del área de estudio y del sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9). Nótese que los valores del eje y (intensidad  de  fluorescencia) de  los 3 gráficos superiores está realzada con respecto a  los demás. El registro de precipitación  corresponde a la estación meteorológica de Añoreta.  ‐ 157 ‐ Por  lo  tanto,  atendiendo  al  COT  y  a  la  fluorescencia  natural  de  las  aguas,  los  manantiales de Cañamero (M‐26), El Burgo (M‐15), Hierbabuena (M‐14), Tp1‐ Hierbabuena  (M‐11), Tp2‐Hierbabuena (M‐9) y de la Fuensanta (M‐12) se caracterizarían por un drenaje  rápido  a  favor  de  un  sistema  de  conductos  bien  jerarquizado  y  altamente  transmisivo,  mientras  que  los  manantiales  de  Torrox  (M‐27),  Carrizal  (M‐24)  y  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  así  como  el  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  drenarían  sectores  acuíferos  menos  karstificados.  El  manantial  de  la  Ventilla  (M‐16),  con  respuestas  intermedias, mostraría un comportamiento variable entre los dos anteriores.   Sin  embargo,  hay  que  recordar  que  la  influencia  de  procesos  externos  a  la  propia  dinámica natural del flujo de agua subterránea, tales como la mezcla con aguas superficiales  y  los  episodios  de  contaminación  (orgánica),  podría  modificar  las  respuestas  naturales  registradas en los manantiales (p.e. drenaje del área de descarga de Sierra Blanquilla hacia el  Río Turón y área del Arroyo de la Fuensanta). Ello aumentaría los valores iniciales de COT e  intensidad de fluorescencia y la variabilidad de los mismos y, consecuentemente, el aparente  grado de karstificación del sector acuífero.     4.9.3. Materia  orgánica  disuelta  y  carbono  orgánico  total  (COT)    La intensidad de fluorescencia de la materia orgánica disuelta en las aguas, asociada  generalmente a  sustancias de  tipo húmico y  fúlvico,  suele presentar una correlación  lineal  significativa con el contenido de COT (Cumberland y Baker, 2007; Mudarra et al., 2011).   En  la  figura  4.18  se  representa  la  intensidad  de  fluorescencia  del  pico  A  frente  al  contenido de COT de las aguas recogidas en los principales manantiales y varios sondeos del  área de estudio. En las aguas de los manantiales de Cañamero (M‐26), Prado Medina (M‐22),  El  Burgo  (M‐15),  Hierbabuena  (M‐14),  y  Tp‐Fuensanta  (M‐7),  así  como  del  sondeo  de  Palomeras‐1 (P‐8), se obtiene una mayor correlación entre estos dos parámetros (R2 > 0,7).  Esta correlación es algo menos significativa (R2 < 0,2) en el resto de puntos y casi inexistente  en el manantial de Torrox (M‐27) y en el sondeo del Arroyo del Cerezo (Fig. 4.18). En estos  dos  puntos  y  en  el  manantial  del  Carrizal  (M‐24),  los  datos  están  más  agrupados  en  los  gráficos, lo cual es el reflejo de la baja variabilidad de la intensidad de fluorescencia del pico  A  y  del  contenido  de  COT  (Tab.  4.9  y  Fig.  4.18).  En  cambio,  las  muestras  de  agua  de  los  manantiales  de  El  Burgo  (M‐15),  Tp1‐Hierbabuena  (M‐14),  Fuensanta  (M‐12)  y  de  Tp‐ Fuensanta  (M‐7)  presentan  una  mayor  dispersión,  lo  que  pone  de  manifiesto  la  elevada  ‐ 158 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  heterogeneidad  de  los  componentes  orgánicos  disueltos  (Tab.  4.9  y  Fig.  4.18),  probablemente debido a la mezcla de las aguas subterráneas con las aguas superficiales, más  ricas en materia orgánica, como ya se ha indicado previamente.      Figura 4.18. Valor de intensidad de fluorescencia del pico A frente al contenido en carbono orgánico total (COT) de  las aguas muestreadas en los principales manantiales y sondeos del área de estudio.    La alta correlación entre la intensidad de fluorescencia del pico A y el contenido en  COT (Fig. 4.18) confirma la presencia predominante de sustancias de tipo húmico (picos A),  que  aparecen  asociadas  a  ácidos  fúlvicos  (picos  C)  y,  en  menor  medida,  a  compuestos  orgánicos de tipo tirosina (picos B) de la materia orgánica disuelta en las aguas (Tabs. 4.9 y  4.10). Las dos primeras sustancias proceden de la descomposición de la materia orgánica de  restos de plantas y animales (Aiken et al., 1985; Hayes et al., 1989), mientras que la tercera  (así como los picos T1 y T2) deriva fundamentalmente de la actividad microbiológica (Coble,  1996; Baker y Spencer, 2004; Hudson et al., 2008).     ‐ 159 ‐ 4.10.  DIFERENCIACIÓN  HIDROGEOLÓGICA  EN  LA  SERRANÍA ORIENTAL DE RONDA      La caracterización hidrogeológica general  llevada a cabo a  lo  largo de este capítulo  permite definir tres grandes zonas en el área de estudio, en las cuales se distinguen sistemas  acuíferos. Dicha diferenciación se ha realizado a partir del análisis conjunto de la estructura  geológica, de las cotas de surgencia de los manantiales y las cotas piezométricas de sondeos  existentes,  así  como  de  las  direcciones  preferenciales  de  flujo  subterráneo  (Fig.  4.19).  Además  se  han  tenido  en  cuenta  las  características  químicas,  térmicas  e  isotópicas  de  las  aguas  subterráneas.  A  continuación  se  resumen  las  principales  características  hidrogeológicas de  las zonas diferenciadas, de acuerdo con el análisis preliminar expuesto  en  este  capítulo.  En  capítulos  posteriores  de  esta  Memoria  se  realiza  un  análisis  más  detallado de cada una de ellas.       4.10.1 La zona meridional      Esta  zona  engloba  los  acuíferos  constituidos  por  las  sierras  de  Hidalga  y  Blanquilla,  que  se  localizan  en  la  parte  más  meridional  del  área  de  estudio  (mapa  hidrogeológico  adjunto  y  Fig.  4.19).  Al  S  de  estos  relieves  se  encuentra  el  sistema  hidrológico  de  la  Fuensanta,  en  el  área  del  arroyo  homónimo  que,  dada  su  situación  geográfica (Fig. 4.19) y geológica, se ha incluido en la denominada zona meridional.   El  acuífero  formado  por  la  Sierra Hidalga  comprende  parte  de  la  charnela  y  el  flanco  meridional  del  pliegue  anticlinal  del  Valle  de  Lifa  (véase  mapa  hidrogeológico  adjunto). El drenaje de la parte centro‐oriental del acuífero se produce hacia su extremo NE,  por  el  manantial  de  Buenavista  (M‐6,  725  m  s.n.m.;  Fig.  4.19).  El  registro  de  datos  hidrogeológicos  de  la  surgencia  muestra  grandes  fluctuaciones  de  caudal  y  el  drenaje  de  aguas  frías y muy poco mineralizadas, que sugieren  la existencia de flujos rápidos a través  del  acuífero  y,  por  tanto,  un  elevado  desarrollo  de  la  karstificación  en  este  sector.  Otros  manantiales, Abusín (M‐1, 785 m s.n.m.) y Camarero (M‐2, 765 m s.n.m.), drenan, hacia el Río  Grande,  una  reducida  extensión  del  extremo  occidental  de  la  sierra  (Fig.  4.19),  como  se  deduce  de  sus  bajos  caudales medios.  Las  escasas  variaciones  de  la mineralización  de  las  aguas del manantial de Abusín son el reflejo de la elevada capacidad de homogeneización del  agua de lluvia que tiene este sector, cuyo funcionamiento hidrogeológico parece más bien de  tipo difuso.   ‐ 160 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  El  acuífero  de  Sierra  Blanquilla  (Fig.  4.19)  está  constituido  por  el  macizo  homónimo y por su continuación hacia el E (Cerro de Juan Pérez). Se trata de una estructura  anticlinal, con dirección NE‐SO y ligera inmersión hacia el NE, limitada por una falla inversa  al  N  y  por  un  contacto  estratigráfico  al  S,  que  ponen  en  contacto  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  con  los  materiales  cretácicos.  En  el  sector  SO,  los  materiales  triásicos  arcilloso‐ evaporíticos, que afloran en el Valle de Lifa (véase mapa hidrogeológico adjunto y Fig. 4.19),  impiden  la  conexión  hidrogeológica  entre  las  sierras  Blanquilla  e  Hidalga.  Las  respuestas  naturales de los manantiales de El Burgo (M‐15, 600 m s.n.m.), Hierbabuena (M‐14, 645 m  s.n.m.), Tp1‐Hierbabuena (M‐11, 655 m s.n.m.) y Tp2‐Hierbabuena (M‐9, 670 m s.n.m.), que  representan  la  descarga más  importante  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Valle  del  Río  Turón  (Fig. 4.19), muestran variaciones rápidas y de gran magnitud (varios miles de l/s de caudal,  decenas de µS/cm de conductividad eléctrica y varios grados centígrados de  temperatura)  frente  a  las  precipitaciones.  Esto  ocurre  tanto  en  situaciones  de  crecida  como  de  agotamiento,  lo  que  sugiere  un  elevado  desarrollo  de  la  karstificación  en  el  borde  S  del  acuífero. El drenaje subterráneo del extremo occidental de Sierra Blanquilla se produce de  forma visible por el manantial de Hidalga (M‐3, 855 m s.n.m.; Fig. 4.19), con caudales muy  bajos  y  aguas  más  mineralizadas,  y,  de  forma  oculta,  hacia  la  Depresión  de  Ronda.  Sin  embargo,  en  el  sector  oriental  (Cerro de  Juan Pérez),  parte  de  la  descarga  se  lleva  a  cabo  mediante  las  surgencias de Rabadán (M‐19, 710 m s.n.m.) y del Chaparrillal  (M‐20, 775 m  s.n.m.).   El sistema hidrológico de la Fuensanta se localiza en el área del arroyo homónimo  (Fig.  4.19),  en  cuya  cuenca  vertiente  afloran,  entre  otros  materiales,    calizas  margosas  y  margocalizas cretácicas (véase el mapa hidrogeológico adjunto). Estas últimas constituyen el  núcleo de una estructura sinclinal limitada, mediante contactos de naturaleza tectónica, por  las calizas y dolomías jurásicas de Sierra Blanquilla (al NO) y por litologías de otros dominios  geológicos  de  la  Zona  Interna  de  la  Cordillera  Bética  (al  SE).  La  particularidad  de  este  sistema reside en la existencia de numerosas surgencias, generalmente de poco caudal, que  drenan las calizas margosas y margocalizas cretácicas. El principal punto de descarga y más  caudaloso  con  diferencia,  el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12,  620  m  s.n.m.;  Fig.  4.19),  muestra las respuestas naturales más rápidas y de mayor magnitud de todos las estudiados  en esta Memoria.      ‐ 161 ‐   Figura 4.19. Esquema hidrogeológico de la Serranía oriental de Ronda en el que se muestran las principales zonas de  descarga y las líneas de flujo subterráneo.     4.10.2. La zona noroccidental      Desde el punto de vista hidrogeológico,  las sierras de los Merinos, Colorado y de  Carrasco  constituyen un acuífero  (Fig. 4.19),  cuya geometría queda definida por pliegues  anticlinales  “en  cofre”  separados  por  formas  sinclinales  (véase  el  mapa  hidrogeológico  adjunto).  Todos  ellos  se  orientan  según  la  dirección  NE‐SO  y,  generalmente,  muestran  inmersión  hacia  el  NE.  Las  estructuras  anticlinales,  cuyos  núcleos  están  constituidos  por  calizas  y  dolomías  jurásicas,  presentan  amplias  charnelas  y  flancos  muy  verticalizados  y  ‐ 162 ‐ Capítulo 4: Características hidrogeológicas generales de la Serranía oriental de Ronda  fallados. En  los pliegues sinclinales afloran margas y margocalizas cretácicas y, sobre ellas,  materiales del Flysch del Campo de Gibraltar. Hacia el O, las calcarenitas de la Depresión de  Ronda se disponen discordantes sobre el acuífero  jurásico, mientras que, al E,  las calizas y  dolomías  jurásicas  limitan,  mediante  contactos  estratigráficos  y  tectónicos,  con  los  materiales de baja permeabilidad cretácico‐terciarios.   La descarga del acuífero se produce principalmente hacia su extremo NE (Fig. 4.19),  por los manantiales de Cañamero (M‐26, 540 m s.n.m.), Barranco de Palomeras (M‐20, 560  m s.n.m.) y del Carrizal (M‐24, 740 m s.n.m.). En el borde SO, existe descarga visible por el  manantial de la Ventilla (M‐16, 740 m s.n.m.) y, de forma subterránea, al acuífero detrítico de  la  Depresión  de  Ronda.  El manantial más  caudaloso  es  el  de  Cañamero,  cuya  descarga  se  complementa,  en  períodos  de  precipitaciones  abundantes,  con  la  surgencia  trop  plein  de  Prado Medina (M‐22, 660 m s.n.m.). La variabilidad hidrodinámica e hidroquímica de estos  dos  manantiales  frente  a  la  recarga,  contrasta  con  las  respuestas  más  amortiguadas  registradas en las surgencias del Barranco de Palomeras (M‐20) y del Carrizal (M‐24). En el  manantial de la Ventilla (M‐16), las fluctuaciones de caudal y de la composición química de  las aguas son  intermedias entre  las previamente descritas. Todo  lo anterior demuestra  las  diferencias  en  el  funcionamiento  hidrogeológico  del  acuífero:  existe  una  mayor  jerarquización  interna  del  drenaje  kárstico  en  el  sector  drenado  por  el  manantial  de  Cañamero  (M‐26), mientras que el desarrollo de  la karstificación es variable en el  resto,  y  más bajo en el sector correspondiente al manantial del Carrizal.     4.10.3. La zona nororiental      La  Sierra  de  Ortegícar  y  el  Cerro  de  Matagayar  constituyen  uno  de  los  dos  acuíferos  diferenciados  de  la  zona  NE  del  área  de  estudio  (Fig.  4.19).  Está  formado  por  calizas  y  dolomías  jurásicas  que  afloran  a  favor  de  un  pliegue  anticlinal  cuyo  flanco  meridional está fallado o no aflora (véase el mapa hidrogeológico y cortes geológicos A‐A´ y  B‐B´ adjuntos). Dichas estructuras limitan, al N y al S, con las margocalizas cretácicas y con  los materiales terciarios del Flysch, mediante contactos estratigráficos y tectónicos.  El acuífero más  septentrional  de  la  zona  investigada, el  de  las  sierras de Teba y  Peñarrubia  (Fig.  4.19),  presenta  una  geometría  en  pliegue  anticlinal  cuyo  trazado  cartográfico  tiene  forma  de  “rodilla”:  la  Sierra  de  Peñarrubia  está  rotada  (70º  en  sentido  horario) con respecto a la de Teba (véase el mapa hidrogeológico adjunto). Dicho conjunto  queda  limitado  al  N  por  las  calcarenitas  miocenas  (discordantes),  mientras  que,  al  S,  las  margas  y  margocalizas  cretácicas  se  disponen  en  serie  estratigráfica  sobre  las  calizas  ‐ 163 ‐ jurásicas. En el borde S de la Sierra de Peñarrubia se encuentra el único punto de descarga  del acuífero (Fig. 4.19), el manantial de Torrox (M‐27). No obstante, existen bombeos en los  sondeos  situados en  el  extremo oriental de  la misma  sierra.  Las variaciones de  caudal del  manantial,  amortiguadas en el  tiempo y de  cierta magnitud, pueden ser debidas a un bajo  grado de karstificación o a los bombeos que se producen en el sector oriental de la Sierra de  Peñarrubia.  No  obstante,  la  alta  mineralización  de  las  aguas  (con  facies  hidroquímica  mixtas),  los contenidos en NO3‐ y  la  temperatura relativamente elevada, parecen  indicar  la  interacción  de  las  aguas  subterráneas  con  aguas  superficiales  procedentes  del  Río  de  la  Venta y con flujos subterráneos procedentes de otros sistemas hidrogeológicos.         ‐ 164 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5. HIDROGEOLOGÍA DE LA ZONA MERIDIONAL  5.1. EL ACUÍFERO DE SIERRA HIDALGA  5.1.1 Límites y geometría    En  la  zona meridional  del  área de  estudio  se  encuentra  el  acuífero  formado por  la  Sierra Hidalga (Figs. 5.1 y 5.2), que ocupa una extensión aproximada de 12,8 km2. Las calizas  y  dolomías  jurásicas,  que  constituyen  el  acuífero,  están  limitadas  al  N  por  las  arcillas  con  evaporitas  triásicas mediante  contactos  de  naturaleza  tectónica  (véase  el  mapa  geológico  adjunto  a  esta  Memoria),  mientras  que  al  E,  S  y  O,  los  materiales  carbonáticos  están  en  contacto  con  las  margas  y  margocalizas  cretácicas.  Las  calizas  y  dolomías  jurásicas  constituyen  parte  de  la  charnela  (Figs.  5.2  y  5.3A),  con  afloramientos muy  tectonizados  y  poco buzantes ‐inmediaciones del Pico Hidalga‐, y el flanco S del pliegue anticlinal del Valle  de Lifa (cortes geológicos F‐F´ y  J‐J´ adjuntos). La dirección  aproximada de la estructura es  N45ºE y  la  inmersión es hacia el NE. Las arcillas  con evaporitas  triásicas afloran al NO de  Sierra Hidalga,  en  el  núcleo  anticlinal,  aunque  también  se  observan  algunos  afloramientos  emplazados mediante fallas, generalmente inversas, entre las formaciones carbonáticas de la  sierra.    5.1.2 Puntos de agua    El  inventario  de  puntos  de  agua  del  acuífero  consta  de  tres  surgencias  principales  (Tab. 5.1 y Figs. 5.1 y 5.2), Abusín (M‐1), Camarero (M‐2) y Buenavista (M‐6), de las cuales,  esta última es la más caudalosa. Los dos primeros manantiales constituyen el drenaje de la  parte O de Sierra Hidalga (Figs. 5.2 y 5.3), mientras que el tercero comprende la descarga de  aguas subterráneas que se infiltran en el sector centro‐oriental de la sierra. Los manantiales  de Abusín (M‐1, 785 m s.n.m.) y Camarero (M‐2, 765 m s.n.m.) emergen a favor de contactos  mecánicos (Figs. 5.1 y 5.3B y mapa geológico adjunto): el primero entre dolomías jurásicas y  margocalizas  cretácicas  y  el  segundo  entre  arcillas  triásicas  y  margocalizas  cretácicas.  Ambas  surgencias  contribuyen  con  su  descarga  al  caudal  del  Río  Grande,  aunque  en  baja  cuantía. Por otra parte, el manantial de Buenavista (M‐6), descubierto e  inventariado en el  transcurso  de  la  presente  investigación  (véase  apartado  5.1.6),  nace  en  un  pequeño  afloramiento calizo situado en el cauce del Arroyo de Buenavista (Figs. 5.1 y 5.2) a una cota  de 725 m s.n.m., por lo que su caudal forma parte de las aportaciones del Río Turón.    ‐ 165 ‐   ‐ 166 ‐ Figura 5.1. Esquema hidrogeológico del acuífero de Sierra Hidalga.  Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    Figura 5.2. Corte hidrogeológico del acuífero de Sierra Hidalga según  la dirección de drenaje preferencial NE­SO.  Véase situación en la figura 5.1.    A   B C Figura 5.3.  (A) Panorámica de  la charnela del pliegue anticlinal del Valle de Lifa  (Sierra Hidalga), visto desde el  extremo occidental de Sierra Blanquilla. (B) Manantial de Abusín (M­1, flecha blanca): punto de descarga de Sierra  Hidalga hacia el Río Grande. (C) Vista ­desde el E­ del Arroyo de Buenavista, entre las sierras Hidalga y Blanquilla,  donde drena sus aguas el manantial homónimo (M­6,  flecha blanca). Al  fondo a  la  izquierda, cubierto de nieve, el  Carramolo del Queso (Fig. 5.1).    El  inventario  de  puntos  de  agua  se  completa  con  el  sondeo  de  Lifa  (S‐1;  Tab.  5.1)  perforado  en  el  borde  más  septentrional  de  Sierra  Hidalga  en  materiales  triásicos,  que  actualmente  se  encuentra  en  desuso.  Se  desconoce  la  información  relativa  a  las  características principales de la obra.  ‐ 167 ‐ x­UTM y­UTM Cota Término Tipo  Denominación  Referencia Uso [m] [m] [m s.n.m.] municipal Abusín M‐1 312.742 4.065.118 785 Ronda Sin uso Camarero M‐2 312.371 4.065.826 765 Ronda Sin uso Buenavista M‐6 320.296 4.070.036 725 Ronda Sin uso Sondeo Lifa S‐1 317.567 4.069.151 1.100 Ronda Abandonado   Tabla 5.1. Características principales de los puntos de agua inventariados en el acuífero de Sierra Hidalga.    5.1.3 Hidrodinámica  5.1.3.1 Datos de caudal       La  información  hidrodinámica  de  los manantiales  que  drenan  la  Sierra  Hidalga  es  escasa,  debido,  en  gran  parte,  a  las  limitaciones  de  acceso  de  los  puntos  de  descarga,  en  especial de la surgencia de Buenavista (M‐6; Figs. 5.1, 5.2 y 5.3C). Los datos de caudal de los  que se dispone se han obtenido exclusivamente durante el período de investigación de esta  Tesis Doctoral, puesto que no hay constancia de registro histórico alguno.    En el manantial de Abusín (M‐1) se han realizado 38 aforos (Tab. 5.2), con valores de  caudal comprendidos entre 5,5 (18/09/2007) y 16,7 l/s (10/12/2007), y un valor medio de  9,9  l/s, obtenido mediante  la  integral del hidrograma. El registro de caudal de la surgencia  de  Camarero  (M‐2)  consta  de  40  medidas  (Tab.  5.2),  con  valores  que  varían  entre  1  (12/11/2007) y 7,4 l/s (20/05/2008). El caudal medio calculado es de 2,5 l/s. Sin embargo,  en el manantial de Buenavista (M‐6) sólo se han efectuado dos aforos (Tab. 5.2): 0 l/s, el día  23/03/2009, y 1.879 l/s, el día 24/02/2010. Dicha surgencia es activa en aguas altas y pasa  de  caudales  del  orden  de  varios  m3/s  a  estar  prácticamente  seca  en  cortos  períodos  de  tiempo. En todos los casos se ha utilizado micromolinete, salvo en esta última medida, que se  ha  determinado  mediante  aforos  diferenciales  en  el  Arroyo  de  Buenavista,  utilizando  el  método de dilución de sal (salinómetro).      Nombre Cota Período Nº de Qmáx. Qmed.* Qmín. Qmáx./ cv Fuente (Referencia) [m s.n.m.] de registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín. [%] Abusín 785 ago‐07 a oct‐08 38 16,7 9,9 5,5 3 30 Tesis (M­1) Camarero 765 sep‐07 a oct‐08 40 7,4 2,5 1 7 56 Tesis (M­2) Buenavista 725 mar‐09 a feb‐2010 2 1.879 ‐ 0 ‐ ‐ Tesis (M­6) Tabla 5.2. Parámetros estadísticos de  los caudales drenados por  las principales  surgencias del acuífero de Sierra  Hidalga. (*) Caudal medio calculado a partir de la integral del hidrograma.  ‐ 168 ‐ Manantial  Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.1.3.2 Descripción de los hidrogramas de los manantiales de Abusín  (M­1) y Camarero (M­2)      De  estas  surgencias  sólo  se  dispone  de  datos  de  caudal  durante  el  primer  año  hidrológico (2007/08). A partir de este año dejaron de controlarse dado su escaso caudal y  las dificultades de acceso.  El  hidrograma  del  manantial  de  Abusín  (M‐1)  muestra  aumentos  de  caudal  relativamente  rápidos  y  significativos  en  respuesta  a  la  mayor  parte  de  eventos  de  precipitación  (Fig.  5.4).  A  pesar  del  registro  limitado  de  caudal,  se  diferencian  3  crecidas  hidrodinámicas, correspondientes a las lluvias de diciembre, enero y abril. Cada uno de estos  episodios de precipitación (39, 120 y 152 mm, respectivamente) generaron puntas de caudal  de  similar magnitud,  en  torno  a  16  l/s,  y  tiempos medios  de  respuesta  de  1  semana.  Los  tiempos de crecida son variables, entre 20 y 30 días, y  los  tiempos de base superiores a 1  mes, teniendo en cuenta la periodicidad de las medidas, que fue aproximadamente semanal.        Figura  5.4. Hidrogramas  de  los manantiales  de  Abusín  (M­1)  y  de  Camarero  (M­2).  Los  datos  de  precipitación  corresponden al registro de la estación pluviométrica Ronda­CSE.    El manantial de Camarero (M‐2) presenta un hidrograma con variaciones de caudal  relativamente suaves y prolongadas en el tiempo como consecuencia de precipitaciones de  diciembre‐enero  del  año  hidrológico  2007/08  poco  cuantiosas  y  homogéneamente  distribuidas en el tiempo (Fig. 5.4). Sin embargo, la respuesta hidrodinámica es brusca y de  mayor  magnitud  frente  a  las  lluvias  más  abundantes  e  intensas  de  mayo  de  2008.  Las  ‐ 169 ‐ variaciones  de  caudal  se  producen,  como  mínimo,  1  semana  después  de  los  principales  eventos de precipitación y su magnitud depende directamente de la cantidad e intensidad de  las  lluvias. Los  tiempos mínimos de crecida son de aproximadamente 1 mes, mientras que  los tiempos de base están comprendidos entre 1 y 2 meses.      La  descripción  cualitativa  del  registro  de  caudales  permite  una  primera  aproximación  del  funcionamiento  hidrodinámico  del  sector  acuífero  drenado  por  las  surgencias  de  Abusín  (M‐1)  y  Camarero  (M‐2),  que  se  caracteriza  por  un  cierto  poder  regulador, propio de sistemas poco karstificados. No obstante,  parece que  la karstificación  podría  estar  algo más  desarrollada  en  el  área  drenada  por  el manantial  de  Abusín  (M‐1),  habida cuenta de la morfología del hidrograma (Fig. 5.4). En cualquier caso, este hecho y la  pequeña magnitud de  los  caudales drenados, deben estar  condicionados por  las  reducidas  dimensiones de sus áreas de recarga.     5.1.3.3  Análisis  de  las  curvas  de  recesión  de  los  manantiales  de  Abusín (M­1) y de Camarero (M­2)       Se  ha  realizado  el  estudio  de  la  curva de  recesión de  las  surgencias  que drenan  el  sector  occidental  del  acuífero  de  Sierra  Hidalga,  correspondiente  a  la  primavera  del  año  hidrológico  2007/08,  a  partir  de  la metodología  propuesta  por Mangin  (1970,  1975).  Los  resultados obtenidos se recogen en la tabla 5.3 y se representan en la figura 5.5.    Año D η  ε D α Vd Vt Manantial d i a hidrológico [días] [días‐1]  [días‐1]  [días] [días‐1] [hm3] [hm3 k ] Abusín (M­1) 2007/08 20 0,0500 0,0176 0,87 113 1,71E‐03 0,45 0,25 1,82 Camarero (M­2) 2007/08 22 0,0465 0,0608 0,81 124 1,08E‐02 0,04 0,08 0,51     Tabla 5.3. Resultados obtenidos a partir del análisis de la curva de recesión de los manantiales de Abusín (M­1) y  de  Camarero  (M­2),  durante  el  año  hidrológico  2007/08.  Parámetros  deducidos:  duración  de  la  decrecida,  Dd;  coeficiente de velocidad de infiltración, η; coeficiente de heterogeneidad, ε; parámetros de Mangin (1970, 1975), i y  k; duración del agotamiento, Da; coeficiente de agotamiento, α; volumen dinámico, Vd; y volumen de tránsito, Vt.    La  duración  de  la  decrecida  y  el  coeficiente  de  velocidad  de  infiltración  (η)  son  relativamente  similares  en  los  manantiales  de  Abusín  (M‐1)  y  de  Camarero  (M‐2),  con  valores  comprendidos  entre  20  y  22  días  y  0,0500  y  0,0465  días‐1,  respectivamente  (Tab.  5.3).  Este  último  parámetro  (η)  indica  que  la  transferencia  de  la  infiltración  hasta  las  surgencias  se  produce  de  forma  relativamente  lenta,  probablemente  debido  a  un  bajo  desarrollo  de  la  karstificación  en  la  zona  no  saturada  de  acuífero  drenado  por  ambos  manantiales.  El  coeficiente  de  heterogeneidad  (ε),  mayor  en  el  manantial  de  Camarero  ‐ 170 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  (0,0608 días‐1) que en el de Abusín (0,0176 días‐1), es coherente con una concavidad de  la  función y poco marcada en ambos casos,  lo que pone de manifiesto una baja capacidad de  transferir  la  infiltración  de  las  aguas  de  recarga.  Los  valores  del  parámetro  i  también  son  muy parecidos entre los dos manantiales (Tab. 5.3), 0,87 en Abusín y 0,81 en Camarero. Por  ello,  según Mangin  (1970,  1975),  el  acuífero  drenado por  ambas  surgencias  se  clasificaría  como poco karstificado.      Figura 5.5. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) de los manantiales de Abusín ­M­1­ (A) y de Camarero ­M­ 2­  (C),  y gráficos de  la  función y  y porcentaje de  volumen dinámico  (Vd) drenado por ambas  surgencias  (B  y D,  respectivamente), en el caso supuesto de mantenerse las condiciones de agotamiento.    Los  coeficientes  de  agotamiento  (α)  obtenidos  (Tab.  5.3),  cuyos  valores  son  de  1,71·10‐3 días‐1 en el manantial de Abusín (M‐1) y de 1,08·10‐2 días‐1 en el de Camarero (M‐ 2),  denotan  un  vaciado  de  la  zona  saturada más  lento  en  el  área  drenada  por  la  primera  surgencia. Los volúmenes dinámicos y los volúmenes medios de tránsito anuales, calculados  a partir de las curvas de agotamiento, son 0,45 hm3 y 0,25 hm3 en la surgencia de Abusín y  0,04 hm3 y 0,08 hm3 en la de Camarero. Esta última surgencia, tras 65 días sin alimentación,  drenaría  el  50  %  del  volumen  dinámico  mientras  que,  en  estas  mismas  condiciones,  el  manantial de Abusín tardaría más de un año (410 días) en evacuar el mismo porcentaje de  ‐ 171 ‐ volumen dinámico (Figs. 5.5B y D). El análisis comparativo de  los porcentajes del volumen  dinámico  en  función  del  tiempo  evidencia  una  mayor  velocidad  de  transferencia  en  la  surgencia  de  Camarero.  Los  valores  del  parámetro  k  están  comprendidos  entre  0,51  (Camarero)  y  1,82  (Abusín)  Según  la  clasificación  de  Mangin  (1970,  1975),  drenarían  sistemas poco o nada karstificados.  Los valores  obtenidos de  los parámetros  i‐k  de Mangin,  representados en  la  figura  5.6, permiten ubicar a los manantiales de Abusín (M‐1) y de Camarero (M‐2) en el campo V o  dominio de sistemas poco karstificados y con un funcionamiento complejo.        Figura  5.6.  Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los  valores  obtenidos  de  dichos  parámetros  a  partir  del  análisis  de  la  curva  de  recesión  de  los  manantiales de Abusín (M­1) y de Camarero (M­2) en el año hidrológico 2007/08.      5.1.4 Hidrotermia      La temperatura media de las aguas subterráneas del acuífero de Sierra Hidalga  está  comprendida  entre  13,3  ºC  (Buenavista,  M‐6)  y  14,5  ºC  (Abusín,  M‐1,  y  Camarero,  M‐2)  durante  el  período  de  investigación  (Tab.  5.4).  El  manantial  de  Buenavista  drena,  generalmente,  aguas  más  frías  que  el  resto  de  las  surgencias,  a  pesar  de  estar  situado  a  menor cota. Este hecho podría deberse, entre otros factores, a la mayor altitud de recarga del  manantial  (parte  centro‐oriental  de  Sierra  Hidalga)  y  al  flujo  rápido  de  las  aguas  que  se  infiltran en el acuífero, con tiempos de tránsito cortos. No obstante, conviene precisar que  los  valores  de  temperatura  del  agua  medidos  en  el  manantial  de  Buenavista  (Tab.  5.4)  ‐ 172 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  corresponden  a  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  altas,  ya  que  la  surgencia  se  deseca  por completo en estiaje.        Denomin. Altitud Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv [Referencia] [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Abusín ago‐07 a oct‐08 P 41 14,6 14,5 14,2 0,4 0,6785 (M­1) oct‐07 a mar‐08 C 2.930 14,4 14,4 14,3 0,1 0,4 Camarero 765 ago‐07 a oct‐08 P 40 14,8 14,5 14 0,8 0,7 (M­2) Buenavista 725 ene‐09 a mar‐09 P 15 13,4 13,3 * 13,1 0,3 0,9 (M­6)   Tabla 5.4. Valores de temperatura de  las aguas subterráneas del acuífero de Sierra Hidalga durante el período de  investigación. El registro puede ser puntual (P) o continuo (C), mediante el uso de dataloggers. (*) Las medidas de  temperatura  del  agua  del manantial  de Buenavista  (M­6)  corresponden  a  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  altas.         Figura 5.7. Evolución de  la  temperatura del agua drenada por  los principales manantiales del acuífero de Sierra  Hidalga  durante  el  período  de  estudio.  Temperatura  del  aire  y  precipitaciones  registradas  en  la  estación  termopluviométrica Ronda­CSE.     Por  su  parte,  las  aguas  drenadas  por  los  manantiales  de  Abusín  y  de  Camarero  muestran  baja  variabilidad  térmica  (Tab.  5.4),  con  coeficientes  de  variación  iguales  o  inferiores  a  0,7  %  y  valores  de  amplitud  térmica  ‐diferencia  entre  los  valores  máximo  y  mínimo‐ comprendidos entre 0,4 y 0,8 ºC.   ‐ 173 ‐ Las  evoluciones  de  la  temperatura  de  las  aguas  drenadas  por  las  surgencias  de  Abusín (M‐1) y de Camarero (M‐2) son prácticamente idénticas, sin apenas variaciones (Fig.  5.7).  Ello  pone  de  manifiesto  la  elevada  capacidad  que  tiene  el  acuífero  para  atenuar  las  variaciones  estacionales  de  la  temperatura  ambiental  en  esta  zona  y  las  inducidas  por  los  procesos  de  recarga.    Las  fluctuaciones  de  este  parámetro  en  las  aguas  del  manantial  de  Buenavista (M‐6) tampoco parecen ser significativas, aunque el corto período de registro es  muy corto como para extraer conclusiones.   La  escasa  variabilidad  hidrotérmica  del  acuífero  está  en  consonancia  con  el  funcionamiento  hidrodinámico  deducido  para  el  sector  occidental  de  Sierra  Hidalga,  característico  de  un  bajo  desarrollo  de  la  karstificación.  Así,  el  agua  circula  de  forma  relativamente lenta, lo que permite el equilibrio térmico entre el agua de reciente infiltración  y la roca.    5.1.5 Hidroquímica  5.1.5.1 Análisis espacial de la composición química de las aguas        Las aguas muestreadas en los principales manantiales del acuífero de Sierra Hidalga  muestran  una  cierta  diversidad  hidroquímica  (Fig.  5.8),  con  facies  de  tipo  bicarbonatada‐ cálcica en las surgencias de Abusín (M‐1) y de Buenavista (M‐6) y en algunas muestras de la  de Camarero (M‐2). El resto de muestras de este último manantial son de  facies sulfatada‐ cálcica.   Los  valores medios  de  conductividad  eléctrica  (CE)  de  las  aguas  varían  entre  268  µS/cm,  en  el  manantial  de  Abusín,  y  693  µS/cm,  en  el  de  Camarero  (Tab.  5.5).  La  mineralización del  agua de  la  surgencia de Abusín  es  la más baja del  área de  estudio.  Los  coeficientes de variación de la CE están comprendidos entre 3 %, en el manantial de Abusín  (M‐1), y 9 %, en el de Camarero (M‐2).  Las aguas del manantial de Camarero (M‐2) muestran los mayores valores medios de  TAC  y  los  contenidos  medios  más  elevados  de  la  mayoría  de  componentes  químicos  analizados (Cl‐, SO4‐2, Na+, K+, Ca+2 y Mg+2), lo que es coherente con su elevada mineralización.  El  enriquecimiento  de  TAC,  Ca+2  y  Mg+2  de  las  aguas  se  debe  fundamentalmente  a  la  disolución de minerales solubles de origen carbonático ‐calcita y dolomita‐, que constituyen  las  formaciones  acuíferas  jurásicas.  Por  su  parte,  las  altas  concentraciones  de  SO4‐2  (y  también,  en  parte,  de  Ca+2)  son  consecuencia  de  la  disolución  de  minerales  evaporíticos,  principalmente de anhidrita y yeso, que se encuentran diseminados en las arcillas triásicas  de la base del acuífero.   ‐ 174 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional        Figura 5.8. Diagrama de Piper en el que se muestran las proporciones de los componentes químicos mayoritarios de  las aguas que drenan los principales manantiales de Sierra Hidalga.    CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+ Ca+2 Mg+23 4 pH logPCO2 ISCAL ISDOL [µS/cm] [ºC] [mg/l] n 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 mín 229 14,2 7,4 0,10 155 0,1 3,2 1,9 11,5 1,9 0,1 48,4 8,2 ‐2,84 ‐0,24 ‐1,48 máx 277 14,6 8,0 0,40 180 0,1 3,8 6,2 14,3 3,4 1,5 52,6 11,2 ‐2,29 0,26 0,64 med 268 14,4 7,7 0,17 164 0,1 3,5 5,0 12,9 2,1 0,5 50,3 9,4 ‐2,56 0,00 ‐0,97 cv 3 1 2 40 3 15 5 17 6 11 62 2 5 5 78 38 n 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 mín 510 14,0 7,0 0,07 214 0,2 5,0 4,7 124,4 2,6 0,6 85,3 26,3 ‐2,41 ‐0,27 ‐1,37 máx 752 14,8 7,7 0,38 261 0,3 6,7 8,9 246,4 4,3 1,5 136,8 39,8 ‐1,83 0,40 0,86 med 693 14,5 7,3 0,18 242 0,2 5,7 6,0 218,6 3,9 0,9 120,9 35,3 ‐2,08 0,04 ‐0,70 cv 9 1 2 33 4 11 6 15 15 9 26 12 11 7 352 55 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 261 13,2 7,8 0,28 164 0,1 2,7 4,9 6,1 2,0 0,3 47,2 3,8 ‐2,74 0,14 ‐1,01 máx 280 13,3 7,9 0,34 176 0,1 3,6 7,1 10,7 2,2 0,6 58,5 5,7 ‐2,67 0,28 ‐0,86 med 273 13,3 7,8 0,31 170 0,1 3,2 5,8 8,7 2,1 0,4 54,2 4,8 ‐2,70 0,21 ‐0,96 cv 4 0 0 9 3 5 15 20 27 5 34 11 20 1 33 9 Tabla  5.5.  Valores  estadísticos  (número  de  medidas/muestras,  n;  mínimo, mín;  máximo, máx;  medio, med;  y  coeficiente  de  variación  ­expresado  en %­,  cv)  de  los  parámetros  físico­químicos,  de  las  concentraciones  de  los  componentes químicos mayoritarios, de los índices de saturación de calcita y dolomita y de la presión parcial de CO2  registrados en las aguas drenadas por los principales manantiales de Sierra Hidalga.        El origen de los iones Cl‐, Na+ y K+ disueltos en las aguas subterráneas es meteórico,  por concentración de las aguas de lluvia recogidas en la parte alta de Sierra Hidalga (Tabs.  3.7 y 5.5), aunque las rocas evaporíticas triásicas podrían aportar algo de Cl‐ y Na+.  ‐ 175 ‐ Buenavista Camarero Abusín Punto   (M­6) (M­2) (M­1) (Ref.) Las  concentraciones  medias  de  NO3‐  en  las  aguas  subterráneas  son  relativamente  bajas  (Tab. 5.5)  y  están  comprendidas  entre 5 mg/l,  en el manantial de Abusín  (M‐1),  y  6  mg/l, en el de Camarero (M‐2). No obstante, los contenidos de este parámetro se encuentran  ligeramente enriquecidos con respecto a los que cabría esperar por concentración mediante  evaporación de las aguas meteóricas en el suelo.   Los contenidos medios de carbono orgánico total (COT) varían entre 0,17 (Abusín) y  0,31  mg/l  (Buenavista)  (Tab.  5.5).  Estos  valores  relativamente  bajos  de  COT,  están  condicionados  por  el  pobre  desarrollo  de  los  suelos  que  recubren  las  áreas  de  recarga  y,  probablemente,  por  la  baja  producción  de  materia  orgánica  en  éstos.  Además,  la  baja  concentración de este componente hidroquímico en las aguas de los manantiales de Abusín y  de  Camarero  es  coherente  con  la  existencia  de  flujos  relativamente  lentos  en  la  parte  occidental del acuífero de Sierra Hidalga. En cambio,  los valores de COT registrados en  las  aguas  del  manantial  de  Buenavista,  ligeramente  más  elevados,  podrían  deberse  a  la  existencia de infiltración rápida en la parte centro‐oriental de la sierra.    Las  aguas  drenadas  por  los manantiales  de  Abusín  (M‐1)  y  de  Camarero  (M‐2)  se  encuentran en equilibrio con la calcita, mientras que las de la surgencia de Buenavista están  ligeramente  saturadas en este mineral  (Tab. 5.5). Todas  las muestras presentan un estado  generalizado  de  subsaturación  con  respecto  a  la  dolomita.  Los  valores  de  logPCO2  en  las  aguas  varían  entre  ‐2,7  (Buenavista; M‐6)  y  ‐2,08  (Camarero),  superiores  al  de  la  presión  parcial de este gas en la atmósfera (‐3,5). Por lo tanto, se observa un aumento generalizado  de la presión parcial de CO2, como consecuencia de la infiltración de  las aguas de recarga a  través del suelo.      Se  ha  realizado  un  análisis  estadístico  multivariante  de  componentes  principales  (ACP), con objeto de evaluar los procesos hidrogeológicos que intervienen en la composición  química de las aguas subterráneas de Sierra Hidalga (Fig. 5.9). Para ello se han considerado  83 muestras y 15 variables físico‐químicas (conductividad eléctrica ‐CE‐, temperatura, TAC,  COT, F‐, Cl‐, NO3‐, SO4‐2, Na+, K+, Ca+2, Mg+2, logPCO2, ISCAL e ISDOL).   La  matriz  de  correlación  obtenida  (Tab.  5.6)  pone  de  manifiesto  que  la  mineralización  de  las  aguas  está  correlacionada  estadísticamente  con  las  variables  SO4‐2,  Mg+2, Ca+2, TAC, Cl‐, F‐, Na+, logPCO2 y en menor medida con K+, en este orden de importancia.  El  resto  de  variables  presentan  una  correlación  positiva  (excepto  COT),  pero  baja,  con  la  conductividad eléctrica.   Los dos factores principales explican el 76,6 % de la varianza total (Fig. 5.9). El factor  1 (63,9 %) agrupa en su parte positiva las variables CE, SO4‐2, Mg+2, Ca+2, TAC, Cl‐, F‐, Na+, K+ y  logPCO2  (Fig.  5.9A).  Explica  la mineralización de  las  aguas  y  el  tiempo de permanencia  de  éstas en el acuífero. Por su parte, el factor 2 (12,7 %) está representado principalmente por  ‐ 176 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  ISCAL  e  ISDOL  ‐en  la  parte  positiva‐  y  caracteriza  el  grado  de  saturación  de  las  aguas  en  minerales carbonáticos. La variable COT está  relacionada con el  factor 3, no  incluido en  la  figura 5.9A.       CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 Na+4 K + Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,424 1 COT ‐0,001 ‐0,324 1 TAC 0,991 0,408 0,005 1 F­ 0,979 0,477 ‐0,027 0,972 1 Cl­ 0,985 0,448 ‐0,017 0,983 0,979 1 NO ­3 0,373 0,153 0,010 0,403 0,449 0,415 1 SO ­24 0,999 0,436 ‐0,015 0,989 0,984 0,987 0,377 1 Na+ 0,973 0,413 0,004 0,961 0,952 0,960 0,367 0,974 1 K+ 0,612 0,243 0,011 0,598 0,613 0,617 0,379 0,614 0,582 1 Ca+2 0,992 0,405 0,010 0,979 0,969 0,977 0,350 0,992 0,980 0,588 1 Mg+2 0,993 0,482 ‐0,026 0,983 0,975 0,983 0,377 0,993 0,978 0,596 0,992 1 logPCO2 0,905 0,449 0,019 0,901 0,880 0,893 0,260 0,902 0,874 0,580 0,887 0,898 1 ISCAL 0,069 ‐0,145 ‐0,026 0,086 0,082 0,075 0,262 0,073 0,089 ‐0,038 0,102 0,078 ‐0,349 1 ISDOL 0,312 0,182 ‐0,135 0,312 0,340 0,320 0,345 0,320 0,318 0,178 0,326 0,334 ‐0,003 0,688 1   Tabla 5.6. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  las aguas subterráneas de  Sierra Hidalga.         Figura  5.9.  Representación  de  los  planos  factoriales  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  la  información hidroquímica de los principales manantiales de Sierra Hidalga. (A) Espacio de las  variables y (B) de las  unidades estadísticas.    El  análisis de  la unidades estadísticas permite distinguir  claramente dos grupos de  muestras que presentan una dispersión a lo largo del factor 2, según el grado de saturación  en calcita y dolomita (Fig. 5.9B). Por un lado, en la parte negativa del factor 1, las muestras  de  los  manantiales  de  Abusín  (M‐1)  y  de  Buenavista  (M‐6),  menos  mineralizadas  y  con  mayores concentraciones de COT. Por otro lado, en la parte positiva del factor 1, se localizan  las  aguas  del manantial  de  Camarero  (M‐2),  que  se  diferencian  del  resto  por mostrar  los  ‐ 177 ‐ valores  y  contenidos  más  elevados  de  la  mayoría  de  componentes  hidroquímicos,  especialmente de SO4‐2, TAC, Ca+2 y Mg+2, que le aportan mineralización.         5.1.5.2 Evolución temporal de la composición química  5.1.5.2.1 Manantial de Abusín (M­1)       En  la  figura  5.10  se  representan  las  variaciones  de  caudal,  de  los  principales  parámetros  físico‐químicos  y  de  los  componentes  químicos  disueltos  en  las  aguas  del  manantial de Abusín (M‐1) durante el período de investigación.     A pesar de  la corta duración del período de registro (año hidrológico 2007/08),  se  observa  que  las  crecidas  hidrodinámicas  más  importantes  provocan  diluciones  graduales  (Fig.  5.10),  aunque  de  escasa  cuantía  (~  20  µS/cm),  como  consecuencia  de  la  mezcla  y  homogeneización progresiva de las aguas de reciente infiltración con las almacenadas en el  acuífero.  Otras  crecidas  de  menor  magnitud  (septiembre  a  diciembre)  pueden  llevar  asociadas aumentos continuados de mineralización de las aguas, aunque de escasa magnitud  (apenas 10 µS/cm). En cualquier caso, la baja variabilidad hidroquímica que se deduce de las  evoluciones  temporales de  la  figura 5.10 demuestra  la gran capacidad de atenuación de  la  señal  de  entrada  del  acuífero  drenado  por  el  manantial  de  Abusín,  lo  que  está  en  consonancia  con  las  interpretaciones  hidrodinámicas  e  hidroquímicas  realizadas  en  apartados anteriores.  Las  variaciones  de  la  mineralización  de  las  aguas  están  condicionadas  principalmente  por  los  valores  de  TAC  y  los  contenidos  de  Ca+2,  Mg+2,  SO4‐2  y  Cl‐,  que  evolucionan de  forma  similar  a  la CE de  las  aguas  (Fig.  5.10).  Las  concentraciones de Na+,  NO3‐  y  COT,  generalmente  bajas,  parecen  no  tener  un  patrón  de  evolución  definido  y  muestran  variaciones  poco  significativas,  que  en  el  caso  del  último  componente  hidroquímico  (0‐0,2  mg/l)  podrían  atribuirse  a  la  precisión  del  equipo  de  medida.  No  obstante, se detectan aumentos puntuales de NO3‐ y COT durante los episodios más intensos  de precipitación, a comienzos de año hidrológico.   En cuanto a  los parámetros del sistema calcocarbónico,  las aguas se encuentran en  equilibrio o ligeramente saturadas en calcita durante la mayor parte del período de estudio  (Fig. 5.10). En  los períodos  lluviosos más relevantes (primavera de 2007/08),  las aguas se  saturan  con  respecto  a  la  calcita  al mismo  tiempo que disminuye  la  concentración de CO2  (desgasificación).   ‐ 178 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura 5.10. Evolución temporal del caudal, de los parámetros físico­químicos y de los componentes químicos de las  aguas drenadas por el manantial de Abusín (M­1) durante el período de investigación.      ‐ 179 ‐ La  caracterización  de  las  respuestas  hidroquímicas  del manantial  de  Abusín  (M‐1)  permite  constatar  el  drenaje  de  la  zona  saturada  del  acuífero  durante  la mayor  parte  del  tiempo  y  la  participación  limitada  de  la  zona  no  saturada  en  el  flujo  de  descarga  de  la  surgencia.  La  escasa  variación  de  la  mineralización  y  de  la  mayoría  de  los  componentes  hidroquímicos  es  el  reflejo  de  la  homogeneidad  en  la  composición  química  de  las  aguas,  debido al escaso desarrollo de la karstificación en el acuífero que drena la surgencia.      5.1.5.2.2. Manantial de Camarero (M­2)      Un análisis general de la evolución de los parámetros hidroquímicos de las aguas del  manantial  de  Camarero  (M‐2)  permite  observar  variaciones  de  la  mineralización  bastante  marcadas, como consecuencia de la infiltración del agua de lluvia (Fig. 5.11). Así, en ausencia  de  precipitaciones  o  cuando  éstas  son poco  abundantes  (y  la  infiltración  en  el  acuífero  es  escasa),  la CE de las aguas apenas varía. En cambio, tras un período de recarga importante  (mayo  de  2008),  las  aguas  se  diluyen  considerablemente  ‐la  CE  disminuye  más  de  200  µS/cm‐. Por tanto,  la magnitud de la dilución es proporcional a  la cantidad e  intensidad de  las precipitaciones que la generan, lo que sugiere un cierto desarrollo de la karstificación.    La  evolución  temporal  de  la  CE  del  agua  que  se  observa  está  influenciada  por  los  valores  de  TAC  y  los  contenidos  de  SO4‐2,  Ca+2  y  Mg+2  y,  en  menor  medida,  por  las  concentraciones  de  Na+  y  Cl‐  (Fig.  5.11).  En  definitiva,  la  mayoría  de  parámetros  hidroquímicos varían casi de forma simultánea con la CE de las aguas.  Los  contenidos de COT,  relativamente bajos,  apenas  fluctúan a  lo  largo del  tiempo,  con valores comprendidos entre 0,1 y 0,4 mg/l (Tab. 5.5 y Fig. 5.11). No obstante, durante la  crecida  hidrodinámica  más  importante  del  período  de  registro(mayo  de  2008),  las  concentraciones  de  este  parámetro  sólo  variaron  levemente.  En  lo  que  respecta  a  los  contenidos de NO3‐ de las aguas, aumentan conforme lo hacen los caudales (Fig. 5.11). Estos  aumentos  son  graduales  y  prolongados  en  el  tiempo  (enero‐marzo  de  2008)  como  consecuencia  de  lluvias  dispersas  y  poco  cuantiosas,  mientras  que  resultan  bruscos  y  de  mayor  magnitud  (abril  de  2008)  frente  a  episodios  de  recarga  por  lluvias  abundantes  e  intensas. En este último caso, la concentración máxima de NO3‐ fue 8,9 mg/l (Tab. 5.5).   Los valores de logPCO2 (Fig. 5.11) presentan aumentos puntuales en alguna recarga (enero  de 2008), aunque descienden de forma sustancial durante la crecida más importante (mayo  de 2008). Por su parte, la evolución de ISCAL es inversa a la de logPCO2 (Fig. 5.11). Las aguas  se  encuentran,  generalmente,  en  equilibrio  con  respecto  a  la  calcita  en  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  bajas  y  tienden  a  la  sobresaturación  mineral  en  situaciones  de  aguas altas (mayo de 2008).  ‐ 180 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional          Figura 5.11. Evolución temporal de la composición química de las aguas del manantial de Camarero (M­2) durante  el período de investigación. El área gris corresponde al grupo de aguas menos mineralizadas (crecida de mayo de  2008) diferenciado en el ACP de la figura 5.12.        ‐ 181 ‐ Se ha realizado un ACP con las 40 muestras recogidas en el manantial de Camarero  (M‐2)  para  determinar  los  procesos  hidrogeológicos  que  intervienen  en  la  composición  química  de  las  aguas  (Fig  5.12).  Se  han  considerado  las  15  variables  hidroquímicas  que  aparecen en la tabla 5.7.      CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­23 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp ‐0,134 1 COT 0,059 ‐0,035 1 TAC 0,862 0,001 0,012 1 F­ 0,664 0,021 ‐0,176 0,643 1 Cl­ 0,793 ‐0,155 ‐0,040 0,736 0,701 1 NO ­3 ‐0,881 0,224 ‐0,096 ‐0,718 ‐0,425 ‐0,534 1 SO ­24 0,982 ‐0,122 ‐0,020 0,866 0,742 0,839 ‐0,845 1 Na+ 0,806 ‐0,080 0,046 0,669 0,521 0,717 ‐0,700 0,817 1 K+ 0,072 ‐0,063 0,055 ‐0,029 0,143 0,259 0,014 0,102 0,003 1 Ca+2 0,919 ‐0,097 0,067 0,762 0,604 0,760 ‐0,784 0,907 0,934 ‐0,058 1 Mg+2 0,888 ‐0,102 0,060 0,731 0,541 0,732 ‐0,784 0,878 0,943 ‐0,092 0,983 1 logPCO2 0,567 ‐0,260 0,244 0,501 0,367 0,436 ‐0,502 0,550 0,446 0,208 0,430 0,409 1 ISCAL ‐0,171 0,296 ‐0,251 ‐0,106 ‐0,088 ‐0,093 0,182 ‐0,154 ‐0,067 ‐0,263 ‐0,006 0,005 ‐0,895 1 ISDOL ‐0,123 0,211 ‐0,228 ‐0,073 0,004 ‐0,039 0,213 ‐0,096 ‐0,056 ‐0,117 ‐0,002 0,020 ‐0,665 0,748 1   Tabla 5.7. Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de las aguas del manantial de   Camarero (M­2).       Figura 5.12. Representación de  los planos  factoriales   del ACP  realizado  con  la  información hidroquímica de  las  aguas del manantial de Camarero (M­2). (A) Espacio de las variables y (B) de las unidades estadísticas.    La  matriz  de  correlación  resultante  (Tab.  5.7)  pone  de  manifiesto  que  la  mineralización de las aguas está directamente relacionada con las variables SO4‐2, Ca+2, Mg+2,  TAC,  Na+, Cl‐ y, en menor medida, con F‐ y logPCO2 ‐en este orden‐, y de forma inversa con el  contenido  en  NO3‐.  El  resto  de  parámetros  hidroquímicos  no  presenta  una  correlación  estadística significativa con la conductividad eléctrica.  ‐ 182 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Los tres componentes principales obtenidos explican el 76,2 % de la varianza total.  El factor 1 (50,6 %) agrupa, en su parte positiva, las variables asociadas a la mineralización  de  las  aguas  (Fig.  5.12A)  y,  en  la  negativa,  al  contenido  en NO3‐.  El  factor  2  (17,5 %)  está  condicionado,  en  su  parte  positiva,  por  las  variables  ISCAL  e  ISDOL  y,  en  la  negativa,  por  logPCO2.  Las  variables  K+  y  COT  están  asociadas  al  factor  3  (8,1  %),  que  no  se  ha  representado en la figura 5.13A. Por lo tanto, el factor 1 informa de la mineralización de las  aguas del manantial de Camarero (M‐2) y del tiempo de permanencia de éstas en el acuífero,  mientras que el factor 2 permite caracterizar el equilibrio calcocarbónico.     El  espacio  de  las  unidades  estadísticas muestra  2  grupos  de muestras  claramente  diferenciados  (Fig.  5.12B).  En  la  parte  positiva  del  factor  1  se  distingue  un  grupo  que  contiene  buena  parte  de  las  muestras,  con  una  mayor  mineralización,  contenidos  más  elevados de la mayoría de parámetros hidroquímicos (SO4‐2, Ca+2, Mg+2, TAC,  Na+ y Cl‐), salvo  de  NO3‐,  debido  a mayores  tiempos  de  residencia  en  el  acuífero.  En  la  parte  negativa  del  factor 1, hay un segundo grupo que consta de 5 muestras,  con menor mineralización pero  enriquecidas  en  NO3‐,  correspondientes  a  la  infiltración  reciente  durante  la  crecida  de  primavera  de  2008  (mayo  a  junio,  Figs.  5.11  y  5.12B).  Así,  las  muestras  de  este  grupo  representarían la contribución predominante del agua de infiltración procedente del suelo al  flujo del manantial durante dicho período de recarga.    5.1.5.3  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  la  conductividad  eléctrica      Se  han  analizado  los  valores  de  CE  de  las  aguas  a  partir  de  las medidas  puntuales  efectuadas en los manantiales de Abusín y de Camarero (Fig. 5.13), mediante la realización  de  curvas  de  frecuencias  de  este  parámetro,  considerando  intervalos  o  clases  regulares  (Bakalowicz, 1977, 1979). Las clases han sido de 5 µS/cm en el manantial de Abusín y de 20  µS/cm  en  el  de  Camarero,  dado  el  mayor  rango  de  variación  de  la  CE  en  esta  última  surgencia.   La figura 5.13 muestra la distribución de las curvas de frecuencias de CE de las aguas  drenadas  por  ambos  manantiales.  Las  curvas  están  caracterizadas  por  una  morfología  unimodal, aunque presentan diferentes rangos de valores y porcentajes de frecuencia de CE.  La curva correspondiente al manantial de Abusín muestra un mayor porcentaje de la moda  principal (38 %), mientras que la de Camarero presenta un mayor rango de variación de los  datos de CE (> 200 µS/cm). En cualquier caso, la frecuencia máxima se sitúa en el intervalo  de  aguas  más  mineralizadas  (curva  asimétrica  a  la  derecha),  drenadas  durante  la  mayor  parte del tiempo ‐en condiciones hidrodinámicas de crecida y decrecida‐.  ‐ 183 ‐         Figura  5.13.  Curvas  de  frecuencias  de  los  datos  puntuales  de  conductividad  eléctrica medidos  las  aguas  de  los  manantiales de Abusín (M­1) y de Camarero (M­2).      De  acuerdo  con  la  metodología  propuesta  por  Bakalowicz  (1977,  1979),  las  morfologías de  la curvas de  frecuencias de  los valores de CE de  los manantiales de Abusín  (M‐1)  y  de  Camarero  (M‐2),  bien  definidas  y  de  tipo  unimodal  (aunque  con  un  rango  de  variación muy dispar),  sugieren un drenaje kárstico variable, poco  jerarquizado en el área  drenada por la surgencia de Abusín y más desarrollado en el de Camarero.      5.1.6 Ensayos de trazadores    Las  técnicas  de  trazado  artificial  constituyen  una  herramienta  de  gran  utilidad  en  hidrogeología kárstica (Hötzl y Werner, 1992; Käss, 1998; Goldscheider, 2005; Benischke et  al., 2007; Morales et al., 2007), dado que permiten conocer  las conexiones hidrogeológicas  entre distintos puntos de los acuíferos y precisar la velocidad de los flujos subterráneos.  Como  complemento  de  las  técnicas  hidrodinámica,  hidrotérmica,  hidroquímica  e  isotópica, se han llevado a cabo 2 ensayos de trazadores (19/02/2010 y 08/04/2011) en la  zona meridional del área de estudio, con  los siguientes objetivos concretos  (Barberá et al.,  2012):  determinar  el  área  de  descarga  principal  de  Sierra  Hidalga  y  definir  posibles  divisorias hidrogeológicas,  ‐ 184 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  constatar si existe desconexión hidrogeológica entre Sierra Hidalga y el  sector más  occidental de Sierra Blanquilla, como parece deducirse de la cartografía geológica y  caracterizar  las relaciones hidrológicas entre  las aguas subterráneas y superficiales  en el área de descarga de Sierra Blanquilla hacia el río Turón.     En los dos apartados siguientes se describen las características de las inyecciones, el  procedimiento de muestreo y los principales resultados obtenidos a partir de los ensayos de  trazadores realizados en las sierras Hidalga y Blanquilla.    5.1.6.1 Ensayo multitrazador (19/02/2010)     La inyección de trazadores tuvo lugar en la parte alta de Sierra Hidalga y en el sector  del  Valle  de  Lifa.  Consistió  en  tres  inyecciones  simultáneas  en  otros  tantos  sumideros  kársticos (Fig. 5.14 y Tab. 5.8): S­1 (1.310 m s.n.m.), localizado en el borde de una dolina, al  SE del Pico Hidalga, y S­2 y S­3 (1.150 y 1.200 m s.n.m.), ubicados en el extremo occidental de  Sierra Blanquilla, en el Valle de Lifa.   Los trazadores utilizados fueron uranina (URN; CAS RN518‐47‐8), eosina (EOS; CAS  RN17372‐87‐1)  y  sulforrodamina  B  (SRB;  CAS  RN3520‐42‐1).  La  uranina  se  vertió  en  el  sumidero kárstico S­1 (Figs. 5.14 y 5.15A), que no se encontraba activo en el momento de la  inyección  (11:15 horas del día 19/02/2010). Para garantizar  la  infiltración de  los 3  kg de  trazador se utilizó una cuba de 8 m3 de agua, que proporcionó un caudal continuo de entrada  de 2 l/s durante aproximadamente 1 hora (Tab. 5.8). La inyección de 3 kg de eosina y otros 2  kg de sulforrodamina B se realizó a las 11:00 horas del mismo día, durante 20 minutos, en  los  sumideros  S­2  y  S­3,  respectivamente  (Figs.  5.14,  5.15B,  C  y  D).  Los  caudales  de  infiltración estimados fueron de 5 (S­2) y 30 l/s (S­4) (Tab. 5.8).   Durante  el  transcurso  del  ensayo  multitrazador  se  registraron  datos  horarios  de  precipitación en la estación meteorológica de Añoreta (Fig. 5.14). Sólo en el mes de febrero,  hasta  el  día  de  la  inyección  (19/02/2012),  se  acumularon  192  mm  y,  en  los  5  días  posteriores,  se contabilizaron otros 78 mm,  lo que da una  idea  del contexto pluviométrico  durante el desarrollo del ensayo. Los caudales del Río Turón se controlaron mediante aforos  químicos, por el método de dilución de sal común, aguas arriba (T1) y abajo (T2) de la zona  de descarga meridional de Sierra Blanquilla (Fig. 5.14).   Los  puntos  controlados  periódicamente,  tanto  de  aguas  superficiales  como  subterráneas (Fig. 5.14), fueron: el Río Turón, en los puntos T1 y T2, y los manantiales de El  Burgo (M‐15), Hidalga (M‐3) y de Abusín (M‐1). La recogida de muestras de agua comenzó el  19 de febrero a las 23:00 y finalizó el 4 de marzo a las 19:00 horas (Tab. 5.9). A los puntos  ‐ 185 ‐ iniciales de muestreo, se añadieron las surgencias de la Ventilla (M‐16) y de la Fuensanta (M‐ 12) puesto que no se conocían sus áreas de recarga (Fig. 5.14).         Figura 5.14. Situación y contexto hidrogeológico del área en la que se han llevado a cabo los ensayos de trazadores  en  las  sierras Hidalga  y  Blanquilla  (19/02/2010  y  08/04/2011)  y  principales  resultados  deducidos.  Las  flechas  azules representan las conexiones hidrogeológicas constatadas (desde S­1 y S­4) y las líneas marrones discontinuas  indican las conexiones supuestas o deducidas (desde S­2 y S­3).     Las  muestras  de  agua  se  tomaron  cada  hora  y  de  forma  automática  (automuestreador)  en  el  manantial  de  Abusín,  el  más  próximo  al  sumidero  S­1,  y  manualmente,  cada  2  horas,  en  el  resto  de  surgencias  citadas  (Fig.  5.14  y  Tab.  5.9).  La  periodicidad de muestreo se amplió a 24 horas en el manantial de Abusín  transcurridos 3  días de ensayo y, después del día 23 de febrero, en los demás puntos de control. El número  de  muestras  recogidas  durante  el  ensayo  fue  330  (Tab.  5.9):  40  en  cada  uno  de  los  manantiales de Hidalga (M‐3), Ventilla (M‐16) y de El Burgo (M‐15), así como en los puntos  del Río Turón (T1 y T2); 47 en el manantial de la Fuensanta (M‐12) y 83 en el de Abusín (M‐ 1).        ‐ 186 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Altiplano de Sierra Hidalga ­ Área de los Riscos del Lirio (Sierra  Localización geográfica   Valles de Lifa y del Río Turón Hidalga) ­ Valle del Río Turón Fecha 19/02/2010 08/04/2011 Condiciones hidrodinámicas Aguas altas‐intermedias Aguas bajas Tipo (número trazadores) Multitrazador (3) Simple (1) Tipo de punto de inyección Sumideros kársticos (3) Cauce de arroyo perdedor 315.756‐4.066.021 (S­1 ) Coordenadas UTM, x­y (referencia 317.132‐4.069.262 (S­2 )  318.494‐4.068.786 (S­4 ) de los puntos de inyección) 317.013‐4.070.043 (S­3 ) Trazador utilizado URN, SRB, EOS URN Masa inyectada (kg) 3 (URN), 2 (SRB), 2 (EOS) 1 Condiciones Artificial, con cuba de 8 m3 (sólo URN) Natural  Hora (duración, en minutos) 11:15 (60), 11:00 (20), 11:00 (20) 19:30 (10‐15) Caudal de infiltración (l/s) ~ 2 (S­1 ), 5 (S­2 ), 30 (S­3 ) ~ 1 Conduct. eléctrica (µS/cm) 281, ‐, ‐ 324 Temperatura del agua (ºC) 6,9, ‐, ‐ 14,7   Tabla 5.8. Características principales de las inyecciones de trazador realizadas en las sierras Hidalga y Blanquilla.  Las referencia y coordenadas UTM de los puntos de inyección corresponden a los representados en la figura 5.14.    Altiplano de Sierra Hidalga ­ Área de los Riscos del Lirio (Sierra  Localización geográfica   Valles de Lifa y del Río Turón Hidalga) ­ Valle del Río Turón Fecha 19/02/2010 08/04/2011 Tipo Cuantitativo Cuantitativo Muestreo Manual y automático Manual (puntual) Fecha (hora) de inicio­final 19/02 (23:00)‐04/03 (19:00) 24/04/2011 (16:00) Duración (días) 12 ‐ Periodicidad de muestreo 1‐2‐24 horas ‐ Nº puntos de agua superficial/sub. 2/7 2/1 Situación véase Fig. 5.14 véase Fig. 5.14 Nº muestras/medidas in situ 330/0 3/0 Parámetro medido IFA* (laboratorio) IFA* (laboratorio) Instrumentación en campo Automuestreador ‐ Equipo de laboratorio Espectrofluorímetro Espectrofluorímetro   Tabla 5.9. Características principales del muestreo de aguas  superficiales  y  subterráneas durante  los  ensayos de  trazadores realizados en las sierras Hidalga y Blanquilla. (*) IFA: Intensidad de fluorescencia artificial.    ‐ 187 ‐ A B C D Figura 5.15. (A) Sumidero kárstico (S­1; flecha blanca), situado en el altiplano de Sierra Hidalga, en el que se  inyectó uranina el día 19/02/2010. (B y C) Inyección de eosina en el sumidero S­2, en el Valle de Lifa  y tareas de  limpieza del trazador, respectivamente. (D) Depresión endorreica que se drena por el sumidero kárstico S­3 (al  O del Valle de Lifa), en el que se inyectó sulforrodamina B durante el ensayo multitrazador.    5.1.6.1.1 Resultados hidrodinámicos      El ensayo multitrazador se desarrolló en unas condiciones hidrodinámicas de aguas  altas‐intermedias,  como puede observarse en el hidrograma del Río Turón, en el punto T2  (Fig.  5.16  y  Tab.  5.10).  La  distribución  de  las  precipitaciones  durante  el  ensayo  fue  relativamente regular. No obstante, las lluvias caídas en el altiplano de Sierra Hidalga, horas  antes  de  la  inyección  en  el  sumidero  S­1,  no  fueron  suficientes  para  generar  escorrentía  superficial  en  el  entorno  de  la  dolina.  Posteriormente,  y  en  los  2  días  consecutivos  a  las  inyecciones, se registraron precipitaciones que garantizaron la infiltración de los trazadores  hacia el interior de los acuíferos.   De los tres trazadores inyectados sólo apareció uranina en los puntos controlados a  lo  largo  del  Valle  del  Río  Turón  (Fig.  5.14),  mientras  que  eosina  y  sulforrodamina  B  no  fueron detectadas. La ausencia de estas últimas sustancias en las aguas muestreadas podría  indicar  que  la  descarga del  sector  occidental  de  Sierra Blanquilla  se  produce de  forma no  ‐ 188 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  visible  hacia  la  Depresión  de  Ronda,  al  NO.  Asimismo,  parece  que  no  hay  conexión  hidrogeológica entre las sierras Hidalga y Blanquilla, debido a que los materiales arcillosos  triásicos  que  afloran  en  el  Valle  de  Lifa  (Fig.  5.14)  actúan  como  barrera  impermeable.  Además, estos materiales independizan la parte más occidental de Sierra Blanquilla del resto  del macizo.       Figura  5.16. Hidrograma  del Río Turón,  en  la  sección T2,  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas  en  la  estación  de  Añoreta,  desde  el  15  de  enero  hasta  el  15  de mayo  de  2010.  Además,  se  indican  el momento  de  la  inyección múltiple, la duración del ensayo (sombreado gris) y las fechas en las que se llevaron a cabo las campañas  de aforos y muestreos hidroquímicos diferenciales.      Los principales resultados deducidos a partir del ensayo multitrazador se recogen en  la tabla 5.10 y se representan en la figura 5.17. La uranina se registró por primera vez en el  Río Turón, 30,8 horas después de la inyección, en el punto T1 (Figs. 5.14 y 5.17) y 5,6 horas  más  tarde  en  T2.  Concretamente,  la  primera  aparición  del  trazador  tuvo  lugar  en  el  manantial  de  Buenavista  (M‐6;  Tab.  5.10  y  Fig.  5.14),  el  único  punto  no  muestreado  directamente (por la gran dificultad de acceso).   La concentración máxima de trazador (Tab. 5.10 y Fig. 5.17), determinada en T1, fue  de  258,9  μg/l  (35,6  h),  mientras  que  en  T2  resultó  ser  de  75,1  μg/l  (41  h).  El  trazador,  además de aparecer en los dos puntos de muestreo del río, fue detectado aproximadamente  5 horas después en el manantial de El Burgo (M‐15), en el que se registró una concentración  de 22,7 μg/l (40,4 h), algo menos del 10 % de la concentración máxima alcanzada en T1.  Pocos  días  después,  en  un muestreo  puntual,  la  uranina  también  se  detectó  en  la  surgencia  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11;  Fig.  5.14).  Por  lo  tanto,  las  aguas  del  Río  Turón  ‐ 189 ‐ interaccionan con las aguas de descarga de Sierra Blanquilla, especialmente en el entorno de  los manantiales que se encuentran regulados por diques, manantial de El Burgo (M‐15), o se  localizan  en  el  área  de  inundación  del  río,  surgencia  Tp1‐Hierbabuena  (Fig.  5.14).  La  infiltración  y  mezcla  de  aguas  está  condicionada  por  la  retención  y  el  almacenamiento  temporal de las aguas en los diques, que elevan de forma artificial el nivel piezométrico en la  zona de descarga.     Ensayo multitrazador (19/02/2010) Punto de control Altiplano de Sierra Hidalga No muestreado Muestreado Unidades Sumidero kárstico S­1   Buenavista * Río Turón El Burgo Río Turón Inyección de 3 kg de URN (M­6) (T1 ) (M­15) (T2 ) Tipo de punto de muestreo Subterráneo Superficial Subterráneo Superficial Distancia al punto de inyección 5,9 6,9 9,6 10,6 km Tiempo de primera detección ‐ 30,8 36,1 36,4 hora Tiempo máxima concentración 30,4 35,6 40,4 41 hora Máxima concentración de trazador ‐ 258,9 22,7 75,1 μg/l Velocidad máxima de flujo 194,1 221,6 265,8 294,4 m/h Velocidad de flujo dominante (pico) 171,5 196,3 239,3 258,5 m/h Caudal medio ‐ > 3,3 ‐ > 8,9 m3/s Estimación de parámetros Indirecta Directa Directa Directa   Tabla. 5.10. Principales parámetros hidráulicos deducidos a partir del ensayo multitrazador (19/02/2010).  (*) El  manantial de Buenavista (M­6) no  fue controlado durante el ensayo, aunque  los resultados obtenidos permitieron  estimar  indirectamente parte de  la  información hidrodinámica  relativa a esta  surgencia  (véase explicación en el  texto).     En el manantial de Buenavista (M‐6) se ha estimado una velocidad máxima de flujo  subterráneo de 194,1 m/h y una velocidad promedio ‐modal‐ de 171,5 m/h (Tab. 5.10 y Fig.  5.14).  Para  ello  se  ha  descompuesto  el  trayecto  supuestamente  seguido  por  el  trazador  desde el  sumidero S­1  hasta el punto T1 del Río Turón, en dos  tramos: uno subterráneo y  otro superficial. Para este último se ha tenido en cuenta la velocidad media del trazador (683  m/h)  calculada  a  partir  del  flujo  superficial  durante  el  ensayo,  en  el  tramo  comprendido  entre T1 y T2, y los tiempos de primera llegada y máxima concentración de la sustancia en el  río (en T1). Las curvas de concentración de uranina resultantes del flujo subterráneo hasta el  manantial de Buenavista, aunque no fueron registradas en dicho punto, debieron presentar  una  morfología  parecida  a  la  observada  en  el  punto  T1  del  río  (Fig.  5.17),  con  concentraciones aun más elevadas.   Las morfologías  de  las  curvas  de  concentración  de  uranina  (Fig.  5.17),  estrechas  y  puntiagudas, registradas en  los tres puntos de muestreo, especialmente en el punto T1 del  Río Turón, sugieren un drenaje rápido del sector nororiental del acuífero de Sierra Hidalga, a  ‐ 190 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  través de un sistema de conductos kársticos bien desarrollados, hasta llegar al manantial de  Buenavista.      Figura  5.17.  Curvas  de  concentración  de  uranina  en  los  tres  puntos  de muestreo  superficial  y  subterráneo  (Río  Turón, T1 y T2, y manantial de El Burgo, M­15) del Valle del Río Turón y distribución de los eventos de precipitación  registrados en la estación meteorológica de Añoreta durante el ensayo multitrazador.    Las  medidas  de  caudal  realizadas  en  el  Río  Turón  fueron  insuficientes  para  cuantificar con exactitud el porcentaje de la masa de uranina recuperada en el punto T1, el  más cercano al manantial de Buenavista (M‐6). No obstante, teniendo en cuenta el volumen  aproximado de agua que contuvo trazador y circuló por este punto del río (3,44·106 m3) y un  valor promedio de concentración de uranina de 0,258 µg/l, resultado de la integración de la  curva de paso del trazador en T1, desde que fue detectado hasta que se dio por finalizado el  ensayo,  la  tasa de restitución aproximada de uranina fue del 30 %. Esta cifra  indicaría que  prácticamente dos tercios de la masa de la sustancia inyectada quedó retenida en el acuífero  y/o se fotodegradó durante el trayecto en el cauce superficial.               ‐ 191 ‐ 5.1.6.1.2  Muestreos  hidroquímicos  diferenciales  en  el  Arroyo  de  Buenavista (cuenca alta del Río Turón)     Con  la  intención  de  precisar  las  posibles  zonas  de  descarga  de  los  acuíferos  carbonáticos de  las  sierras Hidalga y Blanquilla hacia  la  red de drenaje  superficial,  se han  efectuado tres campañas de aforos y muestreos diferenciales (Fig. 5.16) a lo largo del Arroyo  de Buenavista y del Río Turón (Fig. 5.18), en febrero, marzo y mayo de 2010.   En cada una de las campañas de muestreo se midió el caudal, conductividad eléctrica  (CE), pH y los contenidos de iones mayoritarios disueltos (Cl‐, NO3‐, SO4‐2, Na+, Ca+2 y Mg+2) de  las  aguas  superficiales  y  subterráneas,  en  10  puntos  distribuidos  a  lo  largo  de  10  km  de  cauce (Fig. 5.18). En la campaña de febrero, además, se midió la concentración de uranina,  puesto  que  coincidió  con  el  ensayo  de  trazadores  llevado  a  cabo  el  mismo  mes.  Dichos  muestreos  (Fig.  5.16)  corresponden  a  condiciones  hidrodinámicas  de  crecida  (febrero),  decrecida (marzo) y agotamiento (mayo).      Figura 5.18. Localización de  los puntos de muestreo hidroquímico a  lo  largo del Arroyo de Buenavista  y del Río  Turón, en la zona meridional del área de estudio (sierras Hidalga y Blanquilla).    Las variaciones de caudal y de los parámetros físico‐químicos medidos en las aguas  durante las diferentes campañas de muestreo revelan dos importantes zonas de descarga de  agua  subterránea en el Arroyo de Buenavista y en el Río Turón  (áreas grises en  las  figura  ‐ 192 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.19). La primera, entre los puntos P5 y P6, y coincidiendo con la localización del manantial  de  Buenavista  (M‐6)  (Fig.  5.18),  queda  corroborada  por  la  detección  de  uranina  en  el  muestreo  de  febrero.  También  se  produce  un  aumento  significativo  de  caudal,  un  leve  aumento de CE y un enriquecimiento de casi  todos  los parámetros hidroquímicos medidos  (Cl‐, NO3‐, SO4‐2, Na+ y Mg+2), a excepción de los contenidos de Ca+2 y los valores de pH, que  disminuyen en las campañas de medida de febrero y marzo.         Figura 5.19. Variación del caudal, CE, pH e  iones mayoritarios de  las aguas superficiales (rótulos negros en el eje  horizontal)  y  subterráneas  (grises)  en  diferentes  puntos  del  Arroyo  de  Buenavista  y  del  Río  Turón,  durante  las  campañas de aforos y muestreos diferenciales de febrero (en la que se midió además la concentración de uranina),  marzo y mayo de 2010. Las principales zonas de descarga deducidas se representan mediante áreas de color gris.      Todo  lo  anterior  evidencia  el  drenaje  de  aguas  subterráneas,  más  mineralizadas,  procedentes  del  sector  centro‐oriental  de  Sierra  Hidalga.  No  se  detectó  uranina  en  las  campañas de marzo y mayo, lo que pone de manifiesto la existencia de conductos kársticos  (bien  jerarquizados) en el acuífero drenado por el manantial de Buenavista (M‐6), capaces  de aliviar todo el trazador inyectado previamente.  En el tramo comprendido entre P7 y P10 (Fig. 5.18) se producen aumentos de caudal  y de los valores de CE, así como de los contenidos en casi todos los iones mayoritarios, y una  disminución de  los  valores de pH    (Fig.  5.19). Estas observaciones ponen de manifiesto  el  ‐ 193 ‐ drenaje  de  aguas  subterráneas  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Río  Turón,  que  se  produce  a  través  de  una  zona  de  descarga  mucho  más  caudalosa  en  el  tramo  P7‐P10,  en  la  que  se  encuentran los manantiales de El Burgo (M‐15) y de la Hierbabuena (M‐14) y sus trop pleins.  En definitiva, tanto la descarga de Sierra Hidalga (Buenavista, M‐6) como la de Sierra  Blanquilla (El Burgo, M‐15, y Hierbabuena, M‐14, entre otros) contribuyen a las aportaciones  de la cuenca alta del Río Turón. Sin embargo, la detección de trazador en varios manantiales  entre los puntos del río T1 y T2 pone de relevancia las complejas relaciones entre las aguas  subterráneas  y  superficiales  existentes  en  el  Valle  del  Río  Turón,  con  zonas  de mezcla  de  aguas,  preferentemente  en  las  inmediaciones  de  las  zonas  de  descarga  de  las  principales  surgencias.    5.1.6.2 Ensayo de trazador simple (08/04/2011)    En el segundo ensayo se llevó a cabo la inyección de un solo trazador en un tramo de  cauce  perdedor  del  Arroyo  de  Buenavista,  en  el  área  de  los  Riscos  del  Lirio  (Figs.  5.14  y  5.20A y Tab. 5.8). Esta prueba se realizó durante el período de agotamiento, de modo que el  caudal  del  arroyo  era  exiguo  y  terminaba  infiltrándose  por  completo  pocos metros  aguas  abajo del tramo donde se inyectó.     A B   Figura 5.20. (A) Vista del Arroyo de Buenavista a su paso por los Riscos del Lirio (extremo NE de Sierra Hidalga),  en abril de 2011. (B) Inyección de uranina realizada el día 08/04/2011 en un tramo perdedor del arroyo (S­4, en  la  figura  5.14)  durante  el  ensayo  de  trazador  simple.  En  la  imagen  se  aprecia  el  caudal  que  terminaba  infiltrándose algunos metros aguas abajo, de aproximadamente 1 l/s.     Se  vertió  1  kg  de  uranina  (19:30  horas  del  día  08/04/2011)  en  una  “marmita  de  gigante”  de  grandes  dimensiones  esculpida  en  una  angostura  del  cauce  del  Arroyo  de  Buenavista, donde se infiltraba un caudal circulante próximo a 1 l/s (S­4; Tab. 5.8 y Figs. 5.14  y 5.20B). La inyección se realizó durante 10‐15 min.   ‐ 194 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  La uranina vertida en el tramo perdedor del Arroyo de Buenavista se detectó en las  aguas del manantial de Buenavista (M‐6, único punto de descarga controlado; Fig. 5.21) en  una  campaña  de  muestreo  puntual  realizada  el  día  24/04/2011  (16:00  horas),  16  días  después de la  inyección. La concentración de la sustancia  fue de 22,2 μg/l. La movilización  del  trazador  en  el  interior  del  acuífero  estuvo  condicionada,  en  gran  medida,  por  las  precipitaciones (49 mm) acaecidas en el mes de abril.      Figura 5.21. Concentración de uranina en varios puntos de agua superficial y subterránea a lo largo del Arroyo de  Buenavista en la campaña de muestreo puntual realizada el día 24/04/11, durante el ensayo de trazador simple.    La detección del uranina en el agua del manantial de Buenavista permite confirmar la  descarga  de  Sierra  Hidalga  hacia  el  Valle  del  Río  Turón  y,  además,  pone  de manifiesto  la  participación del área de los Riscos del Lirio en  la de recarga (por infiltración de las aguas  superficiales del Arroyo de Buenavista) de la surgencia.   Por  tanto,  los  resultados  de  esta  prueba  parecen  ser  coherentes  con  los  obtenidos  por  el  ensayo  de  trazadores  efectuado  en  la  misma  zona  en  febrero  de  2010,  aunque  en  condiciones hidrodinámicas de aguas bajas.    ‐ 195 ‐ 5.1.7. Síntesis hidrogeológica del acuífero de Sierra Hidalga    Los afloramientos carbonáticos que constituyen el acuífero de Sierra Hidalga ocupan  una extensión aproximada de 12,8 km2. Se trata de calizas y dolomías de edad jurásica, que  se  encuentran  especialmente  karstificadas  en  superficie,  con  relieves  de  tipo  ruiniforme  y  abundantes morfologías exokársticas. Las rocas carbonáticas forman parte de la estructura  anticlinal del Valle de Lifa, particularmente de la charnela y de su flanco S. El conjunto está  orientado según la dirección N45º E y presenta una inmersión hacia el NE. Al S y al E, limita  con margocalizas cretácicas mediante contactos generalmente estratigráficos, y al N y al O,  con  las arcillas con evaporitas  triásicas, que constituyen el núcleo del pliegue y el sustrato  del acuífero.    La descarga del sistema se produce en condiciones naturales hacia los bordes SO, por  los manantiales  de  Abusín  (M‐1)  y  de  Camarero  (M‐2)  que  vierten  sus  aguas  hacia  el  Río  Grande,  y NE,  a  través  de  la  surgencia  de  Buenavista  (M‐6),  que  descarga  hacia  el  arroyo  homónimo.  Las  cotas  de  surgencia  de  los  manantiales  y  el  drenaje  dirigido  hacia  ambos  extremos  del  acuífero,  pone  de  manifiesto  la  existencia  de  una  divisoria  hidrogeológica  (probablemente  coincidente  con  la hidrológica),  que divide  el  acuífero en dos  sectores.  La  desconexión hidrogeológica entre Sierra Hidalga y el sector occidental de Sierra Blanquilla,  que se deduce por criterios de cartografía geológica, es coherente con los resultados de las  pruebas de trazado artificial.   Los manantiales de Abusín y de Camarero, con caudales medios relativamente bajos,  muestran variaciones hidrodinámicas algo desfasadas con respecto a las precipitaciones. El  manantial de Buenavista  (M‐6), parece responder mucho más rápido  (velocidades de  flujo  en torno a 200 m/h), con crecidas de mayor magnitud (de varios órdenes) frente a la señal  de entrada. El estudio de las curvas de recesión de los dos primeros manantiales denota un  bajo  desarrollo  de  la  karstificación  (moderado  en  el  caso  de  Camarero)  de  los  sectores  acuíferos que drenan, con velocidades de infiltración lentas y agotamientos prolongados en  el tiempo. Los resultados hidrodinámicos de las pruebas de trazado efectuadas en el sector  centro‐oriental  del  acuífero  de  Sierra  Hidalga  permiten  constatar  el  comportamiento  típicamente  kárstico  de  la  surgencia  de  Buenavista,  que  debe  drenar  un  sector  acuífero  constituido por un sistema de conductos bien desarrollados y ampliamente jerarquizados.   Las  variaciones  de  temperatura  del  agua  en  los  manantiales  de  Abusín  y  de  Camarero, como respuesta a  la recarga, se producen de forma lenta, por  lo que favorece el  equilibrio  térmico  con  la  roca  acuífera.  Este  hecho  es  indicativo  del  bajo  grado  de  karstificación de  los sectores acuíferos que drenan. Los datos  de  temperatura del agua del  ‐ 196 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  manantial  de  Buenavista,  aunque  escasos,  muestran  variaciones  algo  mayores,  lo  cual  es  coherente con una karstificación más desarrollada en el sector NE acuífero.  Las facies hidroquímicas de las aguas drenadas por los manantiales de Abusín (M‐1)  y de Buenavista (M‐6) son bicarbonatadas‐cálcicas, mientras que,  las aguas de la surgencia  de  Camarero  (M‐2)  son  de  tipo  sulfatadas‐cálcicas.  Estas  últimas  muestran  una  mineralización  mucho  más  elevada,  debido  a  que  drenan  dolomías  en  contacto  con  el  sustrato  arcilloso‐evaporítico.  La  morfología  unimodal  de  las  curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  la  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  drenadas  por  los  manantiales  de  Abusín y de Camarero corrobora la baja variabilidad de la mineralización de las mismas. Este  hecho es coherente con la existencia de flujos relativamente lentos, de agua que se movilizan  a través de un sistema de fracturas y fisuras poco transmisivo.   En  condiciones de  alta  recarga,  el manantial  de Camarero  responde  con diluciones  bruscas  y  de  cierta magnitud  (proporcional  a  la  intensidad  del  evento  pluviométrico).  La  mayoría  de  parámetros  hidroquímicos  presentan  variaciones  de  cierta  cuantía,  particularmente los trazadores de infiltración rápida (COT y NO3‐). Este hecho no ocurre en  el manantial  de  Abusín,  por  lo  que  se  deduce  un  desarrollo  de  la  karstificación  algo más  elevado en  la zona no saturada del sector acuífero drenado por  el manantial de Camarero.  No obstante, las dimensiones de este sector acuífero parecen ser muy reducidas.  Por  consiguiente,  el  análisis de  las  respuestas naturales  indica que  los manantiales  que drenan la parte SO del acuífero de Sierra Hidalga responden con un cierto desfase frente  a las precipitaciones (tiempos de residencia relativamente prolongados). Dichas surgencias  muestran un comportamiento inercial y, por tanto, un cierto poder de regulación, si bien los  volúmenes de agua almacenados deben ser muy limitados, dada la reducida extensión de los  sectores  drenados  por  ambos  manantiales.  La  karstificación  está  poco  desarrollada  en  la  zona saturada y puede resultar algo más intensa en la zona no saturada en este borde SO del  acuífero.  En  lo  referente  al  sector  centro‐oriental  del  mismo,  las  elevadas  velocidades  de  flujo estimadas y las mayores variaciones de las respuestas naturales son características de  un mayor desarrollo de la karstificación, así como de un escaso poder de regulación natural  del acuífero.                ‐ 197 ‐   ‐ 198 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.2. EL ACUÍFERO DE SIERRA BLANQUILLA  5.2.1. Límites y geometría    Los relieves que configuran la Sierra Blanquilla, formados principalmente por calizas  y dolomías jurásicas, ocupan una extensión de 35,2 km2 (Figs. 5.22 y 5.23 y mapa geológico  adjunto).  Estas  rocas  presentan  una  estructura  anticlinal  en  “cofre”,  de  dirección NE‐SO  e  inmersión hacia el NE. Los materiales carbonáticos están  limitados, prácticamente en  todo  su  perímetro,  por  materiales  de  baja  permeabilidad,  margas  y  margocalizas  cretácicas,  aunque, al SO, se ponen en contacto con las arcillas con evaporitas del Triásico superior. En  el borde más occidental,  la sierra queda limitada por materiales detríticos del relleno de la  Depresión de Ronda: areniscas calcáreas y margas del Mioceno.   Al N  del  anticlinal  de  Sierra Blanquilla  se  encuentra  una  estructura  sinclinal,  en  el  Puerto del Viento,  cuyo núcleo está  constituido por margas y margocalizas cretácicas  (Fig.  5.23A; mapa  geológico  y  corte  geológico  E‐E´  adjuntos).  Al  S,  en  el  área  de  la  Fuensanta,  existe  una  estructura  plegada  sinclinal  formada  principalmente  por  materiales  cretácicos  (mapa  geológico  y  corte  geológico E‐E´  adjuntos).  El  tercio  occidental  de  Sierra Blanquilla  forma  parte  de  la  charnela  y  del  flanco  N  del  anticlinal  del  Valle  de  Lifa,  donde  afloran  formaciones triásicas arcilloso‐evaporíticas que constituyen el núcleo de la estructura (mapa  geológico y cortes geológicos F‐F´ e I‐I´ adjuntos).     5.2.2 Puntos de agua    En Sierra Blanquilla se localizan la mayoría de surgencias de la parte más meridional  del  área de estudio  (Tab. 5.11 y Fig. 5.22). El drenaje del  sector  central del  acuífero,  el de  mayor extensión,  se produce hacia el Valle del Río Turón (borde sur de  la sierra), por dos  manantiales permanentes  ‐los más caudalosos del  sistema‐: El Burgo  (M‐15, 600 m s.n.m.;  Figs. 5.23A y B y 5.24A) y Hierbabuena (M‐14, 645 m s.n.m.; Figs. 5.23B y 5.24B). Además,  existen dos surgencias estacionales –trop plein‐, que se activan tras períodos de abundantes  lluvias, Tp1‐Hierbabuena (M‐11, 655 m s.n.m.; Figs. 5.23B y 5.24C) y Tp2‐Hierbabuena (M‐9,  670 m s.n.m.; Figs. 5.23B y 5.24D). Sólo una parte de los recursos hídricos del manantial de  El  Burgo  (M‐15)  se  utiliza  para  abastecer  la  población  homónima  cercana  (Figs.  5.22  y  5.24A). La surgencia denominada Pista Turón (M‐10, 660 m s.n.m.; Fig. 5.22) emerge en el  cauce del Río Turón, únicamente durante las crecidas de gran magnitud, por  lo que parece  estar  influenciada  por  el  río,  mientras  que  el  manantial  de  Pista  Hierbabuena  (M‐13, ‐ 199 ‐ ‐ 200 ‐ Figura 5.22. Esquema hidrogeológico del acuífero de Sierra Blanquilla.  Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  680  m  s.n.m.;  Fig.  5.22)  constituye  el  drenaje  localizado  de  una  pequeña  extensión  de  materiales  cretácicos,  situados en  la margen derecha del Río Turón. En cualquier  caso,  los  dos últimos manantiales presentan escaso caudal.          Figura  5.23.  Cortes  hidrogeológicos  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla:  (A­A´)  corte  transversal  por  la  zona  de  descarga permanente hacia el Valle del Río Turón, y (B­B´) sección  longitudinal por el Río Turón, que muestra  las  relaciones hidráulicas entre manantiales, diques y río. Las direcciones aproximadas de estos cortes se indican en la  figura 5.22.       Por  otro  lado,  la  mayor  parte  de  la  descarga  del  sector  más  occidental  de  Sierra  Blanquilla  (Fig.  5.22  y  Tab.  5.11)  debe  producirse  de  forma  subterránea  hacia  el  acuífero  detrítico de la Depresión de Ronda (Barberá et al., 2012). El único punto de drenaje visible  tiene lugar por el manantial de Hidalga (M‐3, 855 m s.n.m.), aunque con caudales exiguos. El  agua  de  esta  surgencia  permanente  se  destina  a  abastecer  los  diseminados  que  se  encuentran  en  sus  inmediaciones y  como abrevadero para  el  ganado. En  la  antigüedad,  se  aprovechó para consumo de la ciudad de Ronda.     ‐ 201 ‐ x­UTM y­UTM Cota Término Tipo  Denominación  Referencia Uso [m] [m] [m s.n.m.] municipal Hidalga M‐3 313.532 4.068.782 855 Ronda Abastecimiento urbano Tp2­Hierbabuena M‐9 320.957 4.070.844 670 El Burgo Sin uso Pista Turón M‐10 321.558 4.071.148 660 El Burgo Sin uso Tp1­Hierbabuena M‐11 321.674 4.071.363 655 El Burgo Sin uso Pista Hierbabuena M‐13 322.718 4.071.880 680 El Burgo Fuente. Abrevadero Hierbabuena M‐14 322.084 4.071.882 645 El Burgo Sin uso El Burgo M‐15 323.107 4.072.284 600 El Burgo Abastecimiento urbano Víbora alta M‐17 323.877 4.077.673 1.030 El Burgo Abrevadero. INFOCA Chaparrillal M‐18 322.724 4.078.829 775 Ronda Abastecimiento privado Rabadán M‐19 322.844 4.079.209 710 Ronda Abastecimiento privado   Tabla 5.11. Características principales de los puntos de agua inventariados en el acuífero de Sierra Blanquilla.    A B C D   Figura 5.24.  (A) Área de descarga del manantial de El Burgo  (M­15) y presa de regulación de avenidas en el Río  Turón (abril de 2008). La flecha blanca señala la toma de abastecimiento de agua subterránea para el pueblo de El  Burgo. (B) Meandro del Río Turón hacia el que drena sus aguas el manantial de Hierbabuena (M­14; la flecha blanca  indica  su  localización),  inundado  tras  las  lluvias  de  abril  de  2008.  (C)  Vista  del  afloramiento  de margocalizas  cretácicas bajo el que descarga  sus aguas el manantial  trop plein Tp1­Hierbabuena, en diciembre de 2007, y  (D)  manantial trop plein Tp2­Hierbabuena, junto al Río Turón, en abril de 2008.  ‐ 202 ‐ Manantial Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Otros  manantiales  kársticos  (Tab.  5.11,  Fig.  5.22),  como  Rabadán  (M‐19,  710  m  s.n.m.), Chaparrillal (M‐18, 775 m s.n.m.) y Víbora Alta (M‐17, 1030 m s.n.m.) constituyen el  drenaje  visible  del  sector más  oriental  de  Sierra  Blanquilla,  en  concreto,  de  la  parte más  septentrional del Cerro de Juan Pérez (al NE del pico homónimo; Fig. 5.22). La surgencia de  Chaparrillal  (M‐18)  es  un  trop  plein  de  Rabadán  (M‐19)  y  ambas  se  aprovechan  para  abastecimiento  de  una  finca  privada.  El  manantial  de  Víbora  Alta  (M‐17)  se  utiliza  como  abrevadero para el ganado y como recurso para la lucha contra incendios.   Por último, no se conoce la existencia de sondeo alguno que capte el acuífero jurásico  de Sierra Blanquilla, ni de piezómetros de control.    5.2.3 Hidrodinámica  5.2.3.1 Datos de caudal      En  el  transcurso  del  período  de  investigación  se  ha  controlado  el  caudal  de  los  principales puntos de descarga del acuífero de Sierra Blanquilla. No obstante, se ha aforado  el  resto  de manantiales  inventariados,  por  lo  que  se  conoce,  al  menos,  la magnitud  de  la  descarga de todos los puntos. Salvo que se indique otra cosa, los caudales medios del período  de estudio se han calculado a partir de la integración del hidrograma.   La serie de datos de caudal de  los manantiales que constituyen  el área de descarga  más importante del acuífero (El Burgo, M‐15; Hierbabuena, M‐14; Tp1‐Hierbabuena, M‐11; y  Tp2‐Hierbabuena,  M‐9)  está  condicionada  por  la  dificultad  de  acceso  de  los  puntos,  la  mayoría  de  ellos  situados  en  secciones  del  río  muy  encajadas  y,  sobre  todo,  por  las  inundaciones de los puntos de surgencia durante las crecidas del Río Turón. Los manantiales  de  El  Burgo  y  de  Hierbabuena  están  afectados  por  diques  de  regulación  de  avenidas,  construidos a escasos metros aguas abajo de los manantiales (Figs. 5.23B y 5.24A‐B). De esta  forma, se eleva artificialmente el nivel piezométrico varios metros, hasta que se alcanza  la  cota de desagüe de los diques.    Para  el  control  hidrodinámico  del  acuífero,  se  ha  optado  por  hacer  aforos  diferenciales del caudal en el área de descarga hacia el Río Turón, debido a la presencia de  estas infraestructuras y a la falta de estaciones de aforo en los cursos fluviales y manantiales  del  área  de  estudio.  Así,  se  ha  medido  el  caudal  del  río  aguas  arriba  y  aguas  abajo  del  conjunto  de  manantiales,  en  las  secciones  T1  y  T2  (Figs.  5.22  y  5.23B),  respectivamente.  Además,  cuando  las  condiciones  hidrodinámicas  del  río  lo  han  permitido  (decrecida  y  agotamiento), se ha medido el caudal, por separado, de las cuatro surgencias principales que  drenan hacia el Valle del Río Turón.  ‐ 203 ‐   Los  datos  históricos  de  caudal  del manantial  de  El  Burgo  (M‐15)  (Tab.  5.12  y  Fig.  5.25A),  el  más  caudaloso  del  sistema,  realizados  con  micromolinete  por  el  IGME  ‐entre  febrero de 1975 y mayo de 2001‐, han estado comprendidos entre 2,2 (05/05/1994) y 731  l/s (03/05/1990), con un valor medio de 69 l/s. Durante el período de investigación se han  efectuado  29 medidas,  cuyo  valor medio  ha  sido  de  79  l/s,  ligeramente  superior  al  valor  histórico. Sin embargo, los valores de caudal deben ser mayores, puesto que, en ambas series  de  datos,  las  medidas  se  han  llevado  a  cabo  generalmente  en  condiciones  de  aguas  intermedias‐bajas. No se han registrado las puntas de crecida del manantial, a causa de las  frecuentes inundaciones de la zona de surgencia (Figs. 5.23B y 5.24A).          Denominación Período Nº de Qmáx Qmed * Qmín Qmáx/ cv  Fuente (Referencia) de registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín [%] Hidalga dic‐07 a dic‐09 6 10 2,1 0,1 100 ‐ Tesis (M­3) Tp2­Hierbabuena ene‐08 a may‐10 110 650 34 0 ‐ 224 Tesis (M­9) Tp1­Hierbabuena ene‐08 a may‐10 105 1.100 60 0 ‐ 208 Tesis (M­11) Hierbabuena ** feb‐81 a may‐01 36 364 73 0 ‐ 94 IGME (M­14) ago‐07 a may‐10 52 381 138 13,3 29 104 Tesis El Burgo ** feb‐75 a may‐01 37 731 69 2,2 332 62 IGME (M­15) ago‐07 a oct‐08 29 212 79 20 11 159 Tesis Tabla  5.12. Parámetros  estadísticos  de  las  series  de  datos  de  caudal medidos  en  los  principales manantiales  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla.  (*)  Caudal medio  calculado  a  partir  de  la  integral  del  hidrograma.  (**)  Registro  representativo sólo de condiciones hidrodinámicas de aguas intermedias­bajas.          El manantial de Hierbabuena (M‐14) cuenta con una serie histórica de caudal de 36  aforos, desde febrero de 1981 a mayo de 2001 (Tab. 5.12 y Fig. 5.25B). Los valores de caudal  varían  entre  0  (16/10/1996)  y  364  l/s  (06/05/1989).  El  valor medio  es  de  73  l/s.  En  el  transcurso  de  la  presente  investigación  se  han  efectuado  52  aforos  de  caudal  con  micromolinete. Los valores mínimo, medio y máximo fueron 13,3 (27/11/2009), 138  l/s y  381 (09/05/2008), respectivamente. En esta surgencia, al igual que ocurre con el manantial  de  El  Burgo  (M‐15),  los  aforos  sólo  se  han  podido  llevar  a  cabo  en  épocas  de  aguas  intermedias‐bajas,  por  lo  que  las  puntas  de  crecida  no  se  han  registrado.  No  obstante,  el  manantial de Hierbabuena suele permanecer menos tiempo inundado (Figs. 5.23B y 5.24B).  Por otra parte,  en  las dos  surgencias de  tipo  trop plein, Tp1‐Hierbabuena  (M‐11) y  Tp2‐Hierbabuena (M‐9) ‐asociadas al manantial de Hierbabuena, M‐14‐ (Figs. 5.22, 5.23B y  5.24C y D), se han realizado 105 y 110 aforos, respectivamente, entre enero de 2008 y mayo  de 2010 (Tab. 5.12). Para ello, se ha utilizado micromolinete,  en situaciones de decrecida y  agotamiento, y salinómetro (método de dilución con sal) en condiciones de aguas altas, dada  ‐ 204 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  la falta de secciones regulares y la gran magnitud de los caudales drenados. Los caudales del  manantial  de  Tp1‐Hierbabuena,  el  trop  plein  situado  a  menor  cota  y  más  próximo  al  manantial  permanente  (Figs.  5.22  y  5.23B),  estuvieron  comprendidos  entre  0  y  1.100  l/s  (20/10/2008), con un valor medio de 60 l/s (Tab. 5.12). Por otro lado, los caudales mínimo,  medio  y  máximo  de  la  surgencia  de  Tp2‐Hierbabuena  fueron  de  0;  34  y  650  l/s  (14/01/2010), respectivamente.      Figura 5.25. Registro histórico de caudales de los manantiales permanentes (El Burgo, M­15, y Hierbabuena, M­14)  que constituyen la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón. Precipitaciones mensuales registradas  en la estación de Ronda­CSE. Los datos de caudal han sido facilitados por el IGME.      El resto de manantiales que drenan el acuífero de Sierra Blanquilla (Tabs. 5.11 y 5.12  y Fig. 5.22) cuentan con un registro de aforos muy limitado. En el sector occidental de Sierra  Blanquilla, los caudales de la surgencia denominada Hidalga (M‐3) estuvieron comprendidos  entre 0,1  (28/12/2007)  y 10  l/s  (20/03/2009). El  caudal medio  ‐valor medio aritmético‐,  estimado a partir de las 6 medidas realizadas (diciembre de 2007 a diciembre de 2009), es  de 2,1  l/s  (Tab. 5.12). En  los manantiales que drenan el Cerro  de  Juan Pérez (Tabs. 5.11 y  5.12  y  Fig.  5.22),  Rabadán  (M‐19)  y  Chaparrillal  (M‐18),  se  realizaron  2  aforos  con  micromolinete  el  día  06/03/2009,  con  un  valor  de  caudal  de  55,3  l/s  y  35,9  l/s,  ‐ 205 ‐ respectivamente. Además, en la primera surgencia, la DGOH‐GHUMA (1995) hizo un aforo de  caudal en mayo de 1994 (en condiciones climáticas secas), con un resultado de 3 l/s.      5.2.3.2. Descripción de  los  hidrogramas de  los manantiales del Río  Turón  5.2.3.2.1   Manantiales permanentes: El Burgo  (M­15) y Hierbabuena  (M­ 14)    Los hidrogramas de estas surgencias muestran aumentos de caudal relacionados con  los  principales  eventos  pluviómetros  registrados  durante  el  período de  investigación  (Fig.  5.26A  y B).  Se  registran,  generalmente,  varias  crecidas  a  lo  largo del  año hidrológico,  que  tienen lugar a principios de otoño, durante el invierno y en la época de primavera (Fig. 5.26A  y  B).  En  esta  última  estación  (abril‐mayo),  sólo  se  producen  variaciones  significativas  de  caudal si las precipitaciones son abundantes (p.e. 152 mm, en abril de 2008). Los tiempos de  respuesta de  los manantiales  son  difíciles de precisar habida  cuenta de  la periodicidad de  muestreo (a veces insuficiente) y de la intermitencia del registro, debido a las inundaciones  de los puntos de descarga durante las crecidas del Río Turón.   Sin embargo, el hidrograma del manantial de Hierbabuena (M‐14), permite observar  agotamientos muy prolongados en el tiempo (Fig. 5.26B), con una duración variable entre 4  meses (aguas bajas de 2007/08) y medio año (estiaje de 2008/09).     5.2.3.2.1  Manantiales  trop  plein:  Tp1­Hierbabuena  (M­11)  y  Tp2­ Hierbabuena (M­9)      Los hidrogramas de las dos surgencias trop plein muestran una morfología en dientes  de  sierra,  que  evidencia  variaciones  de  caudal muy bruscas  y de  gran magnitud  en  cortos  intervalos de tiempo (Fig. 5.26C y D). Así, por ejemplo, en la surgencia Tp1‐Hierbabuena (M‐ 11) se registró un caudal de 1.100 l/s en apenas 1 día (octubre de 2008), como respuesta a  un  episodio  de  precipitación  de  51  mm  precedido  de  varios  períodos  de  lluvias  (se  registraron 227 mm antes del evento de recarga, entre septiembre y octubre).   Las  crecidas más  importantes  se  producen  en  la  transición  de  aguas  bajas  a  altas,  generalmente a comienzos de otoño (octubre de 2008 y diciembre de 2009). No obstante, la  magnitud de estas variaciones depende de la cuantía e intensidad de las precipitaciones que  las generan y del estado hidrodinámico del acuífero previo al evento de recarga. En muchos  casos, estas fuertes crecidas son de corta duración (abril de 2008, marzo de 2009 y enero y  febrero de 2010; Fig. 5.26C), por lo que el caudal de la surgencia se agota rápidamente, casi  ‐ 206 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  por  completo,  en  cuestión  de  pocos  días.  Una  vez  se  establece  la  decrecida  en  los  manantiales  permanentes  (El  Burgo  y  Hierbabuena),  las  surgencias  estacionales  dejan  de  funcionar:  por  lo  general,  primero  lo  hace  Tp2‐Hierbabuena,  situada  a  mayor  cota,  y  posteriormente Tp1‐ Hierbabuena.      Figura 5.26. Hidrogramas de los manantiales que constituyen la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río  Turón  (período de  investigación). Los  espacios  sombreados de gris  indican  los períodos de  tiempo  en  los que  los  manantiales  permanentes  (A, B)  estuvieron  inundados  y,  en  las  surgencias  trop  plein  (C, D),  que  no  se  hicieron  medidas de caudal. El registro de precipitaciones diarias corresponde a la estación meteorológica de Añoreta (véase  situación en la figura 5.22).     Se  ha  determinado  el  caudal  de  los  manantiales  permanentes  a  partir  del  cual  se  agotan  las  surgencias  trop plein.  Para  ello,  se  han  comparado  los  valores  de  caudal  de  los  diferentes manantiales del Río Turón, permanentes y trop pleins, medidos el mismo día, con  los caudales netos de descarga subterránea obtenidos a partir de aforos diferenciales en el  río.  Se  estima  que,  por  debajo  de  un  valor  de  caudal  próximo  a  1.100  l/s,  la  descarga  ‐ 207 ‐ subterránea  neta  se  debe  exclusivamente  a  las  aportaciones  de  los  manantiales  permanentes: El Burgo y Hierbabuena.     5.2.3.2.3 Descarga subterránea neta hacia el Valle del Río Turón      La respuesta hidrodinámica conjunta de los manantiales (permanentes y de tipo trop  plein) que drenan el borde S del acuífero de Sierra Blanquilla se ha determinado sustrayendo  el caudal del Río Turón medido en la sección T1 al registrado en la sección T2 (Figs. 5.22 y  5.23B).   Los  hidrogramas  de  los  tres  años  hidrológicos  que  constituyen  el  período  de  investigación  muestran  variaciones  de  caudal  rápidas,  con  picos  muy  marcados  y  puntiagudos, cuya magnitud depende de la cantidad, intensidad y distribución de las lluvias  que las ocasionan (Fig. 5.27).         Figura 5.27. Hidrogramas de la descarga subterránea neta de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón durante  el período de investigación (años hidrológicos de 2007/08 a 2009/10).  En cada uno de los años considerados se registran, generalmente, de 2 a 3 crecidas  importantes.  En  el  año  hidrológico  2007/08  (Fig.  5.27A),  las  variaciones  de  caudal  más  significativas  se  deben  a  las  lluvias  de  primavera,  que  fueron  más  abundantes  y  ‐ 208 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  concentradas en el tiempo que en el resto de períodos lluviosos (otoño e invierno). Durante  el  año  2008/09  (Fig.  5.27B),  cuando  las  lluvias  fueron más  abundantes  y  estuvieron más  homogéneamente  distribuidas  en  el  tiempo,  las  crecidas  más  sustanciales  se  repartieron  entre octubre, diciembre y febrero, de manera que la de este último mes fue la de magnitud  más elevada. Por lo que respecta al año hidrológico 2009/10 (Fig. 5.27C), se produjeron las  crecidas de mayor cuantía del período de investigación, que tuvieron lugar entre diciembre y  marzo, período en el que se registró el 80 % de la precipitación total anual (véase apartado  3.3 de esta Memoria).    La magnitud de las crecidas está influenciada principalmente por la intensidad de las  lluvias que las generan, aunque también por el estado hidrodinámico del acuífero previo a la  recarga. Esto se observa claramente en el período más húmedo (diciembre a marzo) del año  hidrológico 2009/10 (Fig. 5.27C), en el que registró la mayor crecida, con un caudal punta de  18.000 l/s. Dicha crecida tuvo lugar al final del período, cuando los niveles piezométricos en  el  acuífero estaban mucho más elevados,  tras una  lluvia de 122 mm, mientras que  las dos  crecidas anteriores, de inferior magnitud, se produjeron a partir de lluvias más abundantes,  de 190 mm.    Los  componentes  del  hidrograma  ‐tiempos  de  respuesta  y  de  crecida‐  estimados  teniendo en cuenta la periodicidad de medida, son muy variables, aunque siempre de pocos  días.  Así,  por  ejemplo,  durante  la  primera  crecida  hidrodinámica  significativa  del  año  2009/10,  a  finales  de  diciembre  (20/12/2009),  las  precipitaciones  ocasionaron  una  variación de caudal de 66 a 1.435 l/s en apenas 2 días (Fig. 5.27C). Transcurridos 2 días más,  las lluvias acaecidas generaron una nueva crecida de caudal, hasta alcanzar la punta (16.230  l/s el día 22/12/2009). En cambio, los agotamientos pueden prolongarse en el tiempo, entre  4 y 9 meses (años 2007/08 y 2008/09, respectivamente).     5.2.3.3  Análisis  de  las  curvas  de  agotamiento  del  manantial  de  Hierbabuena (M­14)       Se  han  considerado  los  períodos  correspondientes  a  los  estiajes  de  los  años  hidrológicos  2007/08  y  2008/09,  con  objeto  de  analizar  las  curvas  de  agotamiento  del  manantial  de Hierbabuena  (M‐14) mediante  la metodología  de Mangin  (1970,  1975).  Esta  surgencia es, de las dos permanentes, la menos afectada (se inunda durante menos tiempo)  por la influencia de los diques que laminan las crecidas del Río Turón (Fig. 5.23B).    Las dos curvas de agotamiento analizadas (Fig. 5.28A y C y Tab. 5.13) presentan una  duración comprendida entre 111 días (2007/08) y 144 días (2008/09). Los coeficientes de  agotamiento (α) calculados muestran una magnitud parecida, del orden de 10‐2 días‐1. Estos  ‐ 209 ‐ valores  indican  que  el  vaciado  del  acuífero  se  produce  de  forma  rápida,  probablemente  debido a la existencia de una red de drenaje kárstico.     Año Da α Vd Vt Manantial hidrológico  [días] k[días‐1] [hm3] [hm3] 2007/08 111 1,44E‐02 1,14 4,35 0,27 Hierbabuena (M­14) 2008/09 144 1,23E‐02 0,88 6,09 0,14   Tabla 5.13. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de agotamiento del manantial de Hierbabuena  (M­14)  correspondientes  a  los  años  hidrológicos  2007/08  y  2008/09.  Parámetros  deducidos:  duración  del  agotamiento, Da;  coeficiente de agotamiento,  α;  volumen dinámico, Vd;  volumen de  tránsito, Vt;  y parámetro de  Mangin (1970, 1975), k.      Figura 5.28. Curvas de agotamiento del manantial de Hierbabuena (M­14) correspondientes a los años hidrológicos  2007/08 y 2008/09 (A y C) y porcentaje de volumen dinámico drenado (B y D) en el supuesto caso de mantenerse las  condiciones de agotamiento.    El  volumen  dinámico  drenado  por  el  manantial  (Tab.  513)  es  mayor  en  el  año  hidrológico 2007/08 (1,14 hm3) que en 2008/09 (0,88 hm3). No obstante, conviene recordar  que  la  surgencia  estudiada  se  encuentra  parcialmente  regulada  por  un  dique  (Fig.  5.23B),  por lo que los coeficientes de agotamiento obtenidos podrían ser aún mayores.  ‐ 210 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  La representación del porcentaje de volumen dinámico frente al tiempo (Fig. 5.28B y  D) indica que el vaciado de la zona saturada del acuífero se produce de forma rápida. Si las  condiciones de agotamiento se mantuvieran a lo largo del tiempo, serían necesarios entre 50  (2007/08) y 60 días (2008/09) para drenar la mitad del volumen dinámico estimado. Estos  valores  ponen  de  manifiesto  la  baja  capacidad  de  regulación  natural  del  sistema,  característica de acuíferos típicamente kársticos.     Los  valores  del  parámetro k varían  entre  0,14  y 0,27  (Tab.  5.13),  en  las  curvas de  agotamiento  analizadas  de  los  años  hidrológicos  2008/09  y  2007/08,  respectivamente.  Según la metodología de Mangin (1970, 1975), estos valores son propios de sistemas de tipo  kárstico.      5.2.3.4 Análisis  de  las  curvas  de  recesión  de  la  descarga  de  Sierra  Blanquilla hacia el Valle del Río Turón      Se han seleccionado dos curvas de recesión, correspondientes a los años hidrológicos  2007/08  y  2008/09,  obtenidas  a  partir  de  la  serie  de  caudales  netos  de  descarga  subterránea determinados mediante aforos diferenciales en el Río Turón (T2‐T1; Fig. 5.23).  Los  principales  resultados  que  se  desprenden  del  estudio  de  las  curvas  de  recesión  se  recogen en la tabla 5.14 y se representan en la figura 5.29.    Año D η  ε D α Vd Vt Manantial d a hidrológico [días] [días‐1]  [días‐1 i ]  [días] [días‐1] [hm3 3 k ] [hm ] Descarga 2007/08 33 0,0303 0,0823 0,81 108 8,98E‐03 2,72 4,13 0,66 subterránea hacia el Río Turón 2008/09 43 0,0233 0,0304 0,90 93 6,11E‐03 2,48 29,64 0,08   Tabla 5.14. Resultados obtenidos a partir del análisis de  la curva de recesión de  la descarga de Sierra Blanquilla  hacia el Río Turón  (años hidrológicos 2007/08 y 2008/09). Parámetros deducidos: duración de  la decrecida, Dd;  coeficiente de velocidad de infiltración, η; coeficiente de heterogeneidad, ε; parámetros de Mangin (1970, 1975), i y  k; duración del agotamiento, Da; coeficiente de agotamiento, α; volumen dinámico, Vd; y volumen de tránsito, Vt.    Los  tiempos  de  decrecida  estimados  son  de  33  días,  en  la  curva  de  recesión  de  2007/08,  y  43  días,  en  la  de  2008/09  (Tab.  5.14).  Los  coeficientes  de  velocidad  de  infiltración  (η)  y  heterogeneidad  (ε)  están  comprendidos  entre  0,0303  y  0,0823  días‐1  (2007/08)  y  0,0233  y  0,0304  días‐1  (2008/09),  respectivamente.  Estos  datos  reflejan  una  transferencia relativamente rápida de los volúmenes de agua a través de la zona no saturada  del  acuífero,  que  resulta  algo más  lenta  en  la  decrecida  de  2008/09.  La  concavidad  de  la  función  y  (Fig.  5.29B  y  D)  es más marcada  en  la  curva  del  año  2007/08,  lo  que  pone  de  ‐ 211 ‐ manifiesto  que  la  disminución  de  los  caudales  se  llevó  a  cabo  de  forma  rápida,  particularmente en este último caso.       Figura 5.29. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) de la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón (A y  C)  y  gráficos  de  la  función  y  y  porcentaje  de  volumen  dinámico  (B  y D)  en  el  supuesto  caso  de mantenerse  las  condiciones de agotamiento.    Los  valores  del  parámetro  i  (Tab.  5.14)  varían  entre  0,81  (2007/08)  y  0,90  (2008/09).  Según  Mangin  (1970,1975),  el  sistema  se  clasificaría  como  complejo  y  de  grandes  dimensiones.  Esta  diferencia  en  los  valores  del  parámetro  i  podría  estar  condicionada  por  las  marcadas  diferencias  climatológicas  existentes  entre  los  dos  años  hidrológicos  considerados  (mayor  pluviometría  en  el  año  hidrológico  2008/09),  con  la  activación  de  zonas  del  acuífero  (saturación  de  elementos  de  la  red  kárstica)  que  entran  normalmente  en  funcionamiento  a  partir  de  un  umbral  hidráulico  determinado.  La  existencia  de  diques  de  regulación  de  avenidas  en  las  inmediaciones  de  los  principales  manantiales podría modificar el régimen de descarga y, por tanto, influir en dicha diferencia.   Las  dos  curvas  de  recesión  presentan  períodos  de  agotamiento,  de  93  días  de  duración  en  la  curva  del  año  2008/09  y  de  108  días  en  la  de  2007/08,  y  coeficientes  (α)  parecidos,  en  ambos  casos  próximos  a  10‐2  días‐1  (Tab.  5.14).  Los  volúmenes  dinámicos  ‐ 212 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  drenados en dichos períodos también son muy similares: 2,48 hm3 en el agotamiento del año  2008/09 y 2,72 hm3 en el de 2007/08. En cambio, el volumen de tránsito del año 2008/09  (29,64 hm3) supera ampliamente el del año hidrológico anterior (4,13 hm3). Todo lo anterior  indica que el volumen saturado del acuífero debe drenarse de forma relativamente rápida.     En condiciones de agotamiento (Fig. 5.29C y D), el 50 % del volumen dinámico (Vd)  se  drenaría  en  un  período  de  tiempo  comprendido  entre  80  días  (2007/08)  y  115  días  (2008/09), lo que revela una escasa capacidad reguladora del acuífero.    Los  valores  obtenidos  del  parámetro  k  (Vd/Vt)  se  sitúan  entre  0,08  y  0,66  (Tab.  5.14),  por  lo  que,  atendiendo  a  los  criterios  de  Mangin  (1970,  1975),  se  trataría  de  un  sistema de tipo kárstico y/o de tipo poroso. Esta diferencia en  la clasificación de acuíferos  carbonáticos podría atribuirse la existencia de diques a lo largo del   Río Turón,  localizados  aguas  abajo  de  los principales manantiales,  que parecen  condicionar  la descarga de  aguas  subterráneas de Sierra Blanquilla y la escorrentía superficial.    En  el  gráfico  de  la  figura  5.30,  en  el  que  se  representan  conjuntamente  los  parámetros  de  Mangin  (1975),  se  observa  cómo  los  puntos  obtenidos  se  incluyen  en  los  dominios  IV  (curva de  recesión de  2008/09)  y V  (2007/08).  Estos  campos  caracterizan  a  sistemas complejos y poco o nada karstificados, respectivamente.       Figura  5.30. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan los valores obtenidos a partir del análisis de las curvas de recesión de la descarga de Sierra Blanquilla  hacia el Valle del Río Turón, en los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09.    ‐ 213 ‐ 5.2.4. Hidrotermia    El registro hidrotérmico disponible se ha obtenido a partir de las medidas puntuales  de temperatura del agua de los principales manantiales de Sierra Blanquilla, en especial de  los que constituyen el área de descarga hacia el Río Turón, así como del registro (continuo)  horario de este parámetro físico en la surgencia de El Burgo (M‐15). También se ha medido  la temperatura de las aguas superficiales del Río Turón, aguas arriba (T1) y aguas abajo (T2)  de los 4 manantiales principales (Figs. 5.22 y 5.23B).   La temperatura media de las aguas subterráneas durante el período de investigación  (Tab. 5.15) varía entre 13,4 ºC, en el manantial de Tp1‐Hierbabuena (M‐11), y 14,8 ºC, en el  de  Hidalga  (M‐3).  En  dichas  surgencias  se  registraron  también  los  valores  puntuales  mínimos (Tp1‐Hierbabuena) y máximos (Hidalga) de temperatura: 11,5 ºC (14/01/2008) y  16,2 ºC (07/08/2008), respectivamente.  Las aguas de los manantiales permanentes, El Burgo (M‐15) y Hierbabuena (M‐14),  muestran un valor medio de  temperatura similar, en  torno a 14,5 ºC (Tab. 5.15), mientras  que  las  de  las  surgencias  de  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  de  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9)  presentan  valores  medios  de  temperatura  de  13,4  y  14,6  ºC,  respectivamente.  Los  coeficientes  de  variación  de  este  mismo  parámetro  están  comprendidos  entre  2  (Tp2‐ Hierbabuena) y 7 % (Tp1‐Hierbabuena).   En  las  aguas  de  las  surgencias  de  El  Burgo  y  de  Tp1‐Hierbabuena  se  registran  los  valores  mínimos  de  temperatura  de,  al  menos,  1  ºC  por  debajo  de  los  del  resto  de  manantiales  (Tab.  5.15),  cuyas  cotas  de  surgencia  son  parecidas.  El  valor  de  amplitud  térmica para sendos manantiales es de 3,8 ºC, mientras que los coeficientes de variación de  la temperatura de las aguas son los más altos de todos los manantiales considerados (junto  con el de Hidalga) y varían entre 6 % (El Burgo) y 7 % (Tp1‐Hierbabuena).   La figura 5.31 muestra las variaciones de temperatura de las aguas drenadas por los  manantiales  de  Sierra  Blanquilla  que  drenan  hacia  el  Río  Turón  y  del  caudal  neto  de  descarga subterránea de la sierra, así como la distribución de la precipitación y temperatura  del aire registradas en la estación meteorológica de Añoreta durante el período de estudio.   La  evolución  de  la  temperatura  de  las  aguas  drenadas  por  los  manantiales  está  claramente  influenciada  por  las  fluctuaciones  de  la  temperatura  ambiental  (Fig.  5.31)  y,  a  excepción  de  la  surgencia  de  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9),  muestra  una  clara  variación  estacional, de acuerdo con la temperatura ambiente.  En el manantial de El Burgo (M‐15), la temperatura del agua es algo más elevada que  en el de Hierbabuena (M‐14), sobre todo en estiaje, época en la que se dispone de un registro  ‐ 214 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  más completo de este último (Fig. 5.31). A pesar de esta diferencia, la temperatura del agua  de ambas surgencias permanentes varía casi de forma simultánea.     Denominación Cota Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv (Referencia) [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Hidalga  feb‐08 a dic‐09 P 6 16,2 14,8 14 2,2 6855 (M­3) 19‐24/02/2010 C 37 14,9 14,3 13,3 1,6 3 Tp2­Hierbabuena 670 dic‐07 a mar‐10 P 49 15 14,6 13,3 1,7 2 (M­9) Tp1­Hierbabuena 655 dic‐07 a may‐10 P 64 15,3 13,4 11,5 3,8 7 (M­11) Hierbabuena * 645 ago‐07 a may‐10 P 61 15,2 14,5 13,5 1,7 3 (M­14) El Burgo ago‐07 a may‐10 P 138 15,9 14,4 12,7 3,2 6600 (M­15) nov‐07 a jun‐10 C 19.032 15,9 14,6 12,1 3,8 5 Chaparrillal  775 06/03/2009 P 1 13,4 ‐ 13,4 ‐ ‐ (M­18) Rabadán 710 06/03/2009 P 1 13,2 ‐ 13,2 ‐ ‐ (M­19)   Tabla 5.15. Principales parámetros estadísticos (valores máximo Tmáx., promedio Tmed., mínimo Tmín., amplitud  y  coeficiente  de  variación  ­en %­,  cv)  de  los  datos  de  temperatura  de  las  aguas  drenadas  por  las  principales  surgencias  de  Sierra  Blanquilla  durante  el  período  de  investigación.  La  serie  de  datos  puede  ser  puntual  (P)  o  continua (C). (*) Registro representativo sólo de condiciones hidrodinámicas de aguas intermedias­bajas.    De  la  temperatura  del  agua  del  manantial  de  Tp2‐Hierbabuena  (ubicado  a  mayor  cota), más  elevada  que  la  del  resto  de  surgencias  en  condiciones  de  aguas  altas  (enero  a  mayo de 2008, noviembre de 2008 a marzo de 2009 y diciembre de 2009 a marzo de 2010;  Fig.  5.31)  y  del  mínimo  coeficiente  de  variación  de  este  parámetro  (2  %;  Tab.  5.15),  se  deduce que el manantial  trop plein debe drenar aguas almacenadas en el acuífero durante  mayor tiempo, probablemente de zonas algo más profundas.  La  oscilación  estacional  de  la  temperatura  del  agua  se  interrumpe  bruscamente  durante  los  períodos  de  recarga  (Fig.  5.31),  tanto  más  cuanto  mayor  y  más  rápida  es  la  mezcla  de  las  aguas  de  reciente  infiltración  con  el  volumen  de  agua  almacenado  en  el  acuífero. Por lo tanto, las evoluciones de la temperatura de las aguas de manantial parecen  responder también a la señal de infiltración en el acuífero.   En  detalle,  cada  evento  de  precipitación  tiene  asociado  pequeños  descensos  de  temperatura de  las  aguas, de varias décimas de  ºC,  aunque  rápidamente  retornan al  valor  previo  a  la  recarga  (Fig.  5.31).  Las  aguas  de  recarga  alcanzarían  el  equilibrio  con  la  temperatura  ambiental  (más  baja  durante  los  períodos  de  recarga)  en  el  conjunto  suelo‐ epikarst‐zona no saturada del acuífero (Jeannin, 1990), antes de ser movilizada rápidamente  hacia el manantial, como consecuencia de la transferencia de presión hidráulica ejercida por  cada nuevo volumen de agua infiltrada.    ‐ 215 ‐       Figura 5.31. Evolución de la temperatura del agua subterránea drenada por los principales manantiales del acuífero  de Sierra Blanquilla durante el período de investigación (2007­2010). El registro de precipitación y de temperatura  del aire corresponde a la estación meteorológica de Añoreta.       En  la parte central del acuífero de Sierra Blanquilla,  las características  térmicas de  las aguas de los principales manantiales ponen de manifiesto una organización variable del  drenaje kárstico. Así, los sectores acuíferos drenados por los manantiales de El Burgo (M‐15)  y  de  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  parecen mostrar  un  elevado  desarrollo  de  la  karstificación,  con  un  sistema  de  conductos  kársticos  altamente  transmisivos.  En  cambio,  el  funcionamiento hidrotérmico de la surgencia de Tp2‐Hierbabuena (M‐9) denota una mayor  inercia en las variaciones de temperatura de sus aguas, probablemente porque drena aguas  almacenadas en el acuífero, previamente equilibradas con la temperatura de la roca.  No  obstante,  cabe  señalar  que  las  presas  construidas  en  las  cercanías  de  los  manantiales permanentes, que elevan de forma artificial el nivel piezométrico en las zonas  de descarga, así como la inundación parcial de las surgencias de tipo trop plein, a causa de las  continuas crecidas del Río Turón, podrían favorecer la interacción de las aguas superficiales  ‐ 216 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  con las aguas subterráneas en determinados tramos del cauce (Fig. 5.24C y D), por lo que el  registro hidrotérmico se vería afectado en cierta medida (disminuye la temperatura del agua  subterránea).     5.2.5 Hidroquímica  5.2.5.1 Composición química de las aguas. Distribución espacial      Los  principales  resultados  obtenidos  a  partir  de  las  investigaciones  hidrogeoquímicas llevadas a cabo en Sierra Blanquilla se han publicado en varios artículos,  revistas  y  libros  científicos,  entre  los  que  cabe  destacar  los  trabajos  de Barberá  y  Andreo  (2008 y 2012; este último adjunto en el anexo 4 de esta Memoria).    Las  aguas  del  acuífero  presentan  facies  hidroquímica  bicarbonatada‐cálcica  (Fig.  5.32),  salvo  en  el  manantial  de  Hidalga  (M‐3),  cuyas  aguas  muestran  facies  de  tipo  bicarbonatada‐sulfatada  cálcica.  La  naturaleza  carbonática  de  las  formaciones  acuíferas  jurásicas  (calizas  y  dolomías)  condiciona  el  tipo  de  facies  carbonatada  predominante.  En  cambio,  las  facies  sulfatadas  se  deben  a  los  materiales  evaporíticos  triásicos  del  sustrato  acuífero (yeso y anhidrita).          Figura  5.32. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las  aguas  subterráneas  del  acuífero de Sierra Blanquilla durante el período de investigación.  ‐ 217 ‐ Las aguas drenadas por los manantiales presentan una composición química similar  y,  en  general,  una mineralización muy  débil  (Tab.  5.16),  a  excepción  de  las  del manantial  Hidalga. Los valores medios de conductividad eléctrica (CE) están comprendidos entre 291  µS/cm,  en  la  surgencia  denominada  Pista Turón  (M‐10),  y  763 µS/cm,  en  el manantial  de  Hidalga.  El  valor  promedio  de  la  CE  de  todas  las  aguas  es  377  µS/cm.  El  coeficiente  de  variación  de  este  parámetro  es  relativamente  bajo,  3‐6  %  (Tab.  5.16).  Según  la  interpretación  clásica  de  la  mineralización  de  las  aguas  (Shuster  y  White,  1971),  los  acuíferos estudiados tendrían un funcionamiento hidrogeológico de tipo difuso. No obstante,  esta  apreciación preliminar  debe  ser  tomada  con  cierta  cautela  hasta  que  sea  contrastada  con el resto de métodos de investigación de acuíferos kársticos.  En el área de descarga hacia el Río Turón, los mayores valores medios de alcalinidad  (TAC) y  los contenidos medios de Ca+2 se registran en  las aguas del manantial de El Burgo  (M‐15) (Tab. 5.16), mientras que las mayores concentraciones de Mg+2, por término medio,  se detectan  en  la  surgencia de Tp2‐Hierbabuena  (M‐9).  Estos  componentes hidroquímicos  proceden  fundamentalmente  de  la  disolución  de  los minerales  de  origen  carbonático  que  constituyen  las rocas acuíferas: calcita y dolomita. La disolución de calcita aporta  la mayor  proporción de TAC y Ca+2 en las aguas y la disolución dolomita, además de los dos anteriores,  proporciona los contenidos de Mg+2. La diferencia entre las concentraciones de Ca+2 y Mg+2 en  las  aguas  se  debe  a  dos  factores  principales  (Langmuir,  1971;  Plummer  et  al.,  1979;  Busenberg  y  Plummer,  1982;  Palmer  y  Cherry,  1984;  Appelo  et  al.,  1984;  White,  1988;  Parkhurst  y Appelo, 1999):  a  la mayor disponibilidad de  calcita  frente  a dolomita, dada  la  mayor extensión de afloramientos calizos, y a las diferencias en la cinética de disolución de  ambas especies minerales, más rápida en el  caso de  la  calcita      (‐logKcalcita: 8.48) que en  la  dolomita (‐logKdolomita: 16.54).   Exceptuando el manantial de Hidalga, los valores medios más elevados de Na+ y Cl‐ se  detectan en  las aguas del manantial de El Burgo y  los de SO4‐2 en el de Hierbabuena  (Tab.  5.16). Las concentraciones medias de K+ son similares en todas  las aguas drenadas por  las  surgencias  del  Río  Turón.  Los  contenidos  de  Cl‐,  junto  con  los  de  Na+,  proceden  de  la  reconcentración por evaporación de las aguas de recarga en las zonas más superficiales del  acuífero (Schöeller, 1962), especialmente en el suelo y el epikarst. Las concentraciones más  elevadas de SO4‐2 se deben a la disolución de anhidrita y yeso, que se hallan diseminados en  las  arcillas  con  evaporitas  triásicas,  en  la  base  del  acuífero  carbonático  jurásico  de  Sierra  Blanquilla.         ‐ 218 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ ­2 + + +23 SO4 Na K Ca Mg +2 pH logPCO2 ISCAL ISDOL [µS/cm] [ºC] [mg/l] n 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 mín 732 14,0 7,3 0,14 307 0,3 7,7 0,1 193,1 5,6 0,9 123,8 38,2 ‐2,47 0,16 ‐0,51 máx 793 16,2 7,9 1,51 318 0,4 10,0 3,9 267,9 7,2 2,0 161,6 46,3 ‐1,93 0,72 0,68 med 763 14,7 7,5 0,36 312 0,3 8,5 2,3 222,0 6,2 1,4 138,5 41,6 ‐2,12 0,37 ‐0,07 cv 3 5 3 140 1 13 9 48 11 8 25 9 6 9 53 625 n 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 48 mín 271 13,3 7,5 0,23 186 0,0 2,4 1,4 2,5 2,3 0,1 52,4 6,1 ‐2,61 ‐0,06 ‐1,25 máx 334 15,0 7,8 0,78 224 0,1 6,9 13,5 6,2 3,8 1,2 72,1 10,8 ‐2,23 0,33 ‐0,41 med 309 14,5 7,6 0,37 205 0,0 4,4 4,7 4,0 2,7 0,4 63,5 8,3 ‐2,43 0,15 ‐0,86 cv 5 2 1 30 6 16 25 48 18 12 57 8 13 4 64 22 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 283 13,7 7,2 0,61 186 0,1 2,4 1,8 3,5 2,5 0,3 64,1 1,8 ‐2,36 ‐0,38 ‐2,40 máx 298 15,1 7,5 0,89 203 0,1 5,0 6,5 4,4 2,9 0,4 68,9 2,9 ‐2,05 0,06 ‐1,66 med 291 14,3 7,4 0,76 192 0,1 3,5 4,1 3,9 2,7 0,4 66,2 2,3 ‐2,25 ‐0,10 ‐1,93 cv 3 5 3 19 5 7 39 58 13 9 22 4 22 8 243 21 n 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 62 mín 268 11,5 7,3 0,27 157 0,0 1,7 0,3 2,2 2,2 0,2 54,9 2,5 ‐3,20 ‐0,20 ‐1,95 máx 348 15,3 8,4 1,51 212 0,1 7,4 27,7 11,3 4,0 0,8 77,9 5,2 ‐2,13 0,75 ‐0,05 med 293 13,3 7,6 0,62 188 0,1 3,9 4,9 7,0 2,6 0,4 65,6 3,8 ‐2,45 0,08 ‐1,41 cv 6 6 2 35 6 17 27 76 30 12 40 8 16 7 224 22 n 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 61 mín 286 13,5 7,3 0,13 162 0,1 2,8 4,5 8,1 2,1 0,2 55,5 5,0 ‐2,69 ‐0,36 ‐1,84 máx 335 15,2 7,9 0,87 204 0,1 6,5 12,7 26,0 3,6 0,8 69,2 9,7 ‐2,10 0,31 ‐0,53 med 305 14,5 7,5 0,29 185 0,1 4,0 6,8 16,2 2,5 0,4 61,7 7,7 ‐2,38 ‐0,01 ‐1,21 cv 3 3 2 46 4 12 18 22 26 12 30 4 20 6 1542 24 n 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 132 mín 304 12,7 7,1 0,15 184 0,0 3,2 0,8 4,2 2,3 0,2 56,2 3,0 ‐2,75 ‐0,44 ‐2,02 máx 387 15,9 7,9 1,44 245 0,1 7,9 21,2 24,4 4,1 0,9 88,3 9,7 ‐1,97 0,43 ‐0,43 med 330 14,4 7,5 0,55 208 0,1 5,1 5,0 11,4 2,9 0,4 70,1 6,6 ‐2,32 0,06 ‐1,19 cv 5 6 2 51 6 13 20 56 49 13 32 9 24 7 301 28 Chaparr. 370 13,2 7,4 0,69 235 0,04 9,11 11,32 7,40 6,88 0,62 67,46 9,72 ‐2,12 ‐0,10 ‐1,32 (M­18) Rabadán 355 13,4 7,5 0,45 222 0,03 6,99 12,21 6,16 6,57 0,52 65,55 8,34 ‐2,29 0,05 ‐1,09 (M­19)     Tabla  5.16.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv, expresado en %) de los parámetros físico­químicos y  de los componentes químicos de las aguas recogidas en las surgencias del acuífero de Sierra Blanquilla.    Los  contenidos medios  de COT  en  las  aguas  (Tab.  5.16)  están  comprendidos  entre  0,29, en el manantial de Hierbabuena, y 0,76 mg/l, en el de Pista Turón. Estos valores son  generalmente bajos si se comparan con los registrados en otros acuíferos kársticos situados  en contextos hidroclimáticos más húmedos (Baker et al., 1997; Emblanch et al., 1998; Batiot  et al.,  2003a; Perrin et al.,  2003; Ravbar et al.,  2012). En el  área de estudio existe un bajo  desarrollo  de  la  cobertera  edáfica  sobre  los  acuíferos  y  escasa  producción  de  materia  orgánica en el suelo, lo que condiciona los valores bajos de COT de las aguas.   Las concentraciones medias de NO3‐, generalmente bajas, varían entre 4,1 mg/l, en el  manantial denominado Pista Turón, y 6,8 mg/l, en el de Hierbabuena (Tab. 5.16). El origen  de este componente químico parece ser doble. Los contenidos más bajos, son el resultado de  diferentes procesos biogeoquímicos que  tienen  lugar en el  suelo,  tales como  la  fijación del  nitrógeno  atmosférico,  la  actividad  microbiológica  y  la  concentración  por  evaporación  (Aiken et al., 1985; Hayes et al., 1989; Brady y Weil, 2002; Sapek, 2005). Las concentraciones  más  elevadas  podrían  estar  relacionadas  con  actividades  potencialmente  contaminantes:  ‐ 219 ‐ El Burgo Hierbabuena Tp1­Hierbabuena Pista Turón Tp2­Hierbabuena Hidalga  Punto  (M­15) (M­14) (M­11) (M­10) (M­9) (M­3) (Ref.) agricultura y/o ganadería. En este sentido, cabe resaltar la existencia de actividad ganadera  en  Sierra  Blanquilla  (Valle  de  Lifa,  Fig.  5.22),  cuyos  desechos  podrían  lixiviarse  hacia  los  cauces principales  (Arroyo de Buenavista y Río Turón) de  la  red hidrográfica superficial  e  interaccionar con las aguas subterráneas.   Las  aguas  del  sistema  se  encuentran  generalmente  en  equilibrio  con  respecto  a  la  calcita,  salvo  las  de  la  surgencia  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9),  que  están  algo  saturadas  o  sobresaturadas  en  este  mineral  (Tab.  5.16).  Además,  todas  las  aguas  de  manantial  están  subsaturadas con respecto a la dolomita.   Los valores medios de  la presión parcial de CO2  (logPCO2),  relativamente  similares  entre  las aguas drenadas por  las surgencias, están comprendidos entre  ‐2,25 (Pista Turón,  M‐10), y ‐2,45 (Tp1‐Hierbabuena, M‐11) (Tab. 5.16). El aumento de logPCO2 de las aguas con  respecto a los valores atmosféricos está asociado, generalmente, con la disolución de CO2 del  suelo por las aguas de infiltración (White, 1988; Drever, 1997; Parkhurst y Appelo, 1999).   Se han efectuado dos análisis de componentes principales (ACP), con el propósito de  determinar los procesos hidrogeoquímicos que controlan la mineralización y la composición  química de  las aguas del  acuífero de Sierra Blanquilla. En  sendos análisis  (Tab. 5.17 y Fig.  5.33)  se  han  considerado  un  total  de  15  variables  hidroquímicas:  CE,  temperatura,  alcalinidad,  COT,  F‐,  Cl‐,  NO3‐,  SO4‐2,  Na+,  K+,  Ca+2, Mg+2,  logPCO2,  ISCAL  e  ISDOL.  En  el  primer  análisis estadístico (Fig. 5.33A y B) se han incluido todos los puntos de agua de la tabla 5.17  y  las  315  muestras  analizadas,  mientras  que  en  el  segundo  (Fig.  5.33C  y  D)  no  se  han  considerado las muestras de agua del manantial de Hidalga (M‐3).  De la matriz de correlación resultante del análisis global (Tab. 5.17A) se deduce que  la mineralización  de  las  aguas  subterráneas  está  condicionada  fundamentalmente  por  los  contenidos  de  SO4‐2,  Ca+2  y  Mg+2  y  los  valores  de  TAC.  Entre  las  variables  que  apenas  presentan correlación estadística con la CE se encuentran COT (mínima correlación positiva)  y NO3‐ (correlación negativa).  Los tres factores principales expresan el 76 % de la varianza total. El factor 1 (47,6  %) agrupa la mayoría de las variables consideradas (CE, SO4‐2, Ca+2, Mg+2, F‐, TAC, Na+, Cl‐ y  K+) relacionadas con  la mineralización del agua (Fig. 5.33A). Por su parte, el  factor 2 (16,8  %), está definido por la oposición entre los parámetros del sistema calcocarbónico,  índices  de saturación de calcita y dolomita (parte positiva del eje) y  presión parcial del CO2 (en  la  parte  negativa),  que  controlan  los  procesos  de  disolución/precipitación  de  calcita  y  dolomita. El factor 3 (11,7 %), no representado en la figura 5.33, da cuenta de las variables  COT y NO3‐ y, en menor medida, de la temperatura del agua.      ‐ 220 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+3 4 Ca +2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,200 1 COT 0,041 ‐0,160 1 TAC 0,867 0,170 0,245 1 A F­ 0,877 0,112 ‐0,057 0,619 1 Cl­ 0,623 0,149 0,435 0,720 0,433 1 NO ­3 ‐0,080 0,293 0,138 ‐0,167 ‐0,093 0,273 1 SO ­24 0,935 0,145 ‐0,175 0,674 0,939 0,424 ‐0,092 1 Na+ 0,778 0,019 0,198 0,784 0,646 0,704 ‐0,024 0,662 1 K+ 0,669 ‐0,004 0,055 0,516 0,594 0,383 ‐0,007 0,659 0,504 1 Ca+2 0,925 0,072 0,247 0,885 0,815 0,702 ‐0,094 0,826 0,774 0,641 1 Mg+2 0,916 0,314 ‐0,278 0,706 0,831 0,421 ‐0,059 0,948 0,652 0,622 0,756 1 logPCO2 0,352 0,314 0,081 0,391 0,249 0,295 0,156 0,251 0,318 0,248 0,360 0,293 1 ISCAL 0,231 ‐0,147 0,157 0,305 0,158 0,249 ‐0,228 0,178 0,215 0,096 0,272 0,153 ‐0,743 1 ISDOL 0,425 0,127 ‐0,166 0,417 0,272 0,261 ‐0,153 0,399 0,297 0,226 0,320 0,488 ‐0,543 0,844 1 CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,379 1 COT 0,401 ‐0,157 1 TAC 0,820 0,156 0,459 1 B F­ 0,026 0,094 0,076 ‐0,218 1 Cl­ 0,721 0,129 0,559 0,644 0,023 1 NO ­3 0,222 0,315 0,148 ‐0,081 0,118 0,387 1 SO ­24 0,055 0,361 ‐0,534 ‐0,351 0,467 ‐0,169 0,302 1 Na+ 0,514 ‐0,056 0,382 0,564 ‐0,035 0,604 0,114 ‐0,274 1 K+ 0,169 ‐0,081 0,084 0,055 ‐0,027 0,129 0,144 0,063 0,071 1 Ca+2 0,723 ‐0,002 0,679 0,766 0,085 0,691 0,066 ‐0,298 0,455 0,190 1 Mg+2 0,285 0,645 ‐0,577 0,098 ‐0,215 ‐0,013 0,223 0,516 ‐0,022 0,018 ‐0,266 1 logPCO2 0,494 0,306 0,122 0,357 0,119 0,220 0,194 0,164 0,229 0,150 0,327 0,242 1 ISCAL ‐0,033 ‐0,177 0,175 0,180 ‐0,193 0,168 ‐0,196 ‐0,353 0,069 ‐0,107 0,153 ‐0,222 ‐0,842 1 ISDOL 0,070 0,103 ‐0,175 0,167 ‐0,347 0,095 ‐0,094 ‐0,059 0,010 ‐0,092 ‐0,066 0,292 ‐0,714 0,837 1   Tabla 5.17. Matrices de correlación de los dos ACP efectuados (A: con todas las muestras; B: exceptuando las aguas  del manantial  de  Hidalga, M­3)  con  la  información  hidroquímica  de  las  aguas muestreadas  en  los  principales  manantiales de Sierra Blanquilla durante el período de investigación.       En  el  espacio  de  las  unidades  estadísticas  (Fig.  5.33B),  se  observa  una  clara  agrupación de las muestras en dos conjuntos, influenciada por la mayor mineralización y las  elevadas  concentraciones  de  casi  todos  los  componentes  hidroquímicos  en  las  aguas  del  manantial  de  Hidalga,  que  se  distribuyen  en  la  parte  positiva  del  factor  1.  El  grupo  de  muestras situado en la parte izquierda del mismo eje, engloba al resto de muestras de agua  del acuífero, en particular las de los manantiales del Río Turón, que se caracterizan por un  menor grado de mineralización, valores mínimos de TAC, menores contenidos de Ca+2, SO4‐2,  Mg+2, Na+, Cl‐, K+ y F‐ y mayores concentraciones de COT.    ‐ 221 ‐   Figura 5.33. Representación de  los planos  factoriales (A, C: espacio de  las variables; B, D: espacio de  las unidades  estadísticas) de los análisis de componentes principales realizados con  los datos hidroquímicos de  los manantiales  del acuífero de Sierra Blanquilla.    Al  prescindir  de  las  muestras  del  manantial  de  Hidalga  en  el  segundo  ACP,  la  conductividad eléctrica del conjunto de muestras de agua presenta una correlación positiva  y significativa con las variables TAC, Ca+2, Cl‐ y Na+ (Tab. 5.17B). La información hidroquímica  explicada por  los tres  factores principales es del 66,2 %. En este caso, el  factor 1 (29,2 %)  está  controlado  por  CE,  TAC,  Ca+2,  Cl‐,  Na+  y  COT,  que  representan  la  mineralización  y  el  tiempo de tránsito del agua en el acuífero (Fig. 5.33C y D). El factor 2 (21,2 %) da cuenta de  la oposición entre ISCAL, en la parte positiva del eje, y  logPCO2 y SO4‐2, en la negativa, por  lo  que este eje caracteriza los procesos hidrogeoquímicos que intervienen en la disolución de  rocas  carbonáticas  y  evaporíticas.  El  factor  3  (15,7  %  de  varianza),  omitido  en  la  figura  5.33D, informa sobre las variables ISDOL y Mg+2.  La agrupación de las unidades estadísticas (Fig. 5.33D) presenta mayor dispersión de  las  muestras  a  lo  largo  de  los  dos  ejes.  Las  aguas  del  manantial  de  El  Burgo,  Tp1‐ ‐ 222 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Hierbabuena  y  Tp2‐Hierbabuena  se  alinean  según  el  factor  1,  desde  términos  más  mineralizados  (valores  positivos  del  eje),  enriquecidos  en  TAC,  Ca+2,  Na+  y  Cl‐  y  con  concentraciones elevadas de COT, hasta composiciones muy diluidas y empobrecidas en casi  todos  los componentes químicos. Entre el grupo de aguas poco mineralizadas destacan  las  muestras pertenecientes a los manantiales de El Burgo y de Hierbabuena, con una marcada  dispersión  a  lo  largo  del  factor  2.  Estas  muestras  (valores  más  negativos  del  factor  2)  presentan  contenidos más  elevados  de  SO4‐2  y Mg+2  y  valores más  altos  de  temperatura  y  presión parcial de CO2.     5.2.5.2 Evolución temporal de la composición química de las aguas  5.2.5.2.1 Manantial de El Burgo (M­15)      La evolución temporal de los principales parámetros físico‐químicos y  componentes  químicos  de  las  aguas  del  manantial  de  El  Burgo  se  ilustra  en  la  figura  5.34.  A  modo  de  referencia, se representa, además, el hidrograma de la descarga subterránea neta en el Río  Turón y la precipitación registrada en la estación meteorológica Añoreta.     Se observa que  los mayores valores de conductividad eléctrica  y TAC, así  como  las  concentraciones  más  elevadas  de  Ca+2,  Na+,  Cl‐  y  COT  se  alcanzan  en  las  crecidas  del  manantial  (principalmente tras  las  lluvias de otoño e  invierno; Fig. 5.34), mientras que, en  estiaje,  ocurre  lo  contrario.  La  temperatura  del  agua  y  los  contenidos  de  SO4‐2  y  Mg+2  muestran  un  patrón  de  evolución  temporal  opuesto  al  de  los  anteriores  componentes  hidroquímicos,  con  valores  máximos  registrados  durante  el  estiaje  y  mínimos  en  los  períodos de recarga. Las variaciones de los contenidos de NO3‐ son diferentes de las del resto  de parámetros, aunque muestran un cierto parecido con los cambios de las concentraciones  de COT a comienzos de año hidrológico.    Cada aumento de caudal (respuesta hidrodinámica del acuífero) provoca un aumento  puntual  de  la  conductividad  eléctrica  (Figs.  5.34,  5.35  y 5.36),  que puede  alcanzar  valores  superiores a 50 μS/cm (septiembre de 2008), lo que supone una mineralización de las aguas  del 16 %,  con  respecto al  valor previo. Al  finalizar el período de  recarga,  la  conductividad  eléctrica  del  agua  retorna  a  valores  bajos,  que  permanecen  prácticamente  constantes  durante  la  época  estival,  hasta  la  llegada  del  primer  episodio  de  recarga  significativa  del  siguiente año hidrológico (Fig. 5.34).    ‐ 223 ‐         Figura 5.34. Evolución temporal del caudal en el área de descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de los  principales parámetros  físico­químicos e hidroquímicos de  las aguas del manantial de El Burgo (M­15) durante el  período de investigación. El registro de precipitaciones corresponde a la estación meteorológica de Añoreta.    ‐ 224 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    Figura 5.35. Tiempo de respuesta (TR) determinado a partir del registro horario de  la conductividad eléctrica y  la  temperatura del agua del manantial de El Burgo (M­15), durante 6 eventos de recarga y en diferentes situaciones  hidrodinámicas.  Los  períodos  seleccionados  (1­6)  se  indican,  mediante  elipses  de  trazado  discontinuo,  en  la  evolución temporal de la conductividad eléctrica de la figura 5.34.        El análisis detallado del registro horario de conductividad eléctrica y temperatura de  las aguas del manantial de El Burgo (M‐15) ha permitido estimar el tiempo de respuesta del  acuífero de Sierra Blanquilla frente a los principales eventos de recarga, que se produce con  un  desfase  comprendido  entre  1  y  7  días  (Fig.  5.35).  El  retraso  de  las  respuestas  hidroquímica e hidrotérmica, con respecto al episodio de precipitación que las genera, está  condicionado principalmente por  la  intensidad y distribución de  las  lluvias y por el estado  hidrodinámico previo del acuífero. Asociados a  los eventos de recarga de mayor magnitud,  pueden  producirse  leves  ascensos  de  temperatura  ‐de  décimas  de  grado  centígrado‐  coincidiendo con los aumentos de conductividad eléctrica (Figs. 5.34, 5.35 y 5.36).  ‐ 225 ‐     Figura  5.36.  Detalle  de  cuatro  crecidas  registradas  en  el manantial  de  El  Burgo  (M­15)  durante  el  período  de  investigación. El período de registro de cada una de las crecidas se indica mediante sombreado gris en la figura 5.34.  La escala numérica de los ejes y es la misma para cada fila de gráficos.  ‐ 226 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Las variaciones en la conductividad eléctrica del agua coinciden con las de TAC y Ca2+  (Figs. 5.34 y 5.36), dado que son los principales responsables de la mineralización del agua.  Así,  los  aumentos  de  caudal  en  épocas  de  recarga  provocan  el  drenaje  de  aguas  más  mineralizadas, con valores más elevados de TAC y mayores contenidos de Ca2+, mientras que  en estiaje se registran valores más bajos de estos parámetros.   Por el contrario, las concentraciones de Mg2+ y SO4‐2 disminuyen en aguas altas (Figs.  5.34  y  5.36),  especialmente  tras  las  primeras  recargas  efectivas  del  año,  con    valores  mínimos  asociados  a  cada  pico  de  crecida.  Los  contenidos  de  ambos  parámetros  hidroquímicos  aumentan  progresivamente  una  vez  que  se  establece  el  agotamiento  del  manantial, hasta alcanzar los valores máximos de concentración al final del estiaje.   Los  valores  de  logPCO2  tienden  a  aumentar  durante  los  períodos  de  recarga  y  a  disminuir a medida que  tiene  lugar el  agotamiento de  la  surgencia  (Figs. 5.34 y 5.36). Los  picos más destacados se producen en respuesta a los eventos de recarga de mayor magnitud,  incluidos  los  de  principios  de  año  hidrológico.  No  obstante,  se    observa  una  tendencia  ligeramente descendente de  los valores de este parámetro en el  transcurso del período de  estudio (Fig. 5.34).   El  índice  de  saturación  de  calcita  (ISCAL)  disminuye  como  consecuencia  de  la  infiltración  rápida  del  agua  de  lluvia,  especialmente  tras  los  primeros  eventos  de  recarga  significativos del año hidrológico (diciembre de 2008 y de 2009; Figs. 5.34 y 5.36). A medida  que  se  establece  la  transición  hacia  el  período  seco,  las  aguas  tienden  a  la  saturación  en  calcita  y  permanecen  en  equilibrio  o  ligeramente  saturadas  durante  la  mayor  parte  del  tiempo. En ciertas ocasiones, las precipitaciones intensas, como las que suelen registrarse en  otoño  y  primavera  (mayo  y  octubre  de  2008;  Fig.  5.34),  generan  aumentos  rápidos  y  de  cierta magnitud de ISCAL en las aguas del manantial.   Las concentraciones de Na+ y Cl‐ evolucionan de una  forma similar a  los valores de  TAC  y  contenidos  de  Ca2+  (Figs.  5.34  y  5.36).  En  el  caso  de  los  contenidos  de  Cl‐,  las  variaciones  de  mayor  amplitud  tienen  lugar,  generalmente,  tras  las  primeras  lluvias  de  otoño. No obstante, también se registran aumentos considerables de las concentraciones de  este  componente  químico  si  las  precipitaciones  son  cuantiosas  (abril  de  2008,  febrero  de  2009 y enero y marzo de 2010; Fig. 5.34). A medida que transcurre el período de recarga, las  concentraciones de Cl‐ tienden a disminuir progresivamente, hasta alcanzar valores bajos al  final del estiaje.   La  evolución  temporal  de  los  contenidos  de  NO3‐  muestra  valores  máximos  en  respuesta a las primeras lluvias del año hidrológico (octubre de 2008 y diciembre de 2009;  Figs. 5.34 y 5.36), con aumentos bruscos y de gran magnitud (concentraciones de 2 a 3 veces  superior a las registradas antes del evento). En general, los contenidos de este componente  ‐ 227 ‐ hidroquímico son más bajos ‐se diluyen‐ en aguas altas (2‐4 mg/l) que en aguas bajas (6‐7  mg/l).   Las concentraciones de COT presentan respuestas rápidas frente a la infiltración de  agua de lluvia, sobre todo a principios de año hidrológico, cuando se registran los aumentos  de mayor cuantía  (septiembre de 2008 y diciembre de 2009; Figs. 5.34 y 5.36). Tras estas  variaciones  de máxima  amplitud,  la  concentración de COT decrece progresivamente  hasta  valores  mínimos,  que  se  registran  al  final  del  estiaje.  No  obstante,  dicha  tendencia  descendente  se  interrumpe  por  aumentos  relativos  de  este  componente  hidroquímico  asociados  a  eventos  individuales  de  recarga  (de  cierta  magnitud  e  intensidad).  Las  evoluciones de COT y NO3‐ demuestran el papel predominante de la zona no saturada en el  funcionamiento del acuífero durante los períodos de aguas altas.  Se ha realizado un análisis de componentes principales con las 132 muestras de agua  tomadas en el manantial de El Burgo  (M‐15) a  lo  largo del período de  investigación. En  la  tabla 5.18 y en la figura 5.37 se presentan los resultados derivados del análisis multivariante,  para el que se han considerado las 15 variables hidroquímicas de la tabla 5.18.    CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 + + +2 4 Na K Ca Mg +2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,240 1 COT 0,640 ‐0,143 1 TAC 0,796 ‐0,117 0,663 1 F­ ‐0,317 0,360 ‐0,299 ‐0,406 1 Cl­ 0,621 ‐0,207 0,775 0,699 ‐0,246 1 NO ­3 0,194 0,384 0,176 ‐0,106 0,268 0,203 1 SO ­24 ‐0,323 0,502 ‐0,758 ‐0,602 0,424 ‐0,641 0,297 1 Na+ 0,432 ‐0,346 0,657 0,592 ‐0,113 0,699 ‐0,046 ‐0,678 1 K+ 0,064 ‐0,089 0,119 0,012 ‐0,135 0,006 0,153 ‐0,015 0,138 1 Ca+2 0,729 ‐0,151 0,745 0,845 ‐0,414 0,754 0,061 ‐0,652 0,611 0,153 1 Mg+2 ‐0,127 0,639 ‐0,692 ‐0,431 0,356 ‐0,657 0,149 0,877 ‐0,624 ‐0,048 ‐0,529 1 logPCO2 0,435 0,395 0,128 0,279 0,103 0,099 0,184 0,070 0,185 0,097 0,259 0,269 1 ISCAL ‐0,055 ‐0,404 0,207 0,174 ‐0,281 0,247 ‐0,183 ‐0,358 0,086 ‐0,081 0,174 ‐0,474 ‐0,889 1 ISDOL ‐0,166 ‐0,207 ‐0,070 ‐0,034 ‐0,161 ‐0,024 ‐0,165 ‐0,042 ‐0,180 ‐0,127 ‐0,086 ‐0,136 ‐0,920 0,932 1   Tabla 5.18.   Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de las muestras de agua del  manantial de El Burgo (M­15).     La matriz de correlación obtenida (Tab. 5.18) muestra que  la mineralización de  las  aguas  subterráneas  está  condicionada  principalmente  por  los  valores  de  TAC  y  las  concentraciones de Ca2+, COT, Cl‐ y, en menor medida de Na+. Las variables temperatura, SO4‐ 2, F‐, Mg+2, ISCAL e ISDOL se relacionan de forma negativa con la conductividad eléctrica. En el  caso de K+ y NO3‐, la correlación  estadística con la conductividad eléctrica es prácticamente  nula.  Los  dos  factores  principales  explican  el  62,7 %  de  la  varianza  total  (Fig.  5.37).  El  factor  1  (39,4 %) permite  discriminar  entre  dos  asociaciones  de  variables:  por  una parte,  conductividad eléctrica, TAC, Ca2+, COT, Cl‐ y Na+, en la parte positiva y, por otra, Mg2+ y SO4‐2  ‐ 228 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  (además  de  F‐),  en  la  parte  negativa  del  eje.  El  factor  2  (23,3 %)  incluye  los  parámetros  logPCO2  y  temperatura,  en  la  parte  positiva  del  eje,  y  los  índices  de  saturación  en  calcita  (ISCAL) y dolomita (ISDOL), en la negativa. El factor 3, no mostrado en la figura 5.37A, explica  fundamentalmente la variable NO3‐.       Figura  5.37.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  la  información  hidroquímica  de  las  aguas  drenadas por el manantial de El Burgo (M­15).    La  distribución  de  las  muestras  en  la  figura  5.37B  permite  deducir  la  evolución  hidrogeoquímica  de  las  aguas  subterráneas  en  función  del  estado  hidrodinámico  del  acuífero. Así, las muestras que representan las crecidas del manantial, en la parte positiva de  los  dos  ejes,  corresponden  a  aguas  más  mineralizadas  (aguas  altas),  generalmente  con  mayores  valores  de  TAC  y  concentraciones  más  elevadas  de  COT,  Ca2+,  Cl‐  y  Na+.  Las  muestras  que  presentan  mayor  temperatura  y  contenidos  más  elevados  de  Mg2+  y  SO4‐2  (parte  negativa  del  factor  1  y  positiva  del  factor  2)  corresponden  a  condiciones  de  aguas  bajas. Finalmente, las aguas muestreadas en situaciones hidrodinámicas intermedias (parte  negativa  del  factor  2)  se  caracterizan  por  contenidos  intermedios  de  la  mayoría  de  componentes  químicos  y  valores  más  elevados  de  los  índices  de  saturación  de  calcita  y  dolomita.   La  evolución  hidrogeoquímica  del manantial  de  El  Burgo  (M‐15)  se  produce  como  sigue (Fig. 5.37B):   aguas bajas   aguas altas: mineralización, casi instantánea, de las muestras de agua  recientemente  infiltradas  como  consecuencia  de  los  episodios  de  recarga  más  importantes del año hidrológico, durante otoño e invierno,  ‐ 229 ‐ aguas altas   aguas intermedias: disminución rápida de la mineralización durante la  decrecida  y a medida que se establece el agotamiento de la surgencia,   aguas  intermedias    aguas  bajas: mineralización  lenta  de  las muestras  de  agua  y  retorno al estado de mineralización previo a la recarga.    5.2.5.2.2. Manantiales de Hierbabuena (M­14), Tp1­Hierbabuena (M­11) y  Tp2­Hierbabuena (M­9)      En  este  apartado  se  analizan  conjuntamente  las  evoluciones  temporales  de  la  composición  química  de  las  aguas  del manantial  de Hierbabuena  y  de  sus  dos  surgencias  trop plein asociadas, Tp1‐Hierbabuena y Tp2‐Hierbabuena (Figs. 5.38, 5.39 y 5.40). Además,  se  consideran  el  hidrograma  de  la  descarga  subterránea  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Río  Turón  y  la  distribución  de  las  precipitaciones  registradas  en  la  estación  de  Añoreta.  El  primer  manantial,  el  permanente,  carece  de  un  muestreo  hidroquímico  continuado en condiciones de aguas altas dado que se encuentra inundado, mientras que los  otros  dos  manantiales  sólo  se  han  medido  cuando  drenaban  agua,  es  decir,  durante  los  períodos de crecidas.    En  las  aguas  del  manantial  de  Hierbabuena  (M‐14),  conductividad  eléctrica,  TAC,  Ca+2, Na+, Cl‐, NO3‐ y COT presentan valores más elevados durante las crecidas de las que se  dispone  de  datos  y  más  bajos  en  el  período  seco  (Fig.  5.38).  En  cambio,  los  valores  de  temperatura,  ISCAL y  logPCO2, así como los contenidos de SO4‐2 y Mg2+ de  las aguas son más  bajos durante los períodos de lluvia y mayores en el estiaje.   En detalle (Fig. 5.38), los eventos de precipitación provocan aumentos de caudal (p.e.  octubre  de  2008)  que  generan  aumentos  de  conductividad  eléctrica  y  de  temperatura,  rápidos y de cierta magnitud: más de 30 µS/cm y varias décimas de ºC, respectivamente.  Los  valores  de  TAC  y  los  contenidos  de  Ca+2  aumentan  de  forma  puntual  con  la  conductividad eléctrica del agua en los eventos de recarga registrados (Fig. 5.38), mientras  que  se mantienen  casi  constantes  (TAC)  o  disminuyen  ligeramente  (Ca+2)  una  vez  que  se  establece  el  agotamiento  del manantial.  Por  su  parte,  las  concentraciones  de  SO4‐2  y Mg2+  evolucionan de forma  inversa a la conductividad eléctrica y temperatura de las aguas (Fig.  5.38): se diluyen durante  la recarga y recuperan  los valores previos de  forma progresiva a  medida que el agua infiltrada disuelve minerales que contienen dichos componentes.  ‐ 230 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura 5.38. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición química de  las aguas del manantial de Hierbabuena  (M­14) durante  el período de  investigación. El  registro  de  precipitaciones  corresponde  a  la  estación  meteorológica  de  Añoreta.  Los  espacios  de  color  gris  representan los períodos en los que la surgencia permaneció inundada por las crecidas del río.    ‐ 231 ‐ Los  valores  de  logPCO2  muestran  aumentos  puntuales  en  las  crecidas  registradas  (diciembre de 2007 y febrero y octubre de 2008; Fig. 5.38) y son generalmente bajos y casi  constantes  en  estiaje.  No  obstante,  la  tendencia  de  la  presión  parcial  de  CO2  en  las  aguas  parece  ser descendente a  lo  largo del período de  investigación. Los valores de  ISCAL de  las  aguas  disminuyen  en  situaciones  de  crecida  (Fig.  5.38),  aunque  parecen  aumentar  si  las  precipitaciones  se  producen  a  finales  del  período  húmedo,  concretamente  en  primavera  (abril  de  2008).  El  estado  predominante  de  las  aguas  durante  el  período  de  estudio  está  próximo al equilibrio con respecto a la calcita (Tab. 5.16 y Fig. 5.38).     Los contenidos de Na+, Cl‐, NO3‐ y COT muestran una evolución general relativamente  parecida  (Fig. 5.38). Todos presentan rápidos y marcados aumentos de concentración  tras  las  primeras  lluvias  de  otoño  seguidos  de  una  tendencia  generalmente  descendente,  que  termina con  los valores mínimos de  la mayoría de estos parámetros al  final del estiaje. No  obstante,  los  contenidos  de  NO3‐,  a  diferencia  del  resto  de  componentes  químicos  (en  especial  de  COT),  aumentan  gradualmente  conforme  tiene  lugar  el  agotamiento  del  manantial.  Esta  tendencia  se  ve  interrumpida  por  la  llegada  de  los  primeros  eventos  significativos  de  recarga,  con  aguas  enriquecidas  en  NO3‐  (10‐12  mg/l),    procedentes  probablemente de las actividades ganaderas del Valle de Lifa (véase Fig. 5.22).     En  las  aguas  de  los  manantiales  trop  plein  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  Tp2‐ Hierbabuena (M‐9),  los valores de la mayoría de los componentes hidroquímicos tienden a  disminuir a lo largo del periodo de funcionamiento de ambas surgencias (Figs. 5.39 y 5.40).  Es decir, las aguas de infiltración diluyen progresivamente a las almacenadas en el acuífero.  No  obstante,  las  variaciones  más  significativas  se  producen  tras  episodios  intensos  de  recarga,  que  generan  aumentos  casi  instantáneos  y  puntuales  de  conductividad  eléctrica,  logPCO2, TAC y Ca2+.    Cabe destacar que el agua del manantial de Tp2‐Hierbabuena (M‐9) presenta valores  medios de conductividad eléctrica, temperatura y TAC (Tab. 5.16; Figs. 5.39 y 5.40) mayores  que los de la surgencia Tp1‐Hierbabuena (M‐11). Los contenidos de SO4‐2 y Mg2+ en las aguas  de ambas surgencias varían de  forma parecida  (Figs. 5.39 y 5.40),  con disminuciones muy  marcadas  asociadas  a  aumentos  significativos  de  caudal,  seguidas  de  enriquecimientos  graduales de los dos componentes que tienden a recuperar los valores iniciales (pre‐evento).  En las aguas del manantial Tp2‐Hierbabuena, los valores medios de SO4‐2 (4 mg/l) y de Mg2+  (8,3 mg/l) son los más bajos (SO4‐2) y los más elevados (Mg2+) de todos los registrados en los  manantiales  que  constituyen  el  área  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Río  Turón  (Tab. 5.16).  ‐ 232 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    Figura 5.39. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición  química  de  las  aguas  del  manantial  trop  plein  Tp1­Hierbabuena  (M­11)  durante  el  período  de  investigación. El registro de precipitaciones corresponde a  la estación meteorológica de Añoreta. Los espacios sin  datos (en blanco) de las series temporales representan los períodos en los que la surgencia estuvo seca.    ‐ 233 ‐   Figura 5.40. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición  química  de  las  aguas  del  manantial  trop  plein  Tp2­Hierbabuena  (M­9)  durante  el  período  de  investigación. El registro de  la precipitación corresponde a  la estación meteorológica de Añoreta. Los espacios sin  datos (en blanco) de las series temporales representan los períodos en los que la surgencia estuvo seca.    ‐ 234 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional     Los valores de logPCO2 muestran una tendencia decreciente a lo largo del período de  funcionamiento de los dos manantiales trop plein (Figs. 5.39 y 5.40), aunque esta evolución  puede  verse  interrumpida  por  aumentos  puntuales,  y  de  cierta  magnitud,  como  consecuencia de la rápida infiltración del agua de lluvia. Las aguas drenadas por la surgencia  Tp1‐Hierbabuena están ligeramente subsaturadas con respecto a la calcita durante los picos  de  recarga  y  próximas  al  equilibrio  el  resto  del  tiempo  (Fig.  5.39).  Por  su  parte,  las  del  manantial  de Tp2‐Hierbabuena  se  encuentran  en  equilibrio  con  la  calcita  a  comienzos  del  período  de  funcionamiento  y  sobresaturadas  en  este  mineral  a  lo  largo  del  mismo  (Fig.  5.40).En los manantiales Tp1‐Hierbabuena y Tp2‐Hierbabuena, las respuestas a las primeras  lluvias importantes del año muestran picos de Cl‐, NO3‐ y COT (Figs. 5.39 y 5.40). Cuando las  precipitaciones  cesan,  todos  estos  componentes  hidroquímicos  disminuyen  progresivamente  de  concentración,  a medida  que  se  agota  el  caudal  de  las  surgencias.  El  valor medio de COT de las aguas del manantial de Tp2‐Hierbabuena (0,37 mg/l; Tab. 5.16) es  de los más bajos registrados en las surgencias que drenan hacia el Río Turón, junto con el de  la  surgencia  de Hierbabuena  (0,29 mg/l). No  obstante,  esta  última dispone de  un  registro  hidroquímico  incompleto  (Fig.  5.38)  y  presenta  escasas  muestras  representativas  de  condiciones de aguas altas.       Se ha efectuado un análisis de componentes principales con las 61 muestras de agua  de  los manantiales  de Hierbabuena  (M‐14),  62  de  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  48  de  Tp2‐ Hierbabuena  (M‐9).  Las  variables  hidroquímicas  consideradas  son  (Tab.  5.19  y  Fig.  5.41):  conductividad  eléctrica,  temperatura,  COT,  TAC,  F‐,  Cl‐,  NO3‐,  SO4‐2,  Na+,  K+,  Ca+2,  Mg+2,  logPCO2,  ISCAL  e  ISDOL.  La  tabla  5.21  pone  de  manifiesto  que  la  conductividad  eléctrica  presenta los coeficientes de correlación más elevados con TAC, Cl‐, Mg+2, Ca+2 y temperatura.     El  porcentaje  de  varianza  explicado  por  los  dos  factores  principales  del  ACP  es  relativamente  bajo,  del  46,4 %  (Fig.  5.41).  El  factor  1  (26,2 %  de  varianza),    engloba  dos  grupos  de  variables  bien  correlacionadas  estadísticamente  con  la  conductividad  eléctrica,  localizados en la parte positiva del eje: por un lado, las variables TAC, Cl‐ y Ca+2 y, por otro,  Mg+2 y temperatura. Ambas agrupaciones representan la mineralización de las aguas debida  a  la  disolución  de  rocas  carbonáticas  y  el  tiempo de  residencia  de  éstas  en  el  acuífero.  El  factor  2  (20,2 %) queda definido por  ISCAL,  en  la parte  positiva  del  eje,  y  por  SO4‐2, NO3‐  y  logPCO2,  en  la  parte  negativa.  Este  eje  permite  caracterizar  el  sistema  calcocarbónico,  la  influencia de los materiales evaporíticos (anhidrita y yeso) de la base del acuífero y la ligera  contaminación antropogénica de las aguas subterráneas. El contenido de COT está asociado  al factor 3 (no representado en la figura 5.41A), que explica el 18 % de la varianza.      ‐ 235 ‐ CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ +3 4 K Ca +2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,511 1 COT 0,134 ‐0,275 1 TAC 0,695 0,263 0,192 1 F­ ‐0,292 ‐0,144 0,125 ‐0,590 1 Cl­ 0,625 0,326 0,334 0,397 ‐0,077 1 NO ­3 0,451 0,347 0,174 ‐0,056 0,194 0,630 1 SO ­24 0,084 0,230 ‐0,448 ‐0,472 0,499 ‐0,013 0,362 1 Na+ 0,228 0,139 0,153 0,393 ‐0,131 0,290 0,123 ‐0,261 1 K+ 0,242 ‐0,086 0,052 0,037 0,007 0,168 0,126 0,098 ‐0,078 1 Ca+2 0,533 ‐0,078 0,605 0,549 ‐0,013 0,537 0,204 ‐0,285 0,274 0,247 1 Mg+2 0,542 0,718 ‐0,592 0,340 ‐0,394 0,224 0,246 0,345 0,144 0,020 ‐0,243 1 logPCO2 0,403 0,183 ‐0,056 0,205 ‐0,056 0,062 0,257 0,190 0,005 0,184 0,155 0,261 1 ISCAL ‐0,013 ‐0,001 0,205 0,275 ‐0,171 0,204 ‐0,204 ‐0,390 0,224 ‐0,130 0,206 ‐0,115 ‐0,867 1 ISDOL 0,249 0,335 ‐0,237 0,371 ‐0,455 0,211 ‐0,059 ‐0,112 0,205 ‐0,092 ‐0,070 0,473 ‐0,614 0,767 1   Tabla 5.19. Matriz de correlación del ACP efectuado con los datos hidroquímicos de los manantiales de Hierbabuena  (M­14), Tp1­Hierbabuena (M­11) y de Tp2­Hierbabuena (M­9).       Figura  5.41.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  del    manantial  permanente de Hierbabuena (M­14) y de  las dos surgencias trop plein asociadas, Tp1­Hierbabuena (M­11) y Tp2­ Hierbabuena (M­9).    En el gráfico de las unidades estadísticas (Fig. 5.41B) se observa que las aguas de los  dos manantiales trop plein, que representan las condiciones de aguas altas en el acuífero, se  disponen a lo largo del factor 1. Las muestras de agua de la surgencia de Tp2‐Hierbabuena,  localizadas en la parte positiva del eje horizontal, se caracterizan por registrar los mayores  valores de conductividad eléctrica y temperatura, así como por los contenidos más elevados  de TAC, Cl‐, Ca+2, Mg+2  y Na+ (y también de ISDOL).     Las  aguas  del manantial  de  Tp1‐Hierbabuena  se  dispersan  a  lo  largo  del  factor  1,  aunque  la  mayoría  se  concentran  en  la  parte  negativa  de  éste.  En  general,  muestran  los  valores  mínimos  de  todos  los  parámetros  físico‐químicos  considerados.  Sólo  4  muestras  ‐ 236 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  (recogidas los días 14/01/2008, 14/04/2008, 05/01/2010 y 16/02/2010), localizadas en el  cuadrante  superior  izquierdo  de  la  figura  5.41B,  se  diferencian  del  resto  de  aguas  de  la  surgencia por presentar una baja mineralización y valores elevados de COT e ISCAL.  Por  último,  las  muestras  de  agua  del  manantial  permanente  de  Hierbabuena  se  encuentran en la parte negativa del factor 2 (Fig. 5.41B), con una mineralización intermedia  entre la de los dos trop plein y representativas de situaciones hidrodinámicas de aguas bajas.  Presentan  los  mayores  contenidos  de  SO4‐2,  Mg+2  (y  NO3‐),  además  de  los  valores  más  elevados de logPCO2.     5.2.5.3  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad eléctrica      Se han realizado curvas de  frecuencia de  los valores de conductividad eléctrica del  agua, a partir de la serie de datos puntuales medidos en los manantiales del Río Turón (Fig.  5.42).  Además,  se  ha  considerado  el  registro  continuo  ‐horario‐  de  este  parámetro  en  las  aguas del manantial de El Burgo (M‐15). Para la realización de  las curvas de frecuencias se  ha  utilizado  un  intervalo  de  clases  constante,  de  5  µS/cm,  adecuado  para  el  rango  de  variación de la conductividad eléctrica del agua en el conjunto de manantiales e inferior a la  precisión del equipo de medida (± 1 µS/cm).  Los  resultados  obtenidos  muestran  curvas  con  diversas  morfologías  y  valores  de  frecuencia  máxima  modal  y  diferentes  rangos  de  variación  (Fig.  5.42).  Las  CDF  de  conductividad  eléctrica  del  manantial  de  El  Burgo,  con  datos  tanto  puntuales  como  continuos,  presenta  una  moda  principal  (31  %),  bien  definida,  en  el  intervalo  (325‐330  µS/cm)  correspondiente  a  las  aguas  drenadas  la  mayor  parte  del  tiempo,  concretamente  durante  la  época  de  estiaje.  Existen  frecuencias  secundarias,  aunque menos  significativas,  sobre  todo  hacia  valores  de  mayor  mineralización,  que  corresponden  al  drenaje  en  condiciones de aguas altas. El rango de variación (96 µS/cm) de la conductividad eléctrica en  el manantial de El Burgo es el mayor de todas las surgencias que constituyen la descarga de  Sierra Blanquilla hacia el Río Turón.   La  morfología  de  la  CFD  del  manantial  de  Hierbabuena  (M‐14)  (Fig.  5.42)  está  condicionada por la escasez de datos de conductividad eléctrica en condiciones de crecidas  de la surgencia, debido a que queda inundada con frecuencia. El registro disponible muestra  una moda principal (40 % de los datos), correspondiente a las condiciones de estiaje (305‐ 310 µS/cm).   Las series de datos de conductividad eléctrica del agua de  los manantiales de Tp1‐ Hierbabuena (M‐11) y de Tp2‐Hierbabuena (M‐9) presentan la limitación de la ausencia de  ‐ 237 ‐ datos en situaciones hidrodinámicas de estiaje. La CDF del manantial de Tp1‐Hierbabuena,  que  sólo  cuenta  con  datos  medidos  en  aguas  altas,  muestra  una  moda  principal  en  el  intervalo de valores bajos (285‐295 µS/cm), con una frecuencia máxima del 18 % (Fig. 5.42).  Por  su  parte,  la  curva  de  distribución  de  frecuencias  del  manantial  de  Tp2‐Hierbabuena  presenta una curva con varias modas (Fig. 5.42), entre las que destacan las correspondientes  a  los  intervalos 315‐320 (19 %) y 330‐335 µS/cm (13 %). Dichas modas, especialmente  la  primera, se asemejan, en cuanto a rango de valores se refiere, a la moda principal detectada  en el manantial de El Burgo.       Figura  5.42.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  subterráneas del acuífero de Sierra Blanquilla  (manantiales del área de descarga hacia el Río Turón) durante el  período 2007/08­2009/10.    En resumen, la CDF de conductividad eléctrica del manantial de El Burgo es más bien  de  tipo  unimodal,  pero  muestra  el  mayor  rango  de  variación  de  conductividad  eléctrica,  mientras que en los manantiales de Tp1‐Hierbabuena y de Tp2‐Hierbabuena, las morfologías  de  la  curvas  presentan  varias  modas.  De  acuerdo  con  la  metodología  propuesta  por  Bakalowicz  (1979),  todas  las  surgencias drenarían un acuífero de  flujo por conductos,  con  diferente desarrollo de la karstificación.  Se ha aplicado la metodología propuesta por Massei et al. (2007) al registro horario  de  la  conductividad  eléctrica  del manantial  de  El  Burgo  (M‐15),  con  objeto  de  interpretar  cuantitativamente las curvas de distribución de frecuencias de este parámetro físico‐químico  ‐ 238 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  (Fig.  5.43  y Tab.  5.20).  La  selección de  esta  surgencia para  aplicar dicha metodología  está  motivada por  la disponibilidad de registro continuo de datos de conductividad eléctrica, el  más completo de todos, y por el carácter permanente del manantial, que informa sobre las  diferentes condiciones de flujo del acuífero.      Figura 5.43. Descomposición de  las curvas de distribución de frecuencias de  la conductividad eléctrica (función de  densidad probabilística) de las aguas del manantial de El Burgo (M­15), para cada uno de los años hidrológicos del  período de investigación (2007/08, 2008/09 y 2009/10).     La  CFD  de  la  conductividad  eléctrica  se  ha  representado  a  partir  de  la  función  de  densidad  probabilística  (envolvente  del  histograma;  Fig.  5.43A,  C  y  E)  en  cada  uno  de  los  años hidrológicos del período de  investigación (2007/08, 2008/09 y 2009/10). La  función  de cada año se ha descompuesto en curvas  individuales de distribución normal ‐curvas P‐,  ‐ 239 ‐ representativas  de  diferentes  familias  de  agua  con  composición  química  similar,  que  contribuyen al  caudal del manantial. En el análisis de  los datos del último año hidrológico  (2009/10) debe tenerse en cuenta que el registro fue incompleto.       Año % de área total (envolvente) representado por cada familia de aguas hidrológico P1 P2 P3 P4 P5 2007/08 8,9 27,2 54,6 6,2 3,1 2008/09 ‐ 28 38,5 23,9 9,6 2009/10 ‐ 22,3 58,7 14,5 4,5   Tabla. 5.20. Contribución (%) al flujo del manantial de El Burgo (M­15) de las familias de agua identificadas (P1­P5)  en cada uno de los años hidrológicos que constituyen el período de investigación (véase figura 5.43).    En el año hidrológico 2007/08 se han identificado un total de 5 familias de aguas (P1  a P5, en Fig. 5.43A y B). Entre éstas, la que más contribuye al flujo del manantial es P3, con un  54,6 % del volumen total (Tab. 5.20). En cambio, la familia denominada P5, representativa de  las aguas más mineralizadas del manantial, interviene en menor proporción (3,1 %).  A  diferencia  del  año  precedente,  en  2008/09  disminuye  la  contribución  de  P3,  desaparece  la moda P1 (aguas muy diluidas) y aumenta considerablemente  la participación  de  las  familias  de  agua  P4  y  P5,  las más mineralizadas  (Tab.  5.20  y  Fig.  5.43C  y  D).  Estas  diferencias  se deben a  la variación del  régimen pluviométrico de 2007/08 a 2008/09,  con  precipitaciones más  abundantes  e  intensas,  aunque más  repartidas  a  lo  largo del  segundo  año hidrológico. La consecuencia directa fue el registro de los valores máximos y mínimos de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  de  la  surgencia  durante  todo  el  período  de  investigación.  En el último año hidrológico  (2009/10),  los  valores de  conductividad eléctrica  son  mucho menos variables que en años anteriores (Fig. 5.43E y F). No obstante, predominan las  aguas de tipo P3 en el flujo (58,7 %) con valores de conductividad eléctrica similares a los de  2007/08, y desciende la participación de todas las demás familias de agua (Tab. 5.20), tanto  la más diluida (P2) como las más mineralizadas (P4 y P5). La distribución menos irregular de  las  lluvias  (pero  más  cuantiosas)  provocó  una  mayor  homogeneización  de  las  aguas  de  descarga  durante  buena  parte  del  tiempo,  con  aumentos  más  suaves  de  conductividad  eléctrica y diluciones poco significativas; en definitiva, menor heterogeneidad hidroquímica.       ‐ 240 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.2.6 Composición isotópica  Las variaciones temporales de los valores de δ18O y δ2H de las aguas drenadas por los  manantiales del Río Turón (Figs. 5.44 y 5.45) dependen, entre otros factores, de los cambios  de composición isotópica de las precipitaciones que recargan los afloramientos permeables  y del porcentaje de mezcla de estas últimas con las aguas almacenadas en el acuífero. En las  aguas  subterráneas muestreadas  durante  los  períodos  de  recarga  se  registran  los  valores  máximos y mínimos de ambos isótopos, mientras que en las recogidas a lo largo del período  estival  los  valores  isotópicos  (δ18O  y  δ2H)  se  encuentran  cercanos  al  promedio  de  cada  surgencia.      Figura 5.44. Evolución temporal de δ18O de las precipitaciones en el pluviocaptor del Puerto del Viento y de las aguas  drenadas  por  los  principales  manantiales  de  Sierra  Blanquilla  (hacia  el  Río  Turón)  durante  el  período  de  investigación.    La primera recarga significativa del año hidrológico suele ocasionar aumentos de los  valores de δ18O y δ2H de las aguas de los manantiales, especialmente durante los meses de  octubre  a  diciembre de  los  años  hidrológicos  2008/09  y  2009/10  (Figs.  5.44  y  5.45).  Ello  puede estar provocado por la mayor contribución al flujo de lluvias de otoño recientemente  infiltradas y/o por  la  infiltración de aguas concentradas por evaporación en  las zonas más  superficiales del acuífero (suelo‐epikarst). La evolución de los valores isotópicos, δ18O y δ2H,  ‐ 241 ‐ medidos en el manantial de El Burgo (M‐15) es la que más se ajusta a la de los valores de la  lluvia con un desfase asociado al proceso de infiltración (Figs. 5.44 y 5.45).       Figura 5.45. Evolución temporal de los valores de δ2H de las precipitaciones en el pluviocaptor del Puerto del Viento  y de las aguas drenadas por los principales manantiales de Sierra Blanquilla (hacia el Río Turón) durante el período  de investigación.    La composición isotópica de las aguas de los manantiales trop plein Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9)  es  relativamente  parecida  a  la  de  las  surgencias  permanentes  de  El  Burgo  (M‐15)  y  de  Hierbabuena  (M‐14),  aunque  parece  estar  más  enriquecida en δ18O durante algunos eventos de precipitación (septiembre‐octubre de 2008  y febrero de 2010; Fig. 5.44).   A  medida  que  avanza  el  periodo  de  precipitaciones  tiene  lugar  la  disminución  progresiva  de  los  valores  isotópicos  de  las  aguas  de  manantial  (diciembre  a  marzo  de  2008/09 y 2009/10; Figs. 5.44 y 5.45), debido a la participación predominante de las aguas  de  infiltración  procedentes  de  las  lluvias  invernales,  isotópicamente  más  empobrecidas  y  menos sometidas a evaporación (Bakalowicz et al., 1974; Cruz‐Sanjulián et al., 1992; Andreo  et al., 2004). Durante el agotamiento de los manantiales de El Burgo y de Hierbabuena,  los  valores de δ18O son el resultado de la homogeneización y mezcla de aguas de infiltración y de  las almacenadas previamente en el acuífero.  ‐ 242 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Los datos disponibles permiten deducir que, en condiciones de aguas altas,  la señal  de infiltración se transfiere rápidamente desde las áreas de recarga (suelo y epikarst) hasta  los puntos de descarga. En estas condiciones, la infiltración de las aguas de lluvia se produce  de forma rápida, a través de vías preferenciales de flujo, lo que impide la homogeneización  de  la  señal  isotópica.  Este  hecho  demuestra  el  papel  del  conjunto  de  la  zona  no  saturada  durante  el  período  de  aguas  altas,  tal  como  se  ha  deducido  a  partir  de  la  información  hidroquímica (COT, NO3‐).     5.2.7 Relación entre las aguas superficiales y subterráneas  en el Valle del Río Turón  Se  ha  caracterizado  la  interacción  entre  el  Río  Turón  y  los  manantiales  que  constituyen el área de descarga más importante del acuífero de Sierra Blanquilla (Fig. 5.46).  Para ello, se han aplicado conjuntamente diferente técnicas de investigación hidrogeológica:  hidrodinámica, hidrotérmica e hidroquímica.    5.2.7.1 Caracterización hidrodinámica  El  control  hidrodinámico  del  Río  Turón  se  ha  llevado  a  cabo  mediante  aforos  diferenciales,  en  las  secciones  T1  y  T2  (Fig.  5.46).  En  T1,  se  han  medido  los  caudales  procedentes de la escorrentía superficial de la cabecera del río (arroyos de Buenavista y de  la  Higuera) más  el  caudal  de  descarga  del  manantial  de  Buenavista  (M‐6),  activo  sólo  en  condiciones de aguas altas. En la sección T2 se ha aforado el caudal de T1 más la aportación  subterránea procedente de  las cuatro surgencias siguientes: El Burgo (M‐15), Hierbabuena  (M‐14), Tp1‐Hierbabuena (M‐11) y Tp2‐Hierbabuena (M‐9).  Los caudales medidos durante el período de investigación están comprendidos entre  58,9 y 25.100 l/s en T2, con un valor medio de 733 l/s, y entre 0 y 8.770 l/s en T1, con un  promedio  de  238  l/s  (Fig.  5.46  y  Tab.  5.21).  El  hidrograma  del  río  muestra  variaciones  rápidas y significativas de caudal en ambos puntos de control (Fig. 5.47A), como respuesta a  los principales eventos de precipitación (primavera de 2008 y otoño e invierno de 2009 y de  2010).  El  caudal  en  T1,  mayoritariamente  de  escorrentía  superficial,  es  mayor  conforme  aumenta  la  magnitud  e  intensidad  de  los  eventos  pluviométricos,  durante  los  que  puede  constituir hasta un 49 % del caudal total medido en la sección T2  (Fig. 5.47B). En la época  estival, a partir del mes de mayo, el río deja de llevar agua en T1 y los caudales medidos en  T2 proceden exclusivamente de descarga subterránea.  ‐ 243 ‐     Figura 5.46. Contexto hidrológico e hidrogeológico del área de descarga de Sierra Blanquilla en el Río Turón.    Período de Nº de Qmáx Qmed * Qmín Qmáx/ Punto de control registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín Río Turón (T1 ) ago‐07 a may‐10 134 8.770 238 0 ‐ Río Turón (T2 ) ago‐07 a may‐10 134 25.100 733 58,9 426 Descarga neta ago‐07 a may‐10 134 18.500 495 58,9 314 subterránea Tabla 5.21. Caudales de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón, obtenidos a partir de  aforos diferenciales  efectuados en  las  secciones T1  (aguas arriba del área de descarga)  y T2  (aguas abajo de  la  misma) durante el período de investigación. (*) Caudal medio calculado a partir de la integral del hidrograma.    La diferencia de caudales entre T2 y T1, se debe a la descarga de aguas subterráneas  de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón. Sólo en situaciones de aguas altas, particularmente  durante  los  años  húmedos,  se  produce  escorrentía  superficial  (Fig.  5.47).  La  aportación  subterránea predomina sobre el caudal de escorrentía superficial durante la mayor parte del  año hidrológico (Fig. 5.47B), con una participación media superior al 89 %.  El  caudal  neto  de  descarga  se  ha  determinado  a  partir  de  134  aforos  diferenciales  realizados en las dos secciones del río, aguas arriba (T1) y abajo (T2) de las surgencias (Tab.  5.21,  Fig.  5.47B), mediante micromolinete  (en  condiciones  de  agotamiento)  y  salinómetro  ‐ 244 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  (en crecida y decrecida). Los valores de  la descarga neta  subterránea están comprendidos  entre  58,9  l/s  (23/08/2007)  y  18.500  l/s  (16/02/2010),  con  un  valor medio  de  495  l/s,  entre agosto de 2007 y mayo de 2010.          Figura  5.47.  (A)  Hidrogramas  del  Río  Turón,  en  las  secciones  T1  y  T2,  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas  en  la  estación  de  Añoreta  durante  el  período  de  investigación.  (B)  Caudal  neto  de  descarga  y  contribución (%) de T1 al caudal del río en T2 (barras grises). (C) Hidrogramas de los manantiales de El Burgo (M­ 15), Hierbabuena  (M­14),  Tp1­Hierbabuena  (M­11)  y  Tp2­Hierbabuena  (M­9).  Los  símbolos  huecos  sobre  el  eje  horizontal de los gráficos A y C indican valores nulos de caudal.    El análisis comparativo de las series de datos de caudal (Fig. 5.47) y de los valores de  caudal medio (Tabs. 5.12 y 5.21) de los manantiales que drenan Sierra Blanquilla (El Burgo,  Hierbabuena, Tp1‐Hierbabuena y Tp2‐Hierbabuena) y de los caudales en el Río Turón (T1 y  T2)  corrobora  la descarga  continuada de  agua  subterránea  en  este  último. Dicha descarga  corresponde al drenaje de los afloramientos carbonáticos de Sierra Blanquilla situados al NE  del  Valle  de  Lifa  (Figs.  5.22  y  5.46).  Los  afloramientos  de  calizas  y  dolomías  jurásicas  situados al O del mismo deben drenarse, al menos en parte, hacia la cuenca sedimentaria de  Ronda.  ‐ 245 ‐ Los diques construidos en el río (Figs. 5.22, 5.23B, 5.24A y 5.46) provocan un ascenso  de  la  lámina  de  agua  y  del  nivel  piezométrico  en  las  inmediaciones  de  los  manantiales  permanentes y,  consecuentemente, modifican  las  respuestas hidrodinámicas,  tanto del  río,  en  el  tramo  donde  se  ubican  las  presas,  como  de  los  manantiales.  Una  parte  del  agua  superficial  es  almacenada  temporalmente  en  dichas  estructuras  e  interacciona  con  la  del  acuífero,  como ha  sido  constatado  a partir  de  los  resultados de  los  ensayos de  trazadores  efectuados en el área del Valle de Lifa y Río Turón (véase el apartado 5.1.6 de este capítulo).   Por  otro  lado,  la  descarga  de  los manantiales  de  tipo  trop  plein,  que muestran  un  registro discontinuo y amplias variaciones de caudal (Fig. 5.47), se produce exclusivamente  en períodos de elevada recarga cuando el sistema de conductos que alimentan las surgencias  permanentes  (El  Burgo  y  Hierbabuena)  no  es  capaz  de  drenar  toda  el  agua.  El  funcionamiento del manantial Tp1‐Hierbabuena, situado a menos de 700 m de distancia y a  escasos 10 m por encima de la cota de surgencia del de Hierbabuena, parece especialmente  influenciado por el ascenso del nivel del río, inducido por la presa que hay aguas debajo del  manantial permanente (Fig. 5.23B).     5.2.7.2 Caracterización hidrotérmica e hidroquímica    La  figura  5.48 muestra  las  evoluciones  temporales  de  la  temperatura  de  las  aguas  subterráneas y superficiales, así como la distribución de las precipitaciones en la estación de  Añoreta y del caudal del Río Turón, en la sección T2, durante el período de estudio. En esta  figura  se  observa  que  la  temperatura  de  las  aguas  superficiales  está  claramente  condicionada  por  las  fluctuaciones  ambientales  de  dicho  parámetro,  mientras  que  las  variaciones  de  temperatura  en  las  aguas  subterráneas  son  más  atenuadas,  con  valores  comprendidos entre 11,5 y 15,9 ºC (Tabs. 5.15 y 5.22 y Fig. 5.48).   El manantial Tp1‐Hierbabuena (M‐11) muestra los valores de temperatura más bajos  de todas las surgencias y una evolución temporal comprendida entre  la de los manantiales  permanentes y  la de  las aguas superficiales (Fig. 5.48). Este hecho podría explicarse por  la  interrelación  entre  las  aguas  superficiales  del  río,  generalmente  más  frías  en  invierno  (cuando está activo el manantial Tp1‐Hierbabuena) y con valores de temperatura altamente  variables, y las aguas drenadas por los manantiales antes citados (Tab. 5.22).   ‐ 246 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura  5.48.  Evolución  temporal  de  los  valores  de  temperatura  (gráfico  intermedio)  y  conductividad  eléctrica  (gráfico superior) de las aguas subterráneas de los manantiales que constituyen el área de descarga y de las aguas  superficiales del Río Turón (T1 y T2), junto con el hidrograma de éste en la sección T2 (gráfico inferior).    Punto de control Altitud Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv (sección ) [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Río Turón (T1 ) 670 sep‐08 a mar‐10 P 53 18,9 11,8 8,5 10,4 14 Río Turón (T2 ) 580 ene‐08 a may‐10 P 115 18,2 13,5 10,6 7,6 12     Tabla  5.22.  Principales  parámetros  estadísticos  (valores  máximo,  medio,  mínimo,  amplitud  y  coeficiente  de  variación) de los valores de temperatura de las aguas superficiales del Río Turón, aguas arriba (T1) y aguas abajo  (T2)  del  área  de  descarga  subterránea  de  Sierra  Blanquilla  durante  el  período  2008­2010.  En  ambos  casos  el  registro es puntual (P).    En general, todas las aguas estudiadas muestran una débil mineralización (Fig. 5.48),  con valores de conductividad eléctrica comprendidos entre 233 μS/cm (Río Turón, en T1) y  387  μS/cm  (manantial  de  El  Burgo,  M‐15).  En  todas  las  surgencias  se  registran  picos  individuales de mineralización como respuesta a cada evento de  recarga, mientras que,  las  ‐ 247 ‐ aguas  superficiales  (T1  y  T2)  se  diluyen  como  consecuencia  de  las  precipitaciones  y  la  escorrentía superficial asociada (Fig. 5.48).   Los valores de la conductividad eléctrica del agua del Río Turón, especialmente en la  sección  T2,  y  del  manantial  de  El  Burgo  se  asemejan  en  estiaje  y  difieren  durante  los  periodos de escorrentía  superficial continuada (Fig. 5.48),  tanto más cuanto mayor es ésta  (por ejemplo, durante el año hidrológico 2009/2010). La conductividad eléctrica del agua de  los  manantiales  permanentes  muestra  una  variación  análoga  en  el  tiempo,  aunque  los  valores en el manantial de El Burgo son ligeramente superiores a los del de la Hierbabuena  (M‐14). Esta diferencia es casi constante (en torno a 20 μS/cm; Fig. 5.48), al menos, durante  los  períodos  en  los  que  el  registro  de  la  última  surgencia  es  más  completo  (primavera‐ verano), cuando es posible acceder al punto de medida.   En cuanto a  las aguas drenadas por los manantiales  trop plein, su mineralización es  inferior  a  las  del  manantial  de  El  Burgo  y  generalmente  superior  a  la  de  las  aguas  superficiales  del  río  en  T1  (Fig.  5.48).  El  agua  del manantial  de  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  presenta un valor medio de conductividad eléctrica de 293 µS/cm, mientras que el de Tp2‐ Hierbabuena  (M‐9) es de 309 µS/cm  (Tab. 5.16).  La diferencia en  la mineralización de  las  aguas  de  los  dos manantiales  trop plein  disminuye  conforme  aumenta  la magnitud  de  las  crecidas  del  río  y  es  mínima  en  el  período  de  lluvias  de  2009/2010:  los  valores  de  conductividad eléctrica se parecen más durante la crecida de este año hidrológico.   En condiciones hidrodinámicas de aguas bajas, cuando los manantiales trop plein y el  río  en  T1  están  secos,  el  caudal  del  río  procede  exclusivamente  de  los  manantiales  permanentes,  que  drenan  aguas  con  mayor  conductividad  eléctrica,  como  demuestra  la  similitud de los valores de este parámetro de las aguas del río (en T2) y del manantial de El  Burgo durante el estiaje de  los años hidrológicos 2007/2008 y 2008/2009 (Fig. 5.48). Las  aguas  superficiales  del  Río  Turón  alcanzan  un  grado  de mineralización  similar  a  la  de  las  aguas  subterráneas,  puesto  que  la  contribución de  estas  últimas  supone más del  89 % de  media  (Fig.  5.47B).  No  obstante,  durante  las  crecidas  extraordinarias  (enero  y  febrero  de  2010; Fig. 5.48), cuando los caudales superficiales son máximos, se produce una dilución y  enfriamiento de mayor magnitud en las aguas del río, en las dos secciones controladas (T1 y  T2).  La  figura  5.49  muestra  la  evolución  temporal  de  la  conductividad  eléctrica  y  la  desviación estándar de los contenidos puntuales de NO3‐ (diferencia entre el valor puntual y  el  promedio  de  cada  serie  de  datos)  en  los manantiales  de  El  Burgo, Hierbabuena  y  Tp1‐ Hierbabuena, durante el período de estudio. También se  representa el hidrograma del Río  Turón, en la sección T1, y el registro puntual de conductividad eléctrica del agua del río en  esta sección.   ‐ 248 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura 5.49. Evolución temporal de la desviación estándar de los contenidos en NO3­ (barras) y de la conductividad  eléctrica del agua de los manantiales de El Burgo (M­15), Hierbabuena (M­14) y Tp1­Hierbabuena (M­11) durante  el  período  de  investigación.  En  la  parte  inferior,  se muestra  el  hidrograma  del  Río  Turón  en  la  sección  T1,  la  evolución de la conductividad eléctrica del agua del río en dicho punto y el registro de precipitaciones de la estación  de  Añoreta.  Las  áreas  sombreadas  en  color  gris  indican  los  períodos  en  los  que  se  produce  la  dilución  de  las  concentraciones de NO3­ de las aguas de las tres surgencias.    En  las  series  temporales  de  conductividad  eléctrica  y  desviación  estándar  de  las  concentraciones de NO3‐ del agua de  las  tres surgencias (Fig. 5.49) se registran  los valores  máximos al inicio del período de lluvias (septiembre‐octubre de 2008 y diciembre de 2009),  seguidos de una disminución generalizada de ambos parámetros  (áreas grises en  la  figura  5.49), coincidiendo con las situaciones de crecida en el Río Turón y en los tres manantiales  considerados. Tras esta dilución, y una vez cesa la precipitación y el flujo de agua superficial  por el río en la sección T1, los contenidos en NO3‐ vuelven a presentar valores de desviación  estándar  positiva  durante  el  período de  agotamiento,  al mismo  tiempo  que  los  valores  de  conductividad  eléctrica  aumentan  levemente  y  el  caudal  en  el  río,  aguas  arriba  de  los  manantiales (en T1), cesa.  ‐ 249 ‐ Las  aguas  de  escorrentía  del  Río  Turón  parecen  lixiviar  los  NO3‐  producidos  en  su  cuenca alta (Valle de Lifa; Fig. 5.46), coincidiendo con las primeras precipitaciones de cada  año  hidrológico,  lo  que  explicaría  el máximo  de  concentración  causado  por  los    primeros  episodios  de  recarga  significativos,  con  valores  muy  por  encima  de  la  media  en  los  manantiales  donde  se  ha  llevado  a  cabo  un  muestreo  más  continuado  (Fig.  5.49).  No  obstante, cuando existen  lluvias abundantes y escorrentía en el Río Turón, se produce una  dilución y los contenidos en NO3‐ son inferiores a la media. En estiaje, cuando el río está seco  en la sección T1 y no llega agua de escorrentía, los contenidos en NO3‐ aumentan ligeramente  hasta  recuperar  los  valores  habituales  de  la  descarga  subterránea.  Esto  corrobra  la  interacción entre las aguas superficiales y las subterráneas en el área de estudio.   Se ha realizado un análisis de componentes principales (ACP) con todas las muestras  de agua de los manantiales y del Río Turón. Los resultados se presentan en la tabla 5.23 y en  la figura 5.50. Para llevar a cabo el tratamiento estadístico se han considerado 330 muestras  y  las  12  variables  hidroquímicas  que  aparecen  en  la  tabla  5.23.  Los  tres  componentes  principales  del  ACP  explican  el  74,3 %  de  la  varianza  total:  36,4 %  el  factor  1,  26,7 %  el  factor 2 y 11,2 % el factor 3.    CE Temp Ca+2 Na+ Mg+2 TAC Cl­ NO ­3 SO ­2 4 COT logPCO2 ISCAL CE 1 Temp 0,435 1 Ca+2 0,717 0,072 1 Na+ 0,542 0,039 0,546 1 Mg+2 0,360 0,617 ‐0,074 ‐0,051 1 TAC 0,817 0,202 0,747 0,618 0,157 1 Cl­ 0,700 0,239 0,709 0,580 0,028 0,631 1 NO ­3 0,107 0,268 0,172 ‐0,008 0,159 ‐0,107 0,372 1 SO ­24 0,114 0,347 ‐0,155 ‐0,278 0,532 ‐0,262 ‐0,090 0,277 1 COT 0,239 ‐0,243 0,535 0,403 ‐0,578 0,340 0,488 0,267 ‐0,502 1 logPCO2 0,589 0,453 0,443 0,253 0,391 0,434 0,306 0,096 0,230 ‐0,113 1 ISCAL ‐0,257 ‐0,387 ‐0,071 ‐0,006 ‐0,362 ‐0,035 ‐0,010 ‐0,111 ‐0,350 0,288 ‐0,891 1   Tabla 5.23. Matriz de  correlación del ACP  efectuado  con  los datos hidroquímicos de  los manantiales del área de  descarga de Sierra Blanquilla (borde S) y de las aguas superficiales del Río Turón (en T1 y T2).     La conductividad eléctrica de las aguas está bien correlacionada con las variables que  más condicionan la mineralización del agua: TAC, Ca+2, Cl‐; y, en menor grado, logPCO2 y Na+  (Tab. 5.23 y Fig. 5.50A,  factor 1). La correlación también es significativa entre  los pares de  variables  Temp‐Mg+2,  Ca+2‐COT  y  Mg+2‐SO4‐2.  Estos  componentes  hidroquímicos,  así  como  COT e  ISCAL, permiten distinguir claramente entre aguas superficiales, con mayores valores  de  estos  dos  últimos  parámetros,  y  aguas  subterráneas,  caracterizadas  por  su  mayor  temperatura  y  concentraciones  más  elevadas  de  Mg+2  y  SO4‐2  (factor  2,  Fig.  5.50A)  y  por  ‐ 250 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  valores más elevados de conductividad eléctrica. La variable NO3‐ es explicada por el factor 3  (no  incluido  en  la  figura  5.50)  y  presenta  una  correlación  estadística  muy  baja,  no  significativa, con las otras variables (Tab. 5.23), lo cual es congruente con un origen distinto  del resto del conjunto, como se ha indicado previamente.        Figura  5.50.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas) del ACP realizado con los datos hidroquímicos de los manantiales permanentes y trop plein del área de  descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón y las aguas superficiales de dicho río.    Las  aguas  del  manantial  de  El  Burgo  (M‐15)  muestran  los  mayores  valores  de  conductividad  eléctrica,  sobre  todo  en  crecida,  cuando  aumentan  los  valores  de TAC  y  los  contenidos de Ca+2 y Cl‐ (Fig. 5.50B). En estiaje presentan mayores valores de temperatura,  Mg+2 y SO4‐2 y valores más bajos de COT e ISCAL. En aguas bajas,  las aguas del manantial de  Hierbabuena (M‐14) presentan una composición química similar a  las de El Burgo, aunque  las primeras son algo menos mineralizadas. Las aguas de las surgencias trop plein comparten  ciertas  características  químicas  con  las  de  los  manantiales  permanentes  tomadas  en  situaciones  de  aguas  altas  y  en  condiciones  intermedias.  Por  otro  lado,  las  aguas  del  manantial de Tp2‐Hierbabuena (M‐9) muestran valores más elevados de temperatura y TAC  y mayores concentraciones de Mg+2 que las aguas de la surgencia de Tp1‐Hierbabuena (M‐ 11), aunque con contenidos más bajos de COT.  El ACP  llevado a  cabo pone de manifiesto  la  existencia de diferentes  tipos de agua  que  interaccionan  en  el  tramo  del  Río  Turón  donde  se  produce  la  descarga  de  agua  subterránea procedente de Sierra Blanquilla (Fig. 5.46). Así, la figura 5.50B demuestra que el  agua del río en la sección T2 es una mezcla del agua superficial y del agua subterránea de los  manantiales que descargan en el tramo comprendido entre los puntos T1 y T2. Las muestras  de agua recogidas en  la  sección T2 del  río están más próximas a  las de  los manantiales,  lo  ‐ 251 ‐ que constata que  la proporción de agua de estos últimos es mayor en  la mezcla. Las aguas  que fluyen por el río en la sección T1 son menos mineralizadas porque presentan los valores  más bajos en la mayoría de sus componentes químicos (Fig. 5.50B), han sufrido procesos de  desgasificación o pérdida de CO2 en contacto con la atmósfera (con el consiguiente aumento  de ISCAL), tienen mayores contenidos en COT por el arrastre superficial de este componente  del suelo y los contenidos más elevados en NO3‐ por las actividades ganaderas existentes en  el  área del Valle de Lifa  (Fig.  5.46). Al  llegar  a  la  zona de descarga de Sierra Blanquilla  se  produce un aumento de la mineralización, debido al aumento de TAC y de buena parte de los  componentes  químicos  del  agua:  Ca+2,  Mg+2,  SO4‐2  y  Cl‐,  entre  otros.  Sin  embargo,  los  contenidos en NO3‐ disminuyen como consecuencia de la aportación de aguas subterráneas  con  concentraciones  más  bajas  en  dicho  componente  y  de  la  propia  dilución  asociada  al  aumento de escorrentía durante el periodo de aguas altas (Fig. 5.49).    5.2.8 Evolución hidrogeoquímica de las aguas en el área de  descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón    La  composición  química  de  las  aguas  en  sistemas  kársticos  depende  fundamentalmente  de  la  disolución,  en  proporciones  variables,  de  calcita  y  dolomita,  que  constituyen  las  secuencias  litológicas  de  naturaleza  carbonática  (White,  1988;  Ford  y  Williams,  2007).  La  disolución  de  minerales  carbonáticos  se  produce  por  las  aguas  de  infiltración, que disuelven CO2 de la cobertera edáfica de los acuíferos (White, 1988; Drever,  1997; Parkhurst y Appelo, 1999).  En el  ámbito geológico perimediterráneo,  el  sustrato de  los acuíferos carbonáticos,  con  frecuencia,  está  constituido  por  formaciones  evaporíticas  (Plummer  et  al.,  1990;  Abdesselam et al., 2000; Capaccioni et al., 2001; López‐Chicano et al., 2001; Cardenal et al.,  1994;  Moral  et  al.,  2008),  que  incluyen  minerales  como  yeso,  anhidrita,  halita,  silvina  y  carnalita, más solubles en las aguas subterráneas. Los procesos hidrogeoquímicos que tienen  lugar  en  este  tipo  de  acuíferos  están  controlados  por  las  reacciones  de  disolución/precipitación  del  sistema  calcita‐dolomita‐yeso  y  condicionados  por  la  disponibilidad de estos minerales, las condiciones termodinámicas y la cinética de reacción  de  las  fases minerales  (Jacobson  y  Langmuir,  1974;  Freeze  y  Cherry,  1979;  Drever,  1997;  Parkhurst y Appelo, 1999; Moral et al., 2008).    La  relación  rMg/Ca  refleja  la  abundancia  relativa  de  calcita  sobre  dolomita  o  viceversa en la formación acuífera (Langmuir, 1971; White, 1988; Fairchild et al., 2000), por  lo  que  permite  estimar,  de  forma  aproximada  el  predominio  de  una  litología  (caliza  o  ‐ 252 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  dolomía) sobre la otra. Debido a las diferencias en la cinética de reacción entre la calcita y la  dolomita,  mucho  más  rápida  en  la  primera,  la  relación  rMg/Ca  es,  además,  un  indicador  cualitativo del  tiempo de permanencia en el acuífero (o grado de  interacción agua‐roca) y,  consecuentemente,  de  la  velocidad  de  flujo  de  las  aguas  en  este  tipo  de  medios  (Mudry,  1987; Emblanch 1998; Cardenal et al., 1994; López‐Chicano et al., 2001; Moral et al., 2008).  No  obstante,  en  ciertas  ocasiones,  la  interpretación  de  esta  relación  iónica  puede  resultar  ambigua, ya que también depende de la disponibilidad mineral, en concreto de la dolomita, a  lo largo de una línea de flujo: a mayor cantidad de dolomita, mayor es rMg/Ca, sin que por  ello sea estrictamente necesario un mayor tiempo de permanencia del agua subterránea en  el interior del acuífero.  Los valores de la relación rMg/Ca de las aguas de los manantiales de El Burgo (M‐15),  Hierbabuena  (M‐14)  y  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  están  correlacionados  positivamente  con  las concentraciones de SO4‐2 (Fig. 5.51). La tendencia que describen en la figura 5.51 (línea A)  demuestra que la evolución hidrogeoquímica de las aguas está influenciada por la disolución  de minerales evaporíticos sulfatados que constituyen el sustrato del acuífero.          Figura 5.51. Relación entre Mg/Ca y el contenido en SO4­2 de las aguas drenadas por los principales manantiales de  Sierra Blanquilla, que constituyen el área de descarga subterránea hacia el Valle del Río Turón.    En  condiciones  de  aguas  altas,  cuando  los  contenidos  de  SO4‐2  son  mínimos  (Fig.  5.51), la proporción de Ca+2 aumenta con respecto a la de Mg+2, mientras que en situaciones  de aguas bajas (contenidos máximos en SO4‐2), es la concentración de Mg+2 la que aumenta  con respecto a la de Ca+2. No obstante, en condiciones excepcionales de recarga, en un grupo  ‐ 253 ‐ reducido  de  aguas  de  la  surgencia  de  El  Burgo  registran  valores  de  rMg/Ca  ligeramente  superiores a los que cabría esperar (para una concentración de en torno a 5 mg/l de SO4‐2),  de acuerdo con la tendencia general que marca la evolución geoquímica de la mayoría de las  muestras (tendencia A; Fig. 5.51).  Las  aguas  del manantial  trop  plein  Tp2‐Hierbabuena,  recogidas  exclusivamente  en  condiciones de aguas altas  (cuando  la surgencia está activa), presentan valores de rMg/Ca  relativamente elevados (superiores a 0,15) y un menor rango de variación que el resto (Fig.  5.51).  Los  contenidos  en  SO4‐2  son  mínimos,  en  torno  a  4  mg/l.  La  distribución  de  las  muestras de  la surgencia Tp2‐Hierbabuena en  la  figura 5.51 (tendencia B) responde a una  evolución hidrogeoquímica marcada por la disolución, en proporciones variables, de calcita  y dolomita.  Se  ha  llevado  a  cabo  la  representación  de  las  relaciones  iónicas más  significativas  entre  los  componentes  químicos  Ca+2,  Mg+2,  TAC  y  SO4‐2  (Fig.  5.52A‐D),  para  conocer  la  influencia de los materiales evaporíticos triásicos sobre las características químicas del agua  del manantial de El Burgo (M‐15).  Las concentraciones de Ca+2 decrecen generalmente de forma exponencial, a medida  que aumentan los contenidos en SO4‐2 de las aguas de la surgencia (Fig. 5.52A). No obstante,  en  las  muestras  recogidas  durante  el  estiaje,  esta  tendencia  se  ve  interrumpida  por  un  aumento de las concentraciones de Ca+2 conforme a las de SO4‐2.  Los  contenidos  en  Mg+2  muestran  una  correlación  positiva  con  los  de  SO4‐2,  de  manera  que  se  registran  los  valores  máximos  de  ambos  componentes  en  condiciones  de  aguas bajas (Fig. 5.52B). No obstante, las concentraciones de Mg+2 no son muy elevadas, del  orden de 5 veces menos que las de Ca+2.  El  índice  de  saturación  en  calcita  de  las  aguas,  en  condiciones  de  aguas  altas  (contenidos mínimos en SO4‐2), varía desde aguas subsaturadas hasta sobresaturadas en este  mineral (Fig. 5.52C). En situaciones intermedias, las aguas se encuentran mayoritariamente  sobresaturadas en calcita y en estiaje presentan un estado de equilibrio o subsaturación de  calcita, aunque predomina este último.  Los valores de Ca+Mg‐TAC aumentan conforme lo hacen los contenidos en SO4‐2 (Fig.  5.52D),  aunque hasta  un  valor  umbral  de  este  último  (0,7‐0,8 meq/l)  a  partir  del  cual  los  valores de Ca+Mg‐TAC  tienden a ser  relativamente constantes. Esto ocurre,  sobre  todo, en  las aguas del manantial recogidas en condiciones hidrodinámicas de aguas bajas.   ‐ 254 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura 5.52. Relaciones  iónicas entre  los contenidos de Ca2+ y Mg2+ y  los valores de ISCAL y Ca+Mg­TAC frente a  las  concentraciones de SO4­2 (A­D) del agua del manantial de El Burgo (M­15).    Se  han  calculado  las  fracciones  de  Ca+2  de  las  aguas,  que  proceden  de  un  origen  carbonático  y  evaporítico,  mediante  las  relaciones  estequiométricas  de  las  reacciones  químicas que controlan los procesos de disolución/precipitación de calcita y yeso (Eqs. 1 y  2).  Se  ha  asumido  que  todo  el  SO4‐2  disuelto  procede  de  la  disolución  de  minerales  evaporíticos y que  tanto Ca+2  como SO4‐2  se encuentran en estado  iónico y no en  forma de  complejos.     CaCO3 (s) ↔ Ca+2 + CO3‐    [1]                                                                                         CaSO4 (s)↔ Ca+2 + SO4‐2   [2]    El  contenido  en  Ca+2  procedente  de  la  disolución  de  yeso  se  ha  restado  al  total  disuelto (valor medido) en cada una de las muestras, para obtener la concentración de Ca+2   que  se  disuelve  a  partir  de  la  calcita  y  dolomita.  La  fracción  evaporítica  procede  de  la  disolución de minerales ricos en Ca+2 y SO4‐2, según el ratio molar 1:1. Por cada mol de CaSO4  (mineral),  se  disocian  un mol  de  Ca+2  y  otro  de  SO4‐2.  La  fracción  restante  corresponde  al  producto de disolución de rocas carbonáticas.                                                      ‐ 255 ‐ La figura 5.53 muestra las evoluciones temporales de la relación Mg/Ca residual de  las aguas del manantial de El Burgo (M‐15), que sólo tiene en cuenta la parte de Ca+2 y Mg+2  procedente de la disolución de calcita y dolomita. También se representan los contenidos de  Ca+2 total, medidos inicialmente en las aguas (Ca+2 de origen carbonático y evaporítico), y los  de procedencia carbonática (una vez sustraída la proporción de Ca+2 evaporítico).   Las composiciones químicas ricas en Mg+2 predominan en las muestras recogidas en  períodos  de  aguas  bajas,  mientras  que  los  términos  composicionales  con  mayores  contenidos de Ca+2 están mejor representados en  las épocas de aguas altas, en condiciones  de recarga (Fig. 5.53A).   La  contribución  media  de  Ca+2  de  origen  evaporítico  (disolución  de  yeso)  al  contenido  total  disuelto de Ca+2  es del  8 %.  Las mayores  aportaciones de Ca+2  evaporítico  tienen lugar, generalmente, en períodos no influenciados por la recarga (estiaje de los años  hidrológicos 2007/08 y 2008/09; Fig. 5.53B), en los que se alcanza un valor máximo del 18  %  (julio de 2009). Esta  fracción de Ca+2  evaporítico  es prácticamente nula  en períodos de  lluvias, debido al elevado grado de dilución de  las aguas,  sobre  todo de octubre de 2008 a  marzo de 2009 y de enero a abril de 2010.       Figura 5.53. Evolución temporal de la relación Mg/Ca residual (Ca+2 molar procedente de la disolución de minerales  carbonáticos) y del Ca+2 disuelto en  las aguas del manantial de El Burgo (M­15):  total  ­medido­ (carbonatos más  evaporitas) y de origen exclusivamente carbonático ­calculado­.    En  definitiva,  las  concentraciones  de  SO4‐2  de  las  aguas  de  la  mayoría  de  los  manantiales  del  Río  Turón,  a  excepción  de  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9),  son  indicativas  de  la  disolución de yeso diseminado en las arcillas triásicas con evaporitas que se encuentran en  ‐ 256 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  la base del  acuífero  carbonático  (corte hidrogeológico A‐A´ de  la  figura 5.23 y Figs.  5.52 y  5.53).  Este  proceso  condiciona  la  evolución  geoquímica  de  las  aguas  de  los  acuíferos  carbonáticos  jurásicos  y  modifica  la  composición  química  original,  que  está  controlada  fundamentalmente por la disolución de calcita y dolomita. El aumento de los contenidos en  SO4‐2 y Mg+2 de las aguas, a causa de la disolución de yeso y dolomita, y la disminución de las  concentraciones de Ca+2, así como de los valores de TAC y ISCAL denotan la precipitación de  calcita por efecto de ión común en condiciones de aguas bajas (Fig. 5.53A y C). La influencia  de  las  rocas  evaporíticas  sobre  la  composición  química  de  las  aguas  de  los  acuíferos  carbonáticos  se  ha  puesto  de  manifiesto  en  otras  zonas  de  estudio  del  S  de  España,  en  contextos geológicos similares (López‐Chicano et al., 2001; Moral et al., 2008, Martos‐Rosillo  et al., 2009; Mudarra y Andreo, 2011; Barberá y Andreo, 2011).    5.2.9  Síntesis  hidrogeológica  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla      Los  afloramientos  carbonáticos  del  acuífero  de  Sierra  de  Blanquilla  ocupan  una  superficie de 35,2 km2. Las calizas y dolomías presentan una estructura anticlinal “en cofre”,  de dirección NE‐SO e  inmersión hacia el NE, que ha sido compartimentada en bloques por  fallas  transversales.  Los  límites  y  la  geometría  del  acuífero  han  sido  precisados mediante  ensayos de trazadores, cuyos resultados son coherentes con  la desconexión hidrogeológica  entre las sierras Blanquilla e Hidalga y la división de la primera en dos sectores principales:  uno  occidental  (limítrofe  con  el  Valle  de  Lifa),  con  descarga  visible  por  el  manantial  de  Hidalga  (M‐3)  y  subterránea  ‐oculta‐  hacia  la  Depresión  de  Ronda;  y  otro  centro‐oriental  (relieves al S del Puerto del Viento y vertiente S del Cerro de Juan Pérez), drenado por  los  manantiales del Río Turón.    La descarga más importante del acuífero se dirige hacia el borde meridional, donde  los  manantiales  permanentes  El  Burgo  (M‐15)  y  Hierbabuena  (M‐14),  y  trop  pleins  Tp1‐ Hierbabuena  (M‐11)  y  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9),  constituyen  una  importante  área  de  descarga subterránea en el Valle del Río Turón (Fig. 5.54). En conjunto, el caudal medio de  las cuatro surgencias ‐descarga subterránea neta‐, medido en el Río Turón mediante aforos  diferenciales, es de 495 l/s durante el período de investigación.   La magnitud de los caudales y la rapidez de las repuestas hidrodinámicas frente a las  precipitaciones, deducidas a partir del análisis  individual de  los hidrogramas de  los cuatro  manantiales y mediante aforos diferenciales en el río (descarga subterránea neta) sugieren  un  gran  desarrollo  de  la  karstificación  en  el  acuífero  de  Sierra  Blanquilla  (Fig.  5.54).  El  ‐ 257 ‐ análisis  comparativo  de  los  caudales  de  los  manantiales  del  Río  Turón  ha  permitido  establecer un caudal de descarga de 1.100 l/s de los manantiales permanentes (El Burgo y  Hierbabuena)  a  partir  del  cual  entran  en  funcionamiento  las  surgencias  trop  plein  (Tp1‐ Hierbabuena y Tp2‐Hierbabuena).        Figura 5.54. Esquema hidrogeológico  conceptual del  funcionamiento del área de descarga del acuífero de Sierra  Blanquilla  hacia  el  Valle  del  Río  Turón,  en  condiciones  hidrodinámicas  de  agotamiento  (bloque  superior)  y  de  crecida (bloque inferior).     Los parámetros característicos de la decrecida y agotamiento de la serie de caudales  de descarga subterránea neta ponen de manifiesto que el sector centro‐oriental del acuífero  presenta  un  drenaje  propio  de  sistemas  con  un  elevado  grado  de  karstificación,  aunque  ‐ 258 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  hidrodinámicamente complejos. El análisis de  la  curva de agotamiento del manantial de  la  Hierbabuena (M‐14), con valores mínimos del parámetro k, corrobora la hipótesis anterior y,  además,  demuestra  la  baja  capacidad  de  regulación  natural  del  sistema.  No  obstante,  la  existencia de presas de regulación de avenidas a lo largo del Río Turón, especialmente en las  inmediaciones  de  los  manantiales  permanentes  (Fig.  5.54),  modifica  el  régimen  hidrodinámico  del  acuífero  y,  consecuentemente,  enmascara  los  parámetros  hidráulicos  intrínsecos de éste. Por  tanto,  los  tiempos de decrecida deben  ser  aún más  cortos que  los  obtenidos y los coeficientes de agotamiento mayores.  Los  valores  de  temperatura  más  elevados  de  las  aguas  del  manantial  Tp2‐ Hierbabuena  (M‐9)  y  su  escasa  variabilidad,  contrastan  con  las  aguas  más  frías  y  las  marcadas variaciones de temperatura registradas en las surgencias de El Burgo (M‐15) y de  Tp1‐Hierbabuena (M‐11). Esta diferencia en la capacidad de modular la transferencia de la  temperatura  de  las  aguas  sugieren  una  mayor  homogeneización  térmica  en  el  sector  drenado  por  el manantial  trop plein  Tp2‐Hierbabuena,  lo  que  permite  deducir  una menor  mezcla  con  las aguas del Río Turón. La  temperatura  registrada en  las aguas del manantial  Tp1‐Hierbabuena,  con  valores  comprendidos  entre  las  aguas  subterráneas  y  las  superficiales, podría explicarse por  la  influencia  ‐térmica‐ de  las aguas del Río Turón en el  área de descarga de la surgencia (Fig. 5.54).  Las  aguas  drenadas  por  los  principales  manantiales  del  acuífero  muestran  composiciones químicas variables, con  facies de  tipo bicarbonatada cálcica, en  los sectores  acuíferos  central  y  oriental,  y  bicarbonatada‐sulfatada  cálcica,  en  el  occidental.  Existe  una  gran variabilidad en la evolución temporal de las respuestas naturales, que es más elevada  en las surgencias que descargan hacia el borde S del acuífero.   El sector drenado por los manantiales de El Burgo, Hierbabuena y Tp1‐Hierbabuena  presenta un funcionamiento marcadamente kárstico (Fig. 5.54), como sugieren los tiempos  de respuesta rápidos frente a las lluvias (1‐7 días), los amplios rangos de variación y formas  plurimodales de las curvas de distribución de frecuencias de la conductividad eléctrica y las  variaciones  de  gran  magnitud  de  todos  los  parámetros  hidroquímicos  e  isotópicos  registrados en sus aguas.   Las  características  hidroquímicas  de  las  aguas  del  manantial  de  Hidalga  (sector  occidental del acuífero),  con una mineralización elevada y concentraciones más altas de  la  mayoría  de  componentes  hidroquímicos,  ponen  de  manifiesto  la  mayor  influencia  de  los  materiales evaporíticos triásicos de la base del acuífero en el sector occidental.   La contribución de la zona no saturada al flujo de los manantiales que drenan hacia el  Río Turón es máxima en  los períodos  lluviosos, debido a que el  drenaje  kárstico está más  desarrollado  en  las  zonas más  superficiales  del  acuífero  (Fig.  5.54B).  Tanto  en  el  epikarst  ‐ 259 ‐ como en el resto de la zona no saturada, los procesos de karstificación (disolución de calcita  y dolomita) se producen con cierta intensidad.    La participación de la zona saturada es variable según el manantial que se considere  (Fig. 5.54): en los permanentes (El Burgo y Hierbabuena) es mínima en períodos de recarga  y  predominante  en  estiaje,  mientras  que  en  los  trop  pleins  (Tp1‐Hierbabuena  y  Tp2‐ Hierbabuena)  es  relativamente  escasa,  aunque  mayor  en  el  último.  La  evolución  hidrogeoquímica  de  las  aguas  almacenadas  en  zonas  más  profundas  del  acuífero  está  marcada por la interacción con los materiales evaporíticos triásicos del basamento.   La relación de transferencia entre las aguas superficiales y las aguas subterráneas en  el  Valle  del  Río  Turón,  aunque  difícil  de  precisar,  ha  sido  constatada  mediante  el  uso  conjunto de trazadores artificiales y naturales. Los resultados de los ensayos de trazadores,  así  como  la  información  hidrodinámica,  hidrotérmica,  hidroquímica  e  isotópica  han  contribuido a  la mejor comprensión del  funcionamiento hidrogeológico de  los manantiales  que drenan hacia el Río Turón,  en el borde S de Sierra Blanquilla  (Fig. 5.54). Esta  área de  descarga  constituye  un  almacén  de  recursos  hídricos  de  cierto  potencial,  pero  que  se  ven  mermados por el escaso poder de regulación natural del acuífero.  ‐ 260 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.3 EL SISTEMA HIDROLÓGICO DE LA FUENSANTA  5.3.1 Antecedentes y justificación de la investigación    El manantial de la Fuensanta (M‐12), localizado en el límite más meridional del área  de  estudio  (Fig.  5.55)  se  ha  relacionado  tradicionalmente  con  la  descarga  de  agua  subterránea del sector más oriental del acuífero de Sierra Hidalga (IGME, 1983; DPM, 1988;  CHS‐IGME‐GHUMA,  2004;  DPM‐IGME‐GHUMA,  2007).  En  el  transcurso  de  la  presente  investigación se han llevado a cabo varios ensayos de trazadores artificiales (véase apartado  5.1.6  de  esta  Memoria)  para  constatar  la  posible  conexión  hidrogeológica  entre  el  sector  centro‐oriental  de  este  macizo  carbonático  y  la  surgencia  de  la  Fuensanta,  aunque  en  ninguno  de  los  casos  se  ha  detectado  en  el  manantial  la  presencia  de  los  trazadores  artificiales inyectados en Sierra Hidalga.     En  este  apartado  se  trata  de  precisar  el  área  de  recarga  del  manantial  de  la  Fuensanta,  que  emerge  en medio de  un  extenso  afloramiento de margocalizas  cretácicas  ‐ materiales considerados generalmente de baja permeabilidad‐ y evaluar las relaciones entre  las aguas superficiales y subterráneas en el entorno de la surgencia, en la denominada área  de la Fuensanta.     5.3.2 Localización y contexto geológico   La  cuenca  vertiente  al  Arroyo  de  la  Fuensanta  y  a  su  tributario,  el  Arroyo  del  Convento  (Fig.  5.55),  ocupa  una  extensión  de  22,9  km2.  Las  litologías  que  afloran  son  principalmente  margocalizas  cretácicas,  si  bien  en  determinados  sectores  podrían  considerarse calizas margosas, dado su elevado contenido en carbonatos. En cualquier caso,  estos materiales se  incluyen en el dominio Subbético  Interno occidental o Penibético. Al S,  afloran entre otros materiales areniscas, dolomías,  conglomerados y brechas calcáreas  (no  diferenciados  en  la  figura  5.55)  de  edades  comprendidas  entre  el  Pérmico  y  el  Mioceno,  pertenecientes  a  los  complejos Maláguide  y  de  la  Dorsal,  pertenecientes  ambos  a  la  Zona  Interna de la Cordillera Bética. Las margocalizas y calizas margosas cretácicas constituyen el  núcleo  de  una  estructura  sinclinal,  alineada  según  la  dirección  NE‐SO  (mapa  geológico  y  corte  geológico  E‐E´  adjuntos).  Dicha  estructura  queda  limitada  al  N  por  las  calizas  y  dolomías  jurásicas del  flanco meridional del anticlinal de Sierra Blanquilla, mediante  fallas  normales e inversas, mientras que al S es cabalgada por los materiales maláguides.   ‐ 261 ‐   ‐ 262 ‐ Figura 5.55. Esquema hidrológico­hidrogeológico del área de la Fuensanta. Las secciones A y B representan los perfiles de prospección geoeléctrica realizados en la zona de estudio.   Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  En  el  marco  de  la  presente  Tesis  Doctoral,  se  ha  realizado  una  campaña  de  prospección geofísica en el área próxima al manantial de la Fuensanta (Fig. 5.55), con objeto  de determinar la profundidad del contacto litológico entre las calizas margosas cretácicas y  las  calizas  jurásicas  que  estratigráficamente  se  encuentran  por  debajo  de  las  primeras.  El  estudio  se  llevó  a  cabo  con  la  ayuda  de  los  investigadores  Jesús  Galindo‐Zaldivar  (Universidad de Granada) y Antonio Pedrera (IGME). El método geofísico seleccionado fue el  de  tomografía  eléctrica,  que  permite  estimar  los  valores  de  resistividad  eléctrica  y  polarización inducida del terreno, tras inducir una carga eléctrica al mismo. La profundidad  máxima de exploración fue de 60 m.   Se  realizaron  dos  perfiles  de  investigación  (Figs.  5.55  y  5.56):  uno  (A)  a  escasos  metros del manantial, con 355 m de longitud y orientado prácticamente según la dirección  del Arroyo de  la Fuensanta en esta zona  (ONO‐ESE), y otro  (B) en  las  inmediaciones de  la  surgencia de Portillo (M‐8), con 300 m de  longitud y paralelo al  trazado casi rectilíneo del  mismo arroyo en este tramo (OSO‐ENE).    El perfil A (Fig. 5.56, arriba) muestra una zona superficial poco resistiva, atribuible  a depósitos fluviales y coluviales. En profundidad,  los materiales presentan valores bajos y  más homogéneos de  resistividad  eléctrica,  lo  que puede  interpretarse  como materiales de  fracción más arcilloso‐margosa. No obstante, bajo el punto de surgencia  (flecha negra; Fig.  5.56) parece existir una estructura profunda vertical (rectángulo de traza discontinua) que  separa  dos  bloques  con  características  resistivas  diferentes:  resistivo  aguas  arriba  del  manantial  (ONO)  y  conductor  aguas  abajo  (ESE). Dicha  estructura  podría  representar  una  zona de falla,  lo que es coherente con el hecho de que la surgencia emerge en una zona de  fractura.  Respecto  a  los  datos  de  polarización  inducida  del  perfil  A  (Fig.  5.56),  los  dos  máximos profundos podrían corresponder a materiales más margosos.  En  el  perfil  B  (Fig.  5.56,  abajo)  se  observa  claramente  el  contacto  entre  el  relleno  superficial  (más  resistivo)  y  el  basamento más  profundo  (conductor)  que  buza  levemente  hacia  el  extremo  OSO  del  perfil.  No  obstante,  las  variaciones  de  resistividad  eléctrica  probablemente  estén  asociadas  a  los  cambios  de  la  fracción  carbonática  de  los materiales  cretácicos.  Los  valores  de  polarización  inducida  son  bastante  homogéneos,  con  un  ligero  aumento hacia la parte profunda del extremo OSO del perfil, que se interpretaría como más  margosa.     Por  consiguiente,  no  se  han  detectado,  al menos  hasta  60 metros  de  profundidad,  materiales  que  puedan  ser  atribuidos  a  las  calizas  jurásicas.  No  obstante,  las  interpretaciones geofísicas deben ser contrastadas con sondeos mecánicos para precisar  la  profundidad  a  la  que  se  encuentran  estas  últimas.  A  este  respecto, Martín‐Algarra  (1987)  estimó para el área de estudio considerada en esta Memoria (mapa geológico adjunto) una  ‐ 263 ‐ potencia mínima de  las calizas margosas cretácicas  ‐Grupo Espartina‐ de 80 m (Puerto del  Viento)  y máxima de 200 m  (Sierra de Teba). En el  área de  la Fuensanta estos materiales  están replegados e intensamente deformados, por lo que es difícil estimar la profundidad a  la que se encuentran las calizas jurásicas bajo los materiales cretácicos.      Figura 5.56. Perfiles geoeléctricos de resistividad (arriba) y polarización inducida (abajo) realizados en el área de la  Fuensanta: (A) próximo al manantial de la Fuensanta (M­12) y (B) en las inmediaciones de la surgencia de Portillo  (M­8). La situación de ambos perfiles se indica en la figura 5.55.    ‐ 264 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  5.3.3 Puntos de agua subterránea    En la cuenca del Arroyo de la Fuensanta existen numerosos manantiales asociados a  las formaciones geológicas cretácicas, generalmente con bajos caudales. Entre ellos destaca  el manantial de  la Fuensanta (M‐12), el más caudaloso y situado a menor altitud, a 620 m  s.n.m. (Tab. 5.24 y Figs. 5.55 y 5.57A y B). El agua de esta surgencia se utiliza, en parte, para  el mantenimiento del área recreativa adyacente. El resto del caudal se drena por el arroyo  homónimo hacia el cauce del Río Turón, del que es afluente por la derecha.     x­UTM y­UTM Cota Término Denominación  Referencia Uso [m] [m] [m s.n.m.] municipal Los Sauces M‐4 322.631 4.069.413 765 El Burgo Abrevadero y uso privado Convento M‐5 324.619 4.069.841 710 El Burgo Abastecimiento privado Tp­Fuensanta M‐7 323.886 4.070.792 660 El Burgo Sin uso Portillo M‐8 323.119 4.070.795 685 El Burgo Sin uso Fuensanta M‐12 325.045 4.071.696 620 El Burgo Riego de área recreativa Tabla 5.24. Características principales de los manantiales inventariados en el área del Arroyo de la Fuensanta.    A unos 3 km al SO del manantial de la Fuensanta, junto a la pista forestal que recorre  el  área  de  estudio,  emerge  el manantial  estacional  Tp‐Fuensanta  (M‐7;  660 m  s.n.m.),  que  sólo  drena  agua  tras  períodos  de  abundantes  lluvias  (Tab.  5.24  y  Figs.  5.55  y  5.57C).  Los  manantiales  de  Portillo  (M‐8,  685  m  s.n.m.)  y  de  los  Sauces  (M‐4,  765  m  s.n.m.)  son  permanentes  y  también  drenan margocalizas  o  calizas margosas  cretácicas.  El  agua  de  la  última  surgencia  se  aprovecha  para  el  ganado  y  como  abastecimiento  privado.  Todas  las  surgencias  inventariadas vierten sus aguas, directa o  indirectamente, hacia el Arroyo de  la  Fuensanta (Fig. 5.56).   La surgencia del Convento (M‐5, 710 m s.n.m.) constituye  la descarga visible de un  pequeño  afloramiento  de  dolomías  maláguides  hacia  el  arroyo  homónimo.  También  hay  descarga difusa a lo largo del cauce, 200‐300 m aguas abajo del manantial. La polisurgencia  está captada para el abastecimiento de las propiedades privadas anexas (Fig. 5.57D).  Por  último,  no  se  tiene  constancia  de  la  existencia  de  sondeos  que  capten  agua  subterránea del área de la Fuensanta.    ‐ 265 ‐ Manantial Tipo A B C D Figura 5.57. (A) Antiguo convento y molino de harina del siglo XVIII en cuyas inmediaciones nace el manantial de la  Fuensanta (M­12). (B) Detalle de la alberca en la que emerge el agua de la surgencia, en la parte trasera del molino  (enero de 2012). (C) Vista del manantial trop plein Tp­Fuensanta (M­7), antes de su confluencia con el Arroyo de la  Fuensanta (febrero de 2010). (D) Surgencia del Convento (M­5) en abril de 2011, captada mediante obra para el  abastecimiento de una propiedad privada.    5.3.4 Caracterización hidrodinámica   5.3.4.1 Hidrología superficial      El drenaje superficial del área de la Fuensanta se produce por dos cauces principales  (Figs.  5.55  y  5.58):  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento,  este  último  tributario  del  primero  por  la  derecha.  El  Arroyo  de  la  Fuensanta  drena  exclusivamente  margocalizas  y  calizas  margosas  del  Cretácico  (9,5  km2),  mientras  que  el  área  vertiente  al  Arroyo  del  Convento está formada por materiales de los complejos Maláguide y de la Dorsal (13,4 km2).    El Arroyo de la Fuensanta se alimenta de la escorrentía superficial que se genera en  las  cuencas  de  los dos  cauces principales durante  los períodos  de precipitaciones,  aunque  también recibe aportes subterráneos de los manantiales más importantes (Tab. 5.24 y Figs.  5.55 y 5.58). En estiaje, el cauce del Arroyo de la Fuensanta presenta un caudal discontinuo,  ‐ 266 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  con  tramos  en  los que  fluye  agua  y  otros  totalmente  secos.  Los  tramos que mantienen un  caudal mínimo se alimentan de la descarga de los manantiales de Portillo (M‐8), Fuensanta  (M‐12)  y  del  Convento  (M‐5).  Por  su  parte,  el  caudal  del  Arroyo  del  Convento  ‐en  condiciones de aguas altas‐ se debe a la escorrentía generada en la cuenca hidrográfica y al  drenaje del manantial del mismo nombre (Fig. 5.55). En estiaje, el arroyo sólo tiene caudal  aguas abajo de la surgencia del Convento.    Se ha  llevado a  cabo un  control  hidrodinámico del Arroyo de  la Fuensanta,  que ha  consistido en  la medida de  caudal en dos  secciones diferentes,  F1  y F2  (Figs. 5.55 y 5.58),  aguas arriba y aguas abajo de  la confluencia con el Arroyo del Convento. Se ha utilizado el  método de dilución de sal (NaCl), mediante salinómetro, para el rango de caudales elevados,  mientras  que,  cuando  las  condiciones  hidrodinámicas  del  arroyo  lo  permitían  (aguas  intermedias‐bajas), se aforó con micromolinete.          Figura 5.58. Perfil  longitudinal del Arroyo de  la Fuensanta en el que  se  representan  las cotas de descarga de  los  manantiales más  importantes,  los puntos de medida (aforos y muestreos hidroquímicos) a  lo  largo del mismo y  la  confluencia con el Arroyo del Convento.     El período de registro estuvo comprendido entre abril de 2008 y mayo de 2010, en el  punto  F2,  el  de menor  cota  y más  próximo  al manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12);  y  entre  enero de 2009 y mayo de 2010,  en el punto F1  (Tab. 5.25 y Figs. 5.55 y 5.58). En  total  se  llevaron a cabo 25 aforos en la sección F2 y 34 en la F1. La periodicidad de las medidas, por  término  medio,  fue  de  en  torno  a  20‐25  días  en  ambas  secciones.  El  caudal  medio  (aritmético) del arroyo durante el período de control fue de 616 l/s en la sección F1 y 406  l/s en F2.  ‐ 267 ‐   Período Nº de Qmáx Qmed Qmín Qmáx/ Sección de cauce de registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín Ayo. de la Fuensanta (F1) abr‐08 a may‐10 34 2.500 616 0,5 5.000 Ayo. de la Fuensanta (F2) ene‐09 a may‐10 25 2.160 406 1 2.000     Tabla 5.25. Características principales de las series de datos de caudal medidos en las secciones F1 y F2 del Arroyo  de la Fuensanta.    En 2009 y 2010, los aforos (21) del Arroyo de la Fuensanta en las secciones F1 y F2  se  efectuaron  el mismo  día,  con  una  periodicidad media  semanal  (Tab.  5.26).  Los  valores  medios de caudal fueron de 623 l/s en F2 y 741 l/s en F1, mayores que en el período de abril  de 2008 a mayo de 2010, a causa de las abundantes lluvias acaecidas en el área.     sección F1 sección F2  ΔQ Fecha Q [l/s] CE [µS/cm] Q [l/s] CE [µS/cm] [l/s] 13/01/2009 69 355 44 479 ‐25 22/01/2009 45 336 33 515 ‐12 22/12/2009 1.890 334 1.640 324 ‐250 23/12/2009 1.020 340 830 344 ‐190 27/12/2009 1.280 344 1.070 367 ‐210 29/12/2009 240 346 190 401 ‐50 31/12/2009 790 312 620 350 ‐170 04/01/2010 1.450 286 1.270 258 ‐180 05/01/2010 2.090 334 1850 343 ‐240 08/01/2010 880 359 750 383 ‐130 12/01/2010 310 352 250 393 ‐60 14/01/2010 460 348 330 379 ‐130 18/01/2010 178 354 124 451 ‐54 27/01/2010 1.130 369 990 393 ‐140 29/01/2010 610 375 485 407 ‐125 02/02/2010 142 363 96 470 ‐46 08/02/2010 207 337 124 428 ‐83 11/02/2010 154 342 115 430 ‐39 16/02/2010 2.410 336 2.160 336 ‐250 03/03/2010 882 351 695 391 ‐187 12/05/2010 12 313 3 677 ‐9 Media 741 342 623 413 ­118   Tabla 5.26. Valores de caudal y conductividad eléctrica de las aguas del Arroyo de la Fuensanta en las secciones F1 y  F2 y diferencia de caudal en el tramo comprendido entre las dos secciones.    ‐ 268 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  En  lo que respecta a  la conductividad eléctrica del agua a  lo  largo del Arroyo de  la  Fuensanta (Tab. 5.26), el valor medio de este parámetro en la sección F1 es 342 µS/cm y en  el punto F2 es 413 µS/cm. La diferencia en  la mineralización de  las aguas está relacionada  con  las  aportaciones  del  Arroyo  del  Convento  (con  aguas  más  mineralizadas)  al  de  la  Fuensanta.  De los datos hidrodinámicos de la tabla 5.26 y de la figura 5.59 (representación del  caudal medido en F2 frente a la diferencia de caudal F2­F1) se deduce que en el Arroyo de la  Fuensanta, el tramo de cauce comprendido entre F1 y F2, se producen pérdidas de caudal de  forma  sistemática  ‐todas  las  medidas  se  sitúan  en  la  parte  negativa  del  gráfico‐,  independientemente de las condiciones hidrodinámicas. El caudal infiltrado, variable entre 9  y 250 l/s (valor medio de 118 l/s), es proporcional al caudal circulante por el arroyo en el  punto  F2.  Cabe  resaltar  que  dicho  tramo  (F1‐F2)  recibe  las  aportaciones  superficiales  del  Arroyo  del  Convento,  que  no  se  han medido,  por  lo  que  el  caudal  infiltrado  debe  ser  aún  mayor.          Figura 5.59. Variación del  caudal del Arroyo de  la Fuensanta  entre  las  secciones F1  y F2. La parte negativa del  gráfico indica la existencia de pérdidas en el sentido de flujo.    El  hidrograma  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  en  la  sección  F2  (Fig.  5.60),  aunque  incompleto, permite constatar un aumento del caudal a lo largo del período de registro como  consecuencia  de  la  evolución  creciente  de  la  pluviometría.  Se  producen  aumentos  significativos del caudal en cada episodio de precipitación, especialmente durante el último  ‐ 269 ‐ año hidrológico (año 2009/10; gráfico interior de la figura 5.60). Las variaciones de caudal  son muy rápidas y de gran magnitud, tanto en el tramo de crecida como en el de decrecida de  cada  hidrograma  unitario.  Los  tiempos  de  respuesta  y  de  concentración  son  casi  instantáneos,  inferiores a 1 día, de acuerdo con las observaciones realizadas en campo y la  periodicidad de medida (Fig. 5.60).          Figura 5.60. Hidrograma del arroyo de la Fuensanta en la sección F2, durante el período de control de caudales. El  gráfico interior corresponde al período de aforos diferenciales, con medidas de caudal simultáneas en F1 y F2.    Las  medidas  realizadas  simultáneamente  en  las  dos  secciones  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  F1  y  F2  durante  parte  del  año  hidrológico  de  2009/10  (gráfico  interior  de  la  figura 5.60) indican que el caudal varía de forma similar en ambas. No obstante, las mayores  pérdidas  de  caudal  entre  ambos  puntos  del  arroyo  tienen  lugar  en  el  rango  de  caudales  elevados,  probablemente  porque  el  aumento  del  perímetro  mojado  del  cauce  podría  favorecer la mayor infiltración de la escorrentía superficial a través de las riberas del arroyo.   De  forma adicional,  los días 26/02/2009 y 23/03/2010 se realizaron campañas de  aforos  diferenciales  de  caudal  en  el  Arroyo  de  la  Fuensanta  (Figs.  5.55  y  5.58),  en  condiciones  hidrodinámicas  de  agotamiento  (Tab.  5.27).  En  ambas  campañas,  se midió  el  caudal del  arroyo y  los  valores de  conductividad eléctrica y  temperatura del  agua,  en  tres  puntos: F1, F2 y F3, este último situado aguas arriba de la zona de descarga del manantial de  la  Fuensanta  (M‐12)  hacia  el  arroyo  homónimo  (Figs.  5.55  y  5.58).  Todos  los  aforos  se  realizaron con micromolinete.  ‐ 270 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Los datos de caudal de la tabla 5.27 indican la existencia de un tramo ganador en el  Arroyo  de  la  Fuensanta,  entre  las  secciones  F1  y F2,  a  causa  de  los  aportes  de  caudal  del  Arroyo del Convento (Figs. 5.55 y 5.58) y otro perdedor, entre los puntos F2 y F3. Además se  observa  una  variación  importante  de  conductividad  eléctrica  del  agua  de  F1  a  F2,  que  se  debe a la entrada de agua más mineralizada procedente de Arroyo del Convento.     Sección F1 Sección F2 Sección F3 Fecha  Caudal  CE Temp. Caudal  CE Temp. Caudal  CE Temp. [l/s] [µS/cm] [ºC] [l/s] [µS/cm] [ºC] [l/s] [µS/cm] [ºC] 26/02/2009 14,1 334 10,3 20,3 620 8,8 8,0 608 8,7 23/03/2010 37,9 335 14 50,4 577 13,7 33,6 569 12,7 Tabla 5.27. Datos de caudal, conductividad eléctrica (CE) y temperatura del agua medidos a lo largo del arroyo de la  Fuensanta (secciones F1, F2 y F3) los días 26/02/2009 y 23/03/2010.      Los resultados obtenidos a partir del control de caudales (Tab. 5.25 y Fig. 5.60) y de  los  aforos  diferenciales  realizados  (Tabs.  5.26  y  5.27  y  Fig.  5.59)  permiten  deducir  el  régimen  hidrodinámico  del  Arroyo  de  la  Fuensanta.  El  tramo  comprendido  entre  las  secciones  del  cauce  F1  y  F2  parece  ser  perdedor  cuando  el  arroyo  presenta  caudales  elevados (en las crecidas), mientras que en estiaje o agotamiento, en aguas bajas, el tramo de  cauce perdedor se sitúa más abajo, entre F2 y F3.    5.3.4.2 Hidrología subterránea  5.3.4.2.1 Datos de caudal      La caracterización hidrodinámica del drenaje subterráneo en el área de la Fuensanta  se ha realizado mediante el análisis de las series históricas de datos de caudal del manantial  homónimo (M‐12). Este  registro histórico de caudales ha sido completado con el obtenido  durante el período de investigación. Los valores medios de caudal se han estimado a partir  de la integración del hidrograma, puesto que el manantial de la Fuensanta cuenta con la serie  de  datos más  completa.  En  el  resto  de  surgencias,  los  datos  de  caudal  disponibles  se  han  medido exclusivamente en el marco de la presente Tesis Doctoral.   La  serie  histórica  de  datos  de  caudal  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  comprende  desde  octubre  de  1980  hasta  mayo  de  2001,  con  un  total  de  47  medidas,  realizadas  aproximadamente  cada  medio  año  (Tab.  5.28  y  Fig.  5.61).  Los  aforos  de  este  período,  efectuados  con  micromolinete,  han  sido  proporcionados  por  el  IGME.  En  dicho  registro,  los  valores  de  caudal  varían  entre  3  l/s  (23/09/1982  y  25/04/1995)  y  87,2  l/s  ‐ 271 ‐ (22/04/1991),  con  un  valor  medio  de  24,2  l/s.  Durante  el  período  de  investigación  se  dispone  de  dos  series  de  datos  (Tab.  5.28  y  Fig.  5.62):  una  con  medidas  puntuales  (periodicidad media semanal), que comprende desde agosto de 2007 a mayo de 2010, y otra  con medidas en continuo (medidas cada 10 min), desde septiembre de 2009 a junio de 2010.  En  la  serie  de  aforos  puntuales,  los  valores  de  caudal  están  comprendidos  entre  8,9  l/s  (01/12/2009) y 325 l/s (20/10/2008). El valor medio es de 50 l/s, casi el doble que el de la  serie histórica, debido a las abundantes lluvias de los años hidrológicos 2008/09 y 2009/10.  En el  registro continuo de caudal,  los valores mínimo, medio y máximo medidos son 9  l/s  (01/12/2009), 58,1 l/s y 245 l/s (06/03/2010).       Denominación Período Nº de Qmáx. Qmed. Qmín. Qmáx./ cv Fuente (Referencia) de registro medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín. [%] Los Sauces sept‐08 a ene‐09 18 125 28,3 2,5 50 107 Tesis (M­4) Tp­Fuensanta sept‐08 a mar‐10 18 175 51,9 * 1 175 104 Tesis (M­7) Portillo nov‐08 a feb‐09 5 1,5 1,1 0,7 2 35 Tesis (M­8) oct‐80 a may‐01 47 87,2 24,2 3 29 121 IGME Fuensanta ago‐07 a may‐10 153 325 50 8,9 37 110 Tesis (M­12) sept‐09 a jun‐10 27.000 245 58,1 9 27 91 Tesis   Tabla 5.28. Parámetros estadísticos de  los datos de caudal drenado por  las principales  surgencias del área de  la  Fuensanta. (*) Caudal medio correspondiente a condiciones exclusivamente de aguas altas.      Figura 5.61. Hidrograma histórico del manantial de la Fuensanta (M­12) a partir de los datos de caudal facilitados  por el IGME (1980­2002). Precipitaciones registradas en la estación pluviométrica de El Burgo.  ‐ 272 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  El caudal del manantial de los Sauces (M‐4; Figs. 5.55 y 5.58) se controló durante un  período de tiempo relativamente corto, comprendido entre septiembre de 2008 y enero de  2009  (Tab.  5.28).  El  valor medio de  caudal  de  esta  surgencia,  calculado  a partir  de  las 18  medidas  realizadas  en  condiciones  de  aguas  altas,  es  de  28,3  l/s.  Este  punto  de  descarga  muestra un caudal mínimo en la época de estiaje, pero puede llegar a desecarse.      Figura 5.62. Hidrograma del manantial de la Fuensanta (M­12) correspondiente al período de investigación (2007­ 2010). Precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Añoreta.    El  registro de datos de  caudal de  la  surgencia  estacional Tp‐Fuensanta  (M‐7;    Figs.  5.55 y 5.58) cuenta con 18 aforos efectuados en condiciones de aguas intermedias‐altas, ya  que  sólo  entra  en  funcionamiento  en  períodos  de  abundantes  precipitaciones  (Tab.  5.28).  Los  valores  de  caudal  medidos  son  muy  variables,  entre  1  y  175  l/s.  El  caudal  medio  estimado es de 51,9 l/s. En estiaje, el manantial se agota por completo.     Por último, la surgencia de Portillo (M‐8; Fig. 5.55 y 5.58) permanece siempre con un  caudal continuo y regular, con un valor de aproximadamente 1 l/s (Tab. 5.28), el menor de  todos los manantiales.    5.3.4.2.2 Hidrograma del manantial de la Fuensanta (M­12)      Un  análisis  cualitativo  de  los  hidrogramas  anuales  de  la  surgencia,  a  partir  de  los  datos obtenidos durante el período de estudio (Fig. 5.63), permite observar una crecida por  cada  episodio  significativo  de  precipitación.  Durante  el  año  hidrológico  2007/08,  se  registraron 5 aumentos de caudal en los meses de enero, febrero, abril (2) y septiembre, con  ‐ 273 ‐ valores  máximos  que  varían  entre  68,7  (abril)  y  280  l/s  (septiembre).  Las  crecidas  se  producen  casi  instantáneamente  y  los  tiempos  de  respuesta  lluvia‐caudal  son  mínimos,  inferiores  a  un  día  en  la  mayoría  de  los  casos.  Los  tiempos  de  base,  de  acuerdo  con  la  periodicidad de medida, son de 1‐2 días.      Figura 5.63. Hidrogramas anuales del manantial de  la Fuensanta (M­12) durante el período de estudio (2007/08­ 2009/10). El registro de precipitaciones corresponde a la estación meteorológica de Añoreta.    En el año hidrológico 2008/2009 (Fig. 5.63) se registró una precipitación acumulada  similar a la del año anterior (884 mm, en la estación automática de Añoreta), pero con una  distribución más concentrada en diversos períodos de tiempo, lo que generó 9 crecidas entre  los  meses  de  octubre  y  marzo.  Tras  las  lluvias  de  otoño,  especialmente  intensas  y  abundantes en este año, y como consecuencia de un evento de precipitación de 85 mm, se  produjo  la  crecida de mayor magnitud del período de estudio,  cuyo caudal máximo  fue de  325 l/s. Otro ejemplo de aumento de caudal considerable se observa a comienzos del mes de  ‐ 274 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  febrero,  cuando  se midió  un  caudal  punta  de  280  l/s,  tras  la  precipitación  de  55 mm.  En  todas  las  crecidas  analizadas,  tanto  los  tiempos  de  crecida  como  los  tiempos  de  base  son  muy cortos, del orden de 1 día.    El  año  2009/2010  se  caracterizó  por  una  distribución  de  las  precipitaciones  muy  concentrada en el tiempo (Fig. 5.63). Desde mediados de diciembre de 2009 (tras un período  seco  de  casi  8  meses)  hasta  principios  de  marzo  de  2010,  se  midieron  1.107  mm  en  la  estación  de  la  Añoreta.  Así,  a  partir  del  registro  continuo  de  caudal,  en  el  período  comprendido entre diciembre de 2009 y abril de 2010 se contabilizan hasta 20 crecidas casi  consecutivas,  con  magnitudes  variables  entre  93  l/s  (febrero)  y  287  l/s  (marzo).  No  obstante, la mayoría de las puntas de crecida presentan valores de caudal de 200‐250 l/s. La  periodicidad de medida  (10 min)  de  esta  serie  de  datos  ha  permitido precisar  con mayor  detalle  la  morfología  del  hidrograma  del  manantial,  cuya  forma  en  “dientes  de  sierra”  recuerda a  la del Arroyo de  la Fuensanta en  la sección F2, durante el período en el que se  solapan sendos registros (Figs. 5.60 y 5.62). Asimismo, se ha determinado el tiempo mínimo  de crecida (18 horas, 24/01/2010) y un tiempo de base promedio (entre 30 y 35 horas).    El  análisis  cualitativo  de  los  hidrogramas  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  permite  obtener  una  aproximación  al  funcionamiento  hidrológico  del  sistema  constituido  por  las  margocalizas  y  calizas  margosas  cretácicas.  De  las  observaciones  realizadas  se  deduce  la existencia de  flujo rápido, casi  instantáneo, del agua de recarga desde el área de  infiltración del sistema (tramos perdedores del arroyo) hasta el manantial.    5.3.4.3 Ensayos de trazadores      Se han efectuado  tres  ensayos de  trazadores  en el  área de  la Fuensanta  (Fig.  5.64)  para precisar las zonas de pérdida y/o ganancia en la red de drenaje superficial y evaluar la  posible  relación  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  con  las  aguas  superficiales.  Las  características de las  inyecciones y el procedimiento de muestreo se resumen en las tablas  5.29 y 5.30.   El  primer  ensayo  de  trazador  se  llevó  a  cabo  el  día  26/02/2009  y  pretendía  conocer,  de  forma  cualitativa,  si  existía  conexión  hidrogeológica  entre  el  Arroyo  de  la  Fuensanta y el manantial homónimo. Durante los días previos a la realización del ensayo se  registraron 34 mm en  la estación meteorológica de Añoreta (965 m s.n.m.; véase situación  en  la  figura  5.22),  localizada 4 km al NO del manantial  de  la  Fuensanta. No obstante,  este  evento  de  precipitación  fue  precedido  por  más  de  15  días  en  los  que  apenas  se  registró  lluvia, por lo que las condiciones hidrodinámicas en las que se desarrolló el ensayo pueden  considerarse de aguas intermedias (Fig. 5.63). Se vertieron puntualmente 25 kg de NaCl en  ‐ 275 ‐ el  lecho del Arroyo de  la Fuensanta en el punto A­1  (660 m s.n.m.; Tab. 5.29 y Figs. 5.64 y  5.65A). El vertido de sal comenzó a las 11:09 horas y se prolongó durante 3 minutos. Toda la  sal se disolvió casi instantáneamente, con ayuda del caudal superficial circulante, que era de  14,1  l/s  (medido  con micromolinete).  Antes  de  la  inyección,  los  valores  de  conductividad  eléctrica  (CE)  y  temperatura  del  agua  del  arroyo  fueron  334  µS/cm  y  10,3  ºC,  respectivamente. Se instaló un equipo de registro continuo de CE y temperatura del agua en  el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  para  controlar,  de  forma  automática  y  con  una  periodicidad horaria,  las posibles variaciones que pudiera provocar  la eventual  llegada del  trazador salino a la surgencia.       Figura  5.64.  Situación  de  los  puntos  de  inyección  en  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento  y  principales  resultados obtenidos (líneas de flujo constatadas ­flechas azules­) a partir de los ensayos de trazadores realizados en  el área de la Fuensanta (26/02/2009, 08/04/2011 y 18/01/2012).    En el registro continuo del equipo de medida de CE y temperatura no se apreciaron  variaciones de salinidad del agua (atribuibles a la llegada del trazador) durante el período de  muestreo,  que  fue  de  1 mes  (Tab.  5.30),  lo  que  pone de manifiesto  que  el  trazador  salino  vertido en el Arroyo de la Fuensanta, en el punto A­1 (Fig. 5.64), no alcanzó el manantial. No  se pudo constatar la conexión hidrogeológica entre el arroyo y  la surgencia, en el tramo de  cauce donde se realizó la prueba.  ‐ 276 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Localización geográfica Área de la Fuensanta Fecha 26/02/2009 08/04/2011 18/01/2012 Condiciones hidrodinámicas Aguas intermedias Aguas bajas Aguas bajas Punto de inyección (arroyo) A­1  (Fuensanta) A­2  (Fuensanta) A­3  (Convento) A­4  (Fuensanta) Coordenadas UTM (x­y [m]) 323.759‐4.070.903 324.580‐4.071.802 322.926‐4.070.492 (A­3 ) 324.646‐4.070.016 (A­4 )  Trazador utilizado Sal común (NaCl) Eosina Uranina (A­3 ) Piranina (A­4 ) Masa inyectada (kg) 25 0,5 0,5/0,5 Hora (duración, en min) 11:09 (3) 22:05 (15) 21:50 (15), 23:15 (15) Caudal circulante (l/s) 14,1 2‐3 5‐10, 3‐4 Conductividad eléctrica (µS/cm) 334 722 ‐ Temperatura del agua (ºC) 10,3 16,5 ‐ Tabla 5.29. Características principales de  las  inyecciones de  los ensayos de  trazadores realizados en el área de  la  Fuensanta.     Localización geográfica Área de la Fuensanta Fecha 26/02/2009 08/04/2011 18/01/2012 Tipo de ensayo Cualitativo Cuantitativo Cuantitativo Registro Automático Automático Manual y automático 26/02 (12:00)‐ 08/04 (12:50)‐ 18/01 (21:50)‐ Inicio (hora)/final (hora) 26/03 (12:00) 04/05 (10:30) 22/02 (17:20) Duración (días) 31 26 35 Periodicidad de muestreo 1 hora 10 mín 10 mín Punto de muestreo Manantial de la Fuensanta (M‐12) (véase situación en la Fig. 5.64)  Nº muestras/ nº medidas 0/744 5/3730 8/5012 Parámetro medido Conductividad eléctica IFA* IFA* Instrumentación en campo Conductivímetro (reg. cont.) Fluorímetro portátil Fluorímetro portátil Equipo de laboratorio ‐ Espectrofluorímetro Espectrofluorímetro Tabla 5.30. Características principales de los muestreos de agua subterránea llevados a cabo durante los ensayos de  trazadores del área de la Fuensanta. (*) IFA: intensidad de fluorescencia artificial.    El día 08/04/2011  tuvo  lugar  el  segundo  ensayo de  trazador  en  un  tramo  del  Arroyo de la Fuensanta distante tan sólo 450 m aguas arriba del manantial de la Fuensanta  (A­2; Fig. 5.64). Este experimento se desarrolló a comienzos del período de agotamiento de  ríos y manantiales, puesto que en dicho tramo, el bajo caudal circulante (2‐3 l/s), terminaba  infiltrándose por completo ‐pocos metros aguas abajo‐ en las arenas y gravas del cauce. Se  vertieron 0,5 kg de eosina (Fig. 5.65B) 100 m aguas arriba del área de infiltración, a las 22:05  h  (Tab.  5.29).  La  duración  de  la  inyección  fue  de  15 min.  Con  anterioridad  a  la  inyección  ‐ 277 ‐ (12:50 h), se instaló un fluorímetro portátil en la surgencia (Fig. 5.65D), con el que se podía  registrar  en  continuo  (cada  10 min)  la  eventual  concentración  de  trazador  (Tab.  5.30).  El  período  de  muestreo  terminó  el  día  4  de  mayo  a  las  10:30  horas.  Además  del  registro  continuo (3.730 medidas), se tomaron 5 muestras de agua para contrastar la determinación  de la fluorescencia artificial en el laboratorio.      A B C D Figura  5.65.  (A)  Inyección  de  25  kg  de NaCl  en  el  Arroyo  de  la  Fuensanta  en  el  primer  ensayo  de  trazador  realizado el día 26/02/2009. (B) Inyección de 0,5 kg eosina en el mismo   cauce, aguas abajo del lugar donde se  arrojó trazador previamente (segundo ensayo de trazador, 08/04/2011). (C) Aspecto del Arroyo de la Fuensanta  el  día  después  de  las  inyecciones  efectuadas  (0,5  kg  de  uranina  y  0,5  kg  de  piranina)  en  el último  ensayo  de  trazador (18/01/2012). (D) Fluorímetro portátil instalado en una de las acequias por las que drena el manantial  de la Fuensanta (ensayo de trazadores de abril de 2011).     La eosina inyectada en el cauce del Arroyo de la Fuensanta (Fig. 5.64) no se detectó  en  las  aguas  del  manantial  próximo,  ni  en  las  5  muestras  puntuales  recogidas,  ni  en  el  registro  continuo  de  fluorescencia  artificial,  por  lo  que  pudo  circular  subsuperficialmente  por  los  depósitos  aluviales  que  rellenan  el  cauce  del  arroyo  y/o  quedar  parcialmente  retenida en dicho relleno. La ausencia de  trazador en  la  surgencia de  la Fuensanta  (M‐12)  también podría estar motivada por la inexistencia de gradiente hidráulico entre el punto de  inyección y el manantial, dado que se sitúan a una cota similar: 620 m s.n.m.  ‐ 278 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Tras los resultados negativos de las pruebas anteriores se efectuó un tercer ensayo  de  trazador,  entre  enero  y  febrero  de  2012,  vertiendo  trazadores  en  los  arroyos  del  Convento y de  la Fuensanta, en  los puntos A­4 y A­3 de  la  figura 5.64, respectivamente.   El  agua  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  (3‐4  l/s,  Tab.  5.29)  se  infiltraba  600 m  aguas  abajo  del  manantial  del  Portillo  (M‐8,  Fig.  5.64)  y  el  cauce  permanecía  seco  hasta  que  recibía  las  aportaciones del Arroyo del Convento (5‐10 l/s, Tab. 5.29), que también se infiltraba 200 m  aguas abajo (Fig. 5.64). Las condiciones meteorológicas durante el ensayo fueron secas, sin  precipitaciones, a pesar de estar avanzado el invierno. El día 18/01/2012 se vertió 0,5 kg de  uranina (CAS RN518‐47‐8) en el Arroyo del Convento (punto A­3, Fig. 5.64; 700 m s.n.m.), a  las 21:50 h, y 0,5 kg de piranina (PIR, CAS RN6358‐69‐6) en el de la Fuensanta (A­4, Fig. 5.64;  695 m s.n.m.),    aproximadamente una hora y media más  tarde  (Tab. 5.29). El muestreo se  centró  exclusivamente  en  el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12),  en  el  que  se  instaló  un  fluorímetro  portátil  antes  de  llevar  a  cabo  la  primera  inyección.  La  intensidad  de  fluorescencia de  los trazadores  se registró cada 10 min (Tab. 5.30). Después de 35 días de  muestreo,  el  experimento  se  dio  por  concluido  el  día  22/02/2012  a  las  17:20  horas.  Se  tomaron  8  muestras  de  agua  para  contrastar  en  el  laboratorio  los  resultados  de  campo  medidos con el fluorímetro portátil (5.012 medidas).  Se  han  determinado  los  principales  parámetros  hidrodinámicos  a  partir  de  los  resultados  obtenidos  del  ensayo  de  trazador  (Tab.  5.31),  aunque  son  representativos  de  condiciones hidrodinámicas de aguas bajas. El caudal medio drenado por el manantial de la  Fuensanta  durante  la  realización  de  la  prueba  fue  de  11  l/s.  De  forma  adicional,  el  día  25/01/2012,  una  semana  después  de  las  inyecciones,  se midieron  los  caudales  que  fluían  por los dos arroyos principales ‐secciones F4 y F5 de la figura 5.64‐ y por la surgencia, cuyos  valores fueron de 6,2 l/s (Arroyo del Convento), 6,6 l/s (Arroyo de la Fuensanta) y 11,7 l/s  (manantial de la Fuensanta).    Punto de vertido: Arroyo de la Fuensanta Arroyo del Convento Unidad Trazador: Piranina Uranina Masa inyectada: 500 g 500 g g Punto de muestreo: Manantial de la Fuensanta (M­12) Distancia al punto donde se infiltra 1.650 500 m Tiempo de primera detección 35 36  h Tiempo hasta conc. máx. (pico) 44 58  h Máxima concentración 29,3 12  µg/l Mayor velocidad de flujo 47 14  m/h Velocidad flujo dominante (pico) 38 9  m/h Descarga media manantial 11 11  l/s Tasa de recuperación 9,9 9,1  % Tabla  5.31.  Parámetros  hidrodinámicos  deducidos  a  partir  del  ensayo  de  trazador  realizado  en  el  área  de  la  Fuensanta (enero y febrero de 2012).  ‐ 279 ‐ Los  dos  trazadores  inyectados  se  detectaron  conjuntamente  en  el  manantial  de  la  Fuensanta (Tab. 5.31 y Fig. 5.66). La piranina, vertida en el agua del Arroyo de la Fuensanta  (A­4,  Fig.  5.64),  que  se  infiltraba  500  m  más  abajo,  se  detectó  en  la  surgencia  35  horas  después de la inyección. La concentración máxima de trazador medida fue de 29,3 µg/l (a las  44 horas). Por otro lado, la uranina vertida en el Arroyo del Convento (A­3, Fig. 5.64), que se  infiltró en el Arroyo de  la Fuensanta, 200 m aguas abajo de  la  confluencia  con el primero,  apareció 36 horas después de  la  inyección. La concentración máxima de uranina fue de 12  µg/l y se registró 22 horas después de su detección en el manantial.   La tasa de recuperación de los dos trazadores es relativamente baja, de tan sólo del  9‐10 % (Tab. 5.31 y Fig. 5.66), hecho que podría explicarse por la retención de las sustancias  en  los  sedimentos  fluviales de  los cauces y/o por  la  fotodegradación de éstos, dado que el  agua del cauce quedó teñida y expuesta al sol durante varios días después de la inyección. La  velocidad máxima de flujo calculada, desde los puntos en los que se infiltraron los trazadores  en  el  Arroyo  de  la  Fuensanta  hasta  que  se  detectó  en  el manantial,  es  de  14 m/h  para  la  uranina y 47 m/h para la piranina. Las velocidades de tránsito medias son 9 m/h (uranina) y  38 m/h (piranina).       Figura 5.66. Curvas de concentración y masa recuperada de trazador (A: piranina; B: uranina) en el manantial de la  Fuensanta (M­12).      Las  morfologías  de  las  curvas  de  concentración  de  trazador  registradas  difieren  considerablemente  (Fig.  5.66).  Así,  la  curva  correspondiente  a  la  piranina  (Fig.  5.66A)  es  puntiaguda y estrecha en la moda principal, seguida de dos ligeros abombamientos, al final  del tramo de decrecida, por lo que podría asimilarse a una modalidad de flujo de un medio  kárstico. Se deduce una  rápida  llegada del agua, desde  la zona  donde se  infiltraba hasta el  manantial,  probablemente  a  través  de  un  sistema  de  fracturas  preferenciales  y  altamente  transmisivas.  La  decrecida  más  amortiguada  de  la  concentración  de  trazador  (primer  abombamiento;  Fig.  5.66A),  sugiere  un  flujo  algo  más  lento,  a  favor  de  fisuras  ‐ 280 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  interconectadas  entre  sí.  El  segundo  abombamiento  observado  en  la  curva  de  paso  de  la  piranina, podría indicar que parte del trazador se retuvo momentáneamente en la matriz de  la roca (o en un medio de menor permeabilidad) y horas más tarde fue movilizado hacia el  punto de descarga.   Por otro lado, la curva de concentración de uranina (Fig. 5.66B) presenta una forma  irregular, con un pico principal menos acusado y más ancho,  lo que pone de manifiesto un  flujo más lento y retardado a lo largo de la línea de flujo que une la zona de infiltración y el  manantial.  No  obstante,  las  condiciones  del  flujo  superficial  (lento  y  con  zonas  de  encharcamiento  en  el  cauce)  también  podrían  influir  en  la  morfología  de  la  curva  de  trazador. Además, se observa un doble pico en el tramo de valores de concentración máxima  y  una  serie  de  máximos  y  mínimos  relativos  en  la  parte  de  decrecida  de  la  curva,  cuya  amplitud dura aproximadamente 24 horas. Dichas irregularidades en la curva de uranina se  interpretan  como  ciclos  diarios  de  degradación  del  trazador  en  superficie  debido  a  la  insolación.  El análisis conjunto de  los resultados de  los ensayos de  trazadores en el área de  la  Fuensanta ha permitido constatar que el caudal de la surgencia homónima (M‐12) procede  de las aguas superficiales de los arroyos de la Fuensanta y del Convento.     5.3.5 Hidrotermia    Durante el período de estudio se ha medido regularmente la temperatura del agua en  el manantial de la Fuensanta (Tab. 5.32), de forma puntual (desde agosto de 2007 a mayo de  2010) y continua, con periodicidad horaria (de marzo de 2008 a mayo de 2010). El resto de  surgencias cuenta con un registro hidrotérmico de medidas puntuales y períodos de control  de diferente duración.   La temperatura de las aguas superficiales se ha medido de forma puntual en las dos  secciones de control del Arroyo de la Fuensanta, F1 y F2 (Figs. 5.55, 5.58 y 5.64), entre abril  de 2008 y mayo de 2010, en la primera, y entre septiembre de 2008 y mayo de 2010, en la  segunda (Tab. 5.32).     Los  valores  medios  de  temperatura  del  agua  subterránea  (Tab.  5.32)  están  comprendidos entre 14,4 ºC, en los manantiales de los Sauces (M‐4) y Fuensanta (M‐12) y 15  ºC en Tp‐Fuensanta (M‐7) y Portillo (M‐8). El mayor coeficiente de variación de los valores  de  temperatura  es  del  5‐6  %  y  se  ha  determinado  en  las  aguas  de  la  surgencia  de  la  Fuensanta.   Por lo que respecta a las aguas superficiales del Arroyo de la Fuensanta (Tab. 5.32),  los valores de los parámetros estadísticos de la temperatura (máximos, medios y mínimos,  ‐ 281 ‐ así como la amplitud y variación de la temperatura) apenas varían entre las secciones F1 y  F2 del cauce. La temperatura del agua es ligeramente más baja en la sección F2.       Denominación Altitud Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv (Referencia) [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Los Sauces 765 sep‐08 a ene‐09 P 18 14,7 14,4 13,9 0,8 1 (M­4) Tp­Fuensanta 660 sep‐08 a mar‐10 P 19 15,8 15 14,5 1,3 2 (M­7) Portillo 685 nov‐08 a feb‐09 P 5 14,4 15 13,6 0,8 ‐ (M­8) Fuensanta ago‐07 a may‐10 P 193 16,8 14,4 13 3,8 5620 (M­12) mar‐08 a jun‐10 C 18.816 17,8 14,6 13,1 4,7 6 Fuesanta (F1 ) 650 abr‐08 a may‐10 P 34 17,9 12,2 6,4 11,5 16 Fuesanta (F2 ) 640 sep‐08 a may‐10 P 25 16,8 11,8 6,3 10,5 17   Tabla 5.32. Principales parámetros estadísticos (valores máximo Tmáx., promedio Tmed., mínimo Tmín., amplitud  y coeficiente de variación cv) de los valores de temperatura de las aguas drenadas por las principales surgencias del  área de la Fuensanta y de las aguas superficiales del arroyo homónimo, durante el período de investigación. El tipo  de registro ha sido puntual (P) y continuo (C).    La figura 5.67 muestra la evolución de la temperatura del agua de los manantiales de  la Fuensanta (M‐12) y Tp‐Fuensanta (M‐7), y del agua superficial del Arroyo de la Fuensanta  en  la  sección  F1.  A  modo  de  referencia,  se  representan  las  variaciones  de  caudal  de  la  primera  surgencia,  las  fluctuaciones  de  la  temperatura  del  aire  y  la  distribución  de  las  precipitaciones  (estos  dos  últimos  parámetros  medidos  en  la  estación  meteorológica  de  Añoreta).   En general, se observa que  la  temperatura del agua drenada por  el manantial de  la  Fuensanta  presenta  variaciones  estacionales  de  acuerdo  con  la  temperatura  del  aire  (Fig.  5.67), al igual que parece deducirse de las aguas superficiales del arroyo en la sección F1, con  valores mínimos en invierno (en estiaje el arroyo está seco en dicho punto). En la surgencia,  esta  evolución  anual  se  ve  interrumpida  por  un  descenso  brusco  de  los  valores  de  temperatura como consecuencia de la llegada de agua de infiltración reciente. No obstante,  en detalle, se registran aumentos puntuales y significativos de temperatura, de hasta casi 1  ºC,  asociados a  cada una de  las  crecidas del manantial  (Figs.  5.67 y 5.68). Estos aumentos  rápidos de temperatura también se producen en las aguas drenadas por el manantial de Tp‐ Fuensanta,  aunque  con  una  magnitud  algo  mayor  que  en  las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta (Fig. 5.67).   El análisis detallado de las series temporales horarias de la temperatura del agua y  del caudal de la surgencia de la Fuensanta (M‐12), así como de la temperatura del aire (Figs.  5.67  y  5.68),  permite  observar  aumentos  de  la  temperatura  del  agua  subterránea  ‐ 282 ‐ Superficial Manantial Tipo Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  coincidentes con las crecidas del hidrograma (gráficos A, B, C, D y E; Fig. 5.68). Sin embargo,  en  ausencia  de  crecidas,  la  temperatura del  agua  está  influenciada por  la  temperatura del  aire  (gráfico  F;  Fig.  5.68),  habida  cuenta  que  el  punto de  control  está  en  la  alberca  donde  emerge el manantial (Fig. 5.57B)       Figura  5.67.  Evolución  de  la  temperatura  del  agua  drenada  por  los manantiales  de  la  Fuensanta  (M­12)  y  Tp­ Fuensanta  (M­7)  y  del  agua  superficial  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  en  la  sección  F1,  durante  el  período  de  investigación (2007­2010). Además, se representa la evolución del caudal de la primera surgencia y la distribución  de las lluvias y de la temperatura del aire en la estación meteorológica de Añoreta (965 m s.n.m.).     Durante el período de aguas altas (Figs. 5.67 y 5.68A),  los picos de temperatura del  agua coinciden con las puntas de crecida, salvo en el gráfico C de la figura 5.68. Este hecho  pone de manifiesto que la transferencia de la temperatura del agua está condicionada por el  régimen hidrodinámico del sistema. Así, el agua de reciente infiltración alcanza rápidamente  el equilibrio térmico con la roca por la que fluye antes de llegar al punto de descarga, o bien  desplaza a un volumen de agua previamente almacenado ‐en equilibrio térmico con el medio  subterráneo‐ hacia la superficie (gráficos A, B, C y D; Fig. 5.68).    ‐ 283 ‐     Figura 5.68. Valores horarios de la temperatura del agua y del caudal del manantial de la Fuensanta (M­12) y de la  temperatura del aire y de la precipitación registradas en la estación meteorológica de Añoreta, en varias crecidas de  la surgencia (A­F) durante el período comprendido entre diciembre de 2009 y mayo de 2010.     En  estiaje,  las  fluctuaciones  de  la  temperatura  del  agua  alcanzan  una  mayor  magnitud, de casi 3 ºC (agosto de 2009, Fig. 5.67), y presentan una periodicidad aproximada  ‐ 284 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  de 24 horas,  lo que pone de manifiesto  la marcada  influencia de  la  temperatura  ambiente  sobre el agua del manantial de la Fuensanta, que emerge en una alberca (Fig. 5.57B).    5.3.6 Hidroquímica  5.3.6.1  Composición  química  de  las  aguas  subterráneas  y  superficiales      La mayoría  de  las  aguas  subterráneas  y  de  las  aguas  superficiales  recogidas  en  la  sección F1 del Arroyo de  la Fuensanta muestran  facies hidroquímica bicarbonatada‐cálcica  (Fig.  5.69).  Las  aguas  del  manantial  del  Convento  (M‐5),  parte  de  las  drenadas  por  la  surgencia de la Fuensanta (M‐12) y algunas aguas superficiales del arroyo homónimo (en el  punto de muestreo F2), son de tipo sulfatada‐cálcica.       Figura 5.69. Diagrama de Piper en el que  se muestra  la composición química de  las aguas  subterráneas y de  las  superficiales recogidas en el área de la Fuensanta.    En el diagrama de Piper de la figura 5.69 se observa que las muestras del manantial  de la Fuensanta y del arroyo del mismo nombre, en la sección F2 (mezcla de las aportaciones  de  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento),  presentan  la  misma  variabilidad  ‐ 285 ‐ hidroquímica, la mayor del sistema hidrológico de la Fuensanta. Asimismo, se aprecia que el  agua del manantial de la Fuensanta es el resultado de la mezcla, en proporciones variables,  de las aguas de la surgencia del Convento y del Arroyo de la Fuensanta en la sección F1.  La  composición  química  de  la mayoría  de  las  aguas  del  área  de  la  Fuensanta  está  asociada a la disolución de calcita y, en menor medida, a la de dolomita. La disolución de este  tipo  de  minerales  aporta  TAC  y  Ca+2  disuelto.  Los  contenidos  de  SO4‐2,  que  proporcionan  composiciones  sulfatadas  y  contribuyen  a  la  mineralización  del  agua  drenada  por  el  manantial del Convento (M‐5) y por tanto del agua del Arroyo de la Fuensanta (en la sección  F2),  y  de  la  surgencia  homónima  (M‐12),  se  deben  a  la  disolución  de minerales  de  origen  evaporítico (presumiblemente yeso).  Los valores medios de  conductividad eléctrica  (CE) de  las aguas  (Tab. 5.33) varían  entre 296 µS/cm en el manantial de Portillo (M‐8) y 902 µS/cm en el del Convento (M‐5). Si  no se consideran los datos de esta última surgencia, los valores medios de CE quedarían en  un intervalo más reducido: 296‐475 µS/cm. Este último dato corresponde al valor medio de  CE del  agua del manantial de  la Fuensanta  (M‐12),  cuya  serie de datos puntuales muestra  valores  mínimos  y  máximos  de  404  y  671  µS/cm,  respectivamente.  Los  coeficientes  de  variación de la CE de los puntos de agua con mayor número de medidas (Tab. 5.33) varían  entre el 4 % (manantial de  los Sauces) y el 14 % (surgencia de  la Fuensanta) en  las aguas  subterráneas, y entre el 7 % y el 21 % en las aguas superficiales del Arroyo de la Fuensanta,  en  las  secciones  F1  y  F2,  respectivamente.  Por  tanto,  el  coeficiente  de  variación  de  la  CE  correspondiente  al manantial  de  la  Fuensanta  (14 %)  está  comprendido  entre  los  valores  obtenidos  para  las  aguas  superficiales  del  arroyo  próximo  y  es  el  mayor  de  todas  las  surgencias estudiadas en el marco de la presente Tesis Doctoral.  Las  aguas drenadas por  el manantial del Convento  (M‐5) presentan  los  contenidos  medios más elevados de TAC, Ca+2, Mg+2, Na+, K+, SO4‐2, Cl‐, NO3‐ y F‐ (Tab. 5.33 y Fig. 5.70),  mientras que las de la surgencia de Portillo (M‐8) muestran las concentraciones más bajas y  más estables en casi todos los parámetros analizados.  Las muestras de agua recogidas en el manantial de la Fuensanta se caracterizan por  unos valores medios de TAC y unos contenidos medios de Ca+2 relativamente parecidos a los  registrados en los manantiales de los Sauces y del Convento, y son superiores a los medidos  en  las  aguas  superficiales  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  (Tab.  5.33  y  Fig.  5.70).  Las  concentraciones medias de F‐, Cl‐, NO3‐, Na+ y K+ en las aguas de la surgencia son muy bajas y  parecidas a las registradas en las aguas superficiales. Por su parte, los contenidos medios de  COT son más afines a los de las aguas del arroyo en la sección F1, mientras que los de Mg+2 y  SO4‐2 son más parecidos a los registrados en las aguas superficiales en el punto F2 (Tab. 5.33  y Fig.  5.70). En  lo que  respecta a  los parámetros del  sistema  calcocarbónico,  las aguas del  ‐ 286 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  muestran  valores  medios  de  logPCO2  relativamente  elevados, debido a la aportación de CO2 de origen edáfico. Las aguas superficiales presentan  valores  de  este  parámetro  similares  a  los  de  la  atmósfera,  a  causa  de  la  desgasificación  producida  en  cauces  y  arroyos  (sistema  abierto  al  CO2  atmosférico).  Las  aguas  de  la  surgencia se encuentran en equilibrio con respecto a la calcita y subsaturadas en dolomita,  mientras  que  las  aguas  del  arroyo  de  la  Fuensanta muestran,  por  término medio,  valores  positivos de ISCAL y próximos a cero de ISDOL.      CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 pH logPCO2 ISCAL ISDOL [µS/cm] [ºC] [mg/l] n 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 mín 342 13,9 7,1 0,76 240 0,1 3,1 0,2 4,7 3,0 0,4 87,7 1,5 ‐2,69 ‐0,14 ‐2,28 máx 410 14,7 8,1 2,29 321 0,1 7,8 3,9 11,4 4,0 0,9 108,4 3,0 ‐1,84 0,91 ‐0,22 med 387 14,4 7,3 1,05 267 0,1 5,7 2,0 6,3 3,6 0,6 96,5 1,9 ‐1,97 0,00 ‐1,98 cv 4 1 3 32 7 9 19 51 29 6 28 5 22 ‐ ‐ ‐ n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 675 13,4 7,6 0,39 259 0,6 8,9 3,1 170,7 7,3 0,6 82,2 34,0 ‐2,52 0,27 ‐0,14 máx 1.253 14,5 7,9 0,65 317 0,9 10,6 3,7 467,2 8,3 0,8 196,4 62,5 ‐2,34 0,87 0,93 med 902 13,8 7,7 0,53 278 0,8 9,8 3,5 294,8 7,7 0,7 124,0 45,9 ‐2,42 0,49 0,27 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 mín 384 14,50 6,91 0,45 266 0,1 4,8 0,1 3,8 3,5 0,1 94,6 1,8 ‐2,01 ‐0,30 ‐2,35 máx 478 15,80 7,35 2,29 333 0,1 11,0 5,6 22,1 5,2 0,7 122,0 14,8 ‐1,63 0,23 ‐1,26 med 428 14,99 7,19 1,20 294 0,1 7,6 1,4 6,3 4,5 0,4 103,2 3,8 ‐1,87 0,00 ‐1,75 cv 7 2 2 32 7 16 24 137 66 10 28 8 76 ‐ ‐ ‐ n 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 mín 296 13,6 8,3 0,22 184 0,1 2,8 0,2 21,9 2,2 0,5 46,9 17,2 ‐3,12 0,58 0,46 máx 296 15,0 8,3 0,29 189 0,1 2,8 0,5 23,2 2,5 0,8 53,7 18,1 ‐3,07 0,64 0,58 med 296 14,4 8,3 0,25 186 0,1 2,8 0,4 22,7 2,3 0,6 48,6 17,7 ‐3,08 0,61 0,52 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 184 mín 404 13,0 6,8 0,20 193 0,1 4,2 0,1 8,8 3,6 0,3 53,9 4,2 ‐2,45 ‐0,57 ‐2,40 máx 671 16,7 7,8 2,42 332 2,9 12,5 5,2 255,6 5,8 2,7 126,0 31,9 ‐1,54 0,52 ‐0,33 med 475 14,4 7,3 0,94 272 0,2 7,6 1,2 58,5 4,6 0,6 99,7 12,9 ‐2,01 0,05 ‐1,15 cv  14 5 3 57 8 105 26 77 104 11 39 11 62 ‐ ‐ ‐ n 34 34 34 34 34 33 33 33 33 34 34 34 34 33 33 33 mín 286 6,4 7,5 0,40 183 0,1 2,9 0,1 4,4 2,1 0,3 42,9 2,2 ‐3,48 ‐0,02 ‐1,17 máx 405 17,9 8,8 1,89 308 0,2 9,4 15,7 41,3 4,9 1,1 96,9 17,6 ‐2,58 1,25 1,82 med 348 12,2 8,1 1,06 221 0,1 6,1 1,9 11,6 4,2 0,5 72,5 5,9 ‐3,07 0,84 0,47 cv  7 16 3 34 12 25 28 183 60 13 39 19 56 ‐ ‐ ‐ n 25 25 25 25 25 25 25 25 25 24 24 24 24 24 24 24 mín 258 6,3 7,6 0,45 127 0,1 3,8 0,1 7,6 3,4 0,3 54,9 4,0 ‐3,59 0,07 ‐1,34 máx 677 16,8 8,7 2,47 247 0,6 10,9 13,4 207,8 6,8 0,7 98,9 35,6 ‐2,26 1,01 1,13 med 423 11,8 8,3 1,26 220 0,2 7,4 2,8 54,9 5,0 0,5 79,5 12,0 ‐2,88 0,66 ‐0,12 cv 21 17 3 145 12 55 27 113 104 16 19 15 67 ‐ ‐ ‐ Tabla  5.33.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­químicos y  componentes hidroquímicos de las aguas subterráneas y de las superficiales muestreadas en el área de la Fuensanta.    Al  margen  de  la  descripción  comparativa  anterior,  la  composición  química  de  las  aguas del manantial de la Fuensanta presenta una gran variabilidad en todos los parámetros  hidroquímicos  (Tab.  5.33  y  Fig.  5.70),  muy  superior  a  la  de  la  mayoría  de  surgencias  estudiadas en esta Tesis y sólo equiparable a la heterogeneidad que se aprecia en los datos  hidroquímicos  del manantial  del  Convento  (SO4‐2,  Ca+2, Mg+2,  TAC  y  F‐)  y  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  en  la  sección  F2  (COT  y  Cl‐).  La  similitud  entre  la  composición  química  de  las  aguas del manantial de la Fuensanta y las del arroyo homónimo (con un rango de variación  ‐ 287 ‐ Aguas superficiales Aguas subterráneas Tipo Arroyo de la  Arroyo de la  Fuensanta  Portillo Tp­Fuensanta Convento Los Sauces Punto  Fuensanta Fuensanta  (M­12)  (M­8) (M­7) (M­5) (M­4) (Ref.) (F2 ) (F1 ) parecido  en  buena  parte  de  los  iones  mayoritarios;  Fig.  5.70)  sugiere  que  las  aguas  que  alimentan a la surgencia podrían tener un origen superficial, al menos en parte, lo que sería  coherente con lo deducido a partir de los ensayos de trazadores.      Figura 5.70. Gráficos de caja en los que se representan los parámetros estadísticos de  los principales componentes  químicos de  las aguas  subterráneas  ­cajas  con  trazado  continuo­ de  los manantiales del Convento  (M­5)  y de  la  Fuensanta  (M­12) y de  las aguas  superficiales  ­cajas con  trazado discontinuo­ del Arroyo de  la Fuensanta, en  las  secciones F1 y F2. Las cajas aparecen ordenadas  según el  sentido de  flujo  (de  izquierda a derecha). Las áreas de  color gris indican el rango de variación de cada componente hidroquímico en el manantial de la Fuensanta.    Se  ha  efectuado  un  análisis  de  componentes  principales  (ACP)  con  los  datos  hidroquímicos  de  las  muestras  de  aguas  subterráneas  (manantiales  de  los  Sauces,  Tp‐ Fuensanta, Portillo, Convento y Fuensanta) y de aguas superficiales (Arroyo de la Fuensanta,  en  las  secciones  F1  y  F2).  Para  ello  se  han  considerado  un  total  de  287  muestras  y  15  variables hidroquímicas (Tab. 5.34 y Fig. 5.71).  ‐ 288 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  La matriz de correlación de la tabla 5.34 pone de manifiesto que las variables SO4‐2,  Mg+2, Ca+2, F‐, Na+ y TAC contribuyen en mayor medida a la mineralización de las aguas. NO3‐  y COT, además de los índices de saturación en calcita (ISCAL) y dolomita (ISDOL), muestran una  correlación  negativa  con  los  valores  de  conductividad  eléctrica  (CE).  El  resto  de  variables  consideradas  presentan  coeficientes  de  correlación  positivos  y  relativamente  bajos  con  respecto a este último parámetro.    CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO­ SO­2 Na+ K+ Ca+2 Mg+23 4 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,296 1 COT ‐0,196 0,092 1 TAC 0,418 0,383 ‐0,163 1 F­ 0,512 0,096 ‐0,113 0,001 1 Cl­ 0,327 ‐0,066 0,041 0,343 0,071 1 NO­3 ‐0,111 0,000 0,263 ‐0,173 ‐0,041 0,145 1 SO­24 0,873 0,199 ‐0,184 0,003 0,561 0,128 ‐0,087 1 Na+ 0,487 ‐0,209 0,047 0,265 0,223 0,679 0,042 0,295 1 K+ 0,126 0,005 ‐0,087 0,007 0,078 ‐0,032 ‐0,039 0,133 ‐0,051 1 Ca+2 0,717 0,428 ‐0,047 0,767 0,208 0,398 0,047 0,452 0,370 0,051 1 Mg+2 0,806 0,164 ‐0,333 ‐0,042 0,556 0,071 ‐0,127 0,934 0,236 0,187 0,326 1 logPCO2 0,373 0,592 ‐0,097 0,741 0,044 0,258 ‐0,177 0,102 0,034 0,074 0,698 0,044 1 ISCAL ‐0,283 ‐0,541 0,093 ‐0,496 ‐0,063 ‐0,173 0,211 ‐0,121 0,083 ‐0,110 ‐0,498 ‐0,088 ‐0,941 1 ISDOL ‐0,051 ‐0,472 ‐0,033 ‐0,560 0,126 ‐0,137 0,120 0,174 0,134 ‐0,018 ‐0,467 0,274 ‐0,906 0,908 1   Tabla  5.34.  Matriz  de  correlación  del  ACP  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  de  las  muestras  de  agua  subterránea y superficial del área de la Fuensanta.     Los dos  factores principales  explican una  varianza  total del 54,2 %  (Fig.  5.71A). El  factor  1  (32,5 %)  informa  sobre  las  variables  CE,  Ca+2,  temperatura,  TAC  y  logPCO2,  en  la  parte  positiva,  e  ISCAL,  en  la  negativa.  Por  otro  lado,  el  factor  2  (21,7  %)  comprende  los  parámetros hidroquímicos Mg+2, SO4‐2, F‐ e ISDOL, todos ellos situados en la parte positiva del  eje.  El  factor  3,  que  no  se  ha  representado  en  la  figura  5.71,  está  determinado  por  las  variables Cl‐, Na+, COT, NO3‐ y K+ (las cuatro primeras en la parte positiva del eje y la última  en  la negativa).  El  primer  factor puede  considerarse  indicador  de  la mineralización de  las  aguas  y  de  las  condiciones  de  precipitación/disolución  de  calcita.  También  permite  caracterizar  claramente  entre  aguas  subterráneas y  superficiales. El  factor 2  representa  la  disolución  de  minerales  de  naturaleza  magnésica  y  sulfatada,  que  contribuyen  en  gran  medida a la mineralización de las aguas.    ‐ 289 ‐   Figura 5.71. Representación de los planos factoriales (A: variables y B: unidades estadísticas) del ACP realizado con  los datos hidroquímicos de las aguas drenadas por los principales manantiales y arroyos del área de la Fuensanta.        En  el  espacio  de  las  observaciones  (Fig.  5.71B)  se  aprecian  dos  distribuciones  principales de las muestras (alineadas según las dos flechas grises):  • Una distribución está constituida por muestras de aguas superficiales (Arroyo de la  Fuensanta,  sección  F1  ‐parte  alta  del  arroyo‐)  y  subterráneas  (manantiales  de  los  Sauces,  M‐4;  Tp‐Fuensanta,  M‐7;  Portillo,  M‐8;  y  parte  de  Fuensanta,  M‐12,  correspondientes a situaciones de aguas altas), que se distribuyen según el factor 1.  Las aguas superficiales presentan menor mineralización, contenidos más elevados de  NO3‐  y  COT  y mayores  valores  de  ISCAL  e  ISDOL,  mientras  que  la  mayoría  de  aguas  subterráneas se caracterizan por estar más mineralizadas, tener mayor temperatura  y valores más elevados de TAC y logPCO2, así como mayores concentraciones de Ca+2.  La evolución de las muestras hacia la parte positiva del factor 1 indica la disolución  de minerales carbonáticos (Fig. 5.71B).  • La segunda agrupación, cuya diferencia principal con el grupo anterior es  la mayor  mineralización  y  los  contenidos  más  elevados  en  Mg+2  y  SO4‐2  (y  menores  concentraciones de NO3‐ y COT) de las aguas, se divide, a su vez, en dos subgrupos de  muestras distribuidas según el factor 2. El primero de ellos, localizado en el espacio  negativo  del  factor  1,  está  formado  por  las  aguas  superficiales  del  Arroyo  de  la  Fuensanta (sección F2), mientras que el segundo subgrupo de muestras, situado en  el  espacio  positivo  del  factor  1,  está  constituido  por  las  aguas  del  manantial  del  Convento  (M‐5)  y  por  las muestras  de  aguas  bajas  del  de  la  Fuensanta.  Las  aguas  incluidas  en  ambos  subgrupos presentan una marcada  evolución hidrogeoquímica,  desde  términos  poco  mineralizados  y  con  mayores  contenidos  en  trazadores  naturales de  infiltración  (COT y NO3‐) hasta  composiciones más mineralizadas,  con  ‐ 290 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  concentraciones elevadas de Mg+2 y SO4‐2  (Fig. 5.71B). Esta evolución caracteriza  la  disolución de minerales de origen  evaporítico y dolomítico.  La  diferencia  entre  los  dos subgrupos de muestras (aguas superficiales frente a subterráneas) reside en los  valores  de  temperatura,  TAC  y  logPCO2,  que  son  mayores  en  las  aguas  de  los  manantiales del Convento y de la Fuensanta (espacio positivo del factor 1).  La  marcada  diferencia  en  el  comportamiento  hidroquímico  de  los  parámetros  característicos de disolución de la roca (TAC, Ca+2, Mg+2, SO4‐2) y de los trazadores naturales  de  infiltración  rápida  (COT y NO3‐)  de  las muestras  del manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  revela la existencia de distintos tipos de aguas, con diferente origen,  que contribuyen al flujo  de  descarga  de  la  surgencia.  Así,  el  primer  grupo  de  componentes  (TAC  y  Ca+2)  permite  caracterizar el tránsito subterráneo del agua a través de las margocalizas y calizas margosas  cretácicas y la influencia de las aguas que se infiltran en las zonas de pérdida del Arroyo de la  Fuensanta  ‐aportaciones  del  Arroyo  del  Convento‐  (SO4‐2  y  Mg+2).  Por  su  parte,  las  concentraciones de COT y NO3‐ parecen proceder mayoritariamente de la infiltración de las  aguas superficiales que drenan la cuenca del Arroyo de la Fuensanta (sección F1).    5.3.6.2 Evolución  temporal de  la  composición química de  las aguas  drenadas por el manantial de la Fuensanta (M­12)      El  agua  de  la  surgencia  muestra  una  variación  temporal  estacional  de  la  conductividad  eléctrica  (CE),  temperatura  y  de  la  composición  química  (Fig.  5.72).  Los  valores de gran parte de los componentes hidroquímicos considerados (TAC, Ca+2, ISCAL, Na+,  Cl‐,  COT  y  NO3‐)  son más  elevados  durante  los  períodos  de  precipitaciones  y menores  en  estiaje,  mientras  que  el  resto  de  parámetros  (CE,  temperatura,  SO4‐2,  Mg+2  y  logPCO2)  evolucionan de forma inversa.    Las  fluctuaciones de  los  valores de CE del  agua del manantial  reflejan  importantes  diluciones durante  los eventos de recarga y  la mineralización progresiva de ésta a medida  que  se  establece  el  período  de  decrecida  y  agotamiento  (Fig.  5.72).  No  obstante,  dependiendo  de  la  cantidad  y  distribución  de  las  precipitaciones  pueden  observarse  aumentos de CE (enero,  febrero, abril y octubre de 2008) o disminuciones (septiembre de  2008  y  diciembre  de  2009)  con  tiempos  de  respuesta  inferiores  a  un  día  y  de  cierta  magnitud, asociados a las respuestas hidrodinámicas del manantial. Así, dichos episodios de  recarga  producen  picos  de  CE  (efecto  pistón),  cuya  magnitud  es  proporcional  a  la ‐ 291 ‐         Figura 5.72. Evolución temporal de la composición química del agua drenada por el manantial de la Fuensanta (M­ 12). El espacio sombreado en gris corresponde al evento de crecida representado en la figura 5.73. Precipitaciones  registradas en la estación meteorológica de Añoreta.      ‐ 292 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  intensidad  de  las  lluvias.  Las  mayores  diluciones  de  este  parámetro  físico‐químico,  que  reflejan los contrastes más marcados de composición química de las aguas, tienen lugar tras  la  llegada de las primeras crecidas importantes del año hidrológico (septiembre de 2008 y  diciembre de  2009),  en  las  que pueden  registrarse  disminuciones  de CE  superiores  a  180  µS/cm (Fig. 5.72). Esta cifra supone una dilución del 27 % con respecto al valor máximo de  mineralización del agua, e indica un grado considerable de mezcla entre volúmenes de agua  de  distinta  composición  química.  Por  ejemplo,  en  el  invierno  del  último  año  hidrológico  (diciembre de 2009 a marzo de 2010) y tras la gran dilución de las aguas de la surgencia en  el mes de diciembre, los valores de CE se mantuvieron en el rango de valores mínimos (410‐ 430 µS/cm), sin variaciones significativas, como consecuencia de la sucesión de episodios de  recarga y del predominio de las aguas de reciente infiltración durante este período.  Los valores de TAC e ISCAL y los contenidos de Ca+2 aumentan de forma simultánea a  la  mineralización  del  agua  en  la  mayoría  de  las  crecidas,  en  contraposición  con  las  concentraciones  de Mg+2  y  SO4‐2  (Fig.  5.72).  En  las  principales  crecidas  hidrodinámicas  se  producen aumentos puntiagudos de caudal, rápidos y significativos, en  los que se alcanzan  valores máximos de TAC (332 mg/l) y concentraciones de Ca+2 (116,8 mg/l), como ocurre en  febrero de 2009 (Fig. 5.72). Estos pulsos de aguas más mineralizadas ponen de manifiesto la  existencia de flujos rápidos de tipo pistón (Bakalowicz, 1979; Mudry, 1987; Lastennet, 1994;  Emblanch  et  al.,  1998;  Batiot,  2002;  Liñán,  2003;  Barberá  y  Andreo,  2011).  Durante  el  agotamiento  de  la  surgencia,  los  valores  de  TAC  y  los  contenidos  de      SO4‐2,  Ca+2  y  Mg+2  aumentan  progresivamente  hasta  alcanzar  concentraciones  significativas,  que  pueden  ser  máximas  en  el  caso  de  estos  tres  últimos  parámetros  (255,6;  126  y  31,9  mg/l,  respectivamente,  en  octubre  de  2009).  Así,  los  contenidos  en  Ca+2,  Mg+2  y  SO4‐2  (especialmente  los  del  primer  componente)  de  las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  recogidas  al  final  del  estiaje  son  los  que  más  se  aproximan  a  los  valores  medios  determinados  en  las  aguas  de  la  surgencia  del  Convento  (Tab.  5.32),  cuyo  caudal  parece  contribuir  mayoritariamente  al  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  en  el  punto  F2,  en  dichas  condiciones hidrodinámicas.   Los parámetros característicos de  la  infiltración rápida de  las aguas, NO3‐ y COT, se  comportan de una forma similar entre ellos, aunque evolucionan inversamente a la CE y a la  temperatura (Fig. 5.72). Las concentraciones de NO3‐ y COT de las aguas suelen ser máximas  en la primera crecida del año hidrológico (diciembre de 2007, octubre de 2008 y diciembre  de 2009), tras la caída de las primeras lluvias significativas, y evolucionan hacia contenidos  más  bajos,  dependiendo  de  la  disponibilidad  de  materia  orgánica  en  el  suelo,  progresivamente menor  a  lo  largo  del  período  húmedo.  La  diferencia  de  comportamiento  entre ambos parámetros, con una disminución más rápida de los contenidos de NO3‐ que de  ‐ 293 ‐ los de COT, responde a los diferentes procesos biogeoquímicos que sufren el nitrógeno y el  carbono  orgánico  en  el  suelo  (Toran  y  White,  2005;  Sánchez‐Monedero  et  al.,  2001;  Emblanch et al., 2006). Los contenidos medios de NO3‐ y COT en las aguas del manantial de la  Fuensanta (M‐12) son de 1,2 mg/l y 0,94 mg/l, respectivamente (Tab. 5.33). Estas cifras son  comparables a los valores promedios determinados en las aguas superficiales del Arroyo de  la  Fuensanta,  en  las  dos  secciones  controladas,  lo  que  sería  coherente  con  el  origen  superficial  de  ambos  componentes  y  la  recarga  del  manantial  a  partir  de  las  aguas  superficiales.  Las  concentraciones  de  Na+  y  Cl‐,  tras  el  máximo  registrado  en  otoño,  aumentan  progresivamente  durante  el  período  de  recarga  (Fig.  5.72).  No  obstante,  esta  tendencia  puede interrumpirse con diluciones puntuales, como respuesta a crecidas hidrodinámicas de  cierta magnitud. Durante el  estiaje,  ambos parámetros disminuyen de  forma paulatina  sus  contenidos.  Las aguas drenadas por el manantial de la Fuensanta se encuentran generalmente en  equilibrio con la calcita (Tab. 5.33 y Fig. 5.72), aunque en condiciones de aguas altas pueden  estar puntualmente saturadas (crecidas de otoño y primavera) o subsaturadas (crecidas de  invierno). Durante el período de estiaje, los valores de ISCAL tienden a ser inferiores a 0.  Los valores de logPCO2 (Fig. 5.72) suelen ser más elevados durante los episodios de  recarga de mayor magnitud y disminuyen en las situaciones de decrecida del manantial. Sin  embargo,  una  vez  que  se  establece  el  agotamiento,  se  observa  un  aumento  gradual  de  la  presión parcial de CO2, que se interrumpe con las primeras lluvias del año hidrológico.    La  figura  5.73 muestra  las  variaciones  de  la  composición  química  de  las  aguas  del  manantial de la Fuensanta (M‐12) y de las aguas superficiales del arroyo homónimo en las  secciones  F1  y  F2,  durante  el  período  comprendido  entre  los  días  27/12/2009  y  13/01/2010,  a  comienzos  del  período  de  aguas  altas  del  año  hidrológico  2009/2010.  La  periodicidad de muestreo fue de 6 horas en el manantial y cada 2‐3 días en el arroyo.     Las  evoluciones  hidroquímicas  del  arroyo  son  similares  en  los  dos  puntos  de  muestreo  (Fig.  5.73;  columna  de  gráficos  izquierda  y  central).  En  ambas  se  aprecia  una  disminución generalizada de la CE, temperatura y de todos los componentes hidroquímicos,  excepto  COT  (que  aumenta),  y  una  posterior  recuperación  de  los  valores  iniciales.  En  la  sección F2, los valores de CE y COT son mayores (y más variables) y los de TAC menores en  las aguas del arroyo que en F1.  En el registro del manantial (Fig. 5.73; columna de gráficos derecha), cada crecida de  caudal provoca un aumento de la temperatura del agua (próximo a 1 ºC) y una disminución  ‐ 294 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional      Figura  5.73.  Evolución  hidroquímica  de  las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M­12)  (derecha;  también  representada en la figura 5.72) y de las aguas superficiales del arroyo homónimo en las secciones F1 (izquierda) y F2  (centro), durante el período de aguas altas comprendido entre los días 27/12/2009 y 13/01/2010.  de la CE (unos 20 µS/cm) y del resto de parámetros hidroquímicos, concretamente de SO4‐2,  Mg+2, Na+ y Cl‐. En cambio, los valores de TAC y Ca+2 permanecen prácticamente constantes,  excepto  con el  aumento de  caudal  registrado el día 05/01/2010,  que ocasiona entre otras  variaciones hidroquímicas, un aumento brusco de COT (hasta 2,42 mg/l) y un descenso muy  acusado  de  TAC  y  Ca+2,  con  valores  mínimos  de  193  y  53,9  mg/l,  respectivamente.  Este  episodio de recarga (05/01/2010), con una marcada dilución de la mayoría de parámetros  hidroquímicos en el agua del manantial de la Fuensanta (y parece que también algo antes en  las aguas superficiales, a pesar de no muestrearse con la misma periodicidad), así como los  valores  registrados,  muy  similares  a  los  detectados  en  las  aguas  del  arroyo,  sugieren  la  infiltración rápida de éstas hacia la surgencia.  ‐ 295 ‐ 5.3.6.3.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad eléctrica      Se  ha  llevado  a  cabo  el  análisis  de  los  valores  puntuales  y  del  registro  de  datos  horarios de conductividad eléctrica (CE) de las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12) a  partir de la elaboración de curvas de distribución de frecuencias. A modo comparativo, se ha  aplicado este mismo procedimiento a los datos de CE medidos en las aguas del Arroyo de la  Fuensanta, tanto en la sección F1 como en la F2. En ambos casos se ha utilizado un intervalo  de  clases  de  10  µS/cm  (mayor  a  la  precisión  del  equipo,  de  ±1  µS/cm),  debido  al  amplio  rango  de  variación  que  se  registra  en  los  valores  de  CE  de  ambos  tipos  de  aguas  ‐ superficiales y subterráneas‐. Debe tenerse en cuenta que los registros de CE del Arroyo de  la  Fuensanta  en  las  secciones  consideradas  presentan  menor  número  de  datos  y,  por  lo  tanto,  puede  que  determinadas  situaciones  hidrodinámicas  no  estén  debidamente  representadas por los mismos.  Las curvas de distribución de frecuencias obtenidas en el manantial de la Fuensanta  muestran una morfología predominante plurimodal, con un amplio rango de variación de los  valores  de  CE,  superior  a  250  µS/cm  (Fig.  5.74).  Tanto  en  la  curva  correspondiente  a  las  medidas puntuales de dicho parámetro como en la del registro continuo destacan dos modas  principales, características de las aguas drenadas durante las crecidas de la surgencia (415‐ 425 µS/cm y 475‐485 µS/cm), que comprenden las  frecuencias máximas registradas (8‐19  %; mayores en la serie del control puntual).   Las características de  las CDF de  las aguas superficiales  (Fig. 5.74) varían según se  trate  de  la  sección  F1  (parte  alta  del  Arroyo  de  la  Fuensanta)  o  F2  (aguas  abajo  de  la  confluencia  de  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento).  La  morfología  de  la  curva  representativa  de  las  aguas  del  arroyo  en  la  sección  F1  es  también  de  tipo  multimodal,  aunque presenta el menor rango de variación de todas, cercano a 120 µS/cm. Destacan tres  modas  de  frecuencias  máximas  comprendidas  entre  12  y  24  %,  en  el  intervalo  de  mineralización intermedia (condiciones hidrodinámicas de aguas intermedias). Por su parte,  la morfología de la curva correspondiente a las aguas del Arroyo de la Fuensanta en el punto  F2  es  bastante  parecida  a  la  del manantial  de  la  Fuensanta,  si  bien  presenta  un  rango  de  variación  más  amplio,  superior  a  400  µS/cm.  El  pico  de  máxima  frecuencia  (12  %)  corresponde a las aguas más diluidas, drenadas en situaciones de aguas altas.   De  los resultados obtenidos a partir del análisis de  la distribución de  las curvas de  frecuencia  de  la  CE  puede  inferirse  la  contribución  de  las  aguas  superficiales  a  la  mineralización de las aguas drenadas por la surgencia (Fig. 5.74): las aguas del Arroyo de la  Fuensanta  (con  ‐F2‐  y  sin  ‐F1‐  las  aportaciones  del  Arroyo  del  Convento)  participan,  en  proporciones  variables,  en  situaciones  de  crecidas  y  hidrodinámicas.  No  obstante,  en  ‐ 296 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  condiciones  de  aguas  altas  (máxima  dilución  de  las  aguas  del manantial  de  la  Fuensanta)  deben  predominar  los  aportes  desde  la  cuenca  alta  del  arroyo  (F1),  mientras  que  en  agotamiento,  y  probablemente,  decrecida,  predominan  las  aportaciones  desde  F2,  aguas  abajo de la confluencia con el Arroyo del Convento.      Figura  5.74.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  del  manantial de la Fuensanta (M­12) y del arroyo del mismo nombre (en las secciones F1 y F2). Las áreas de color gris  claro  y  oscuro  representan  las  contribuciones  teóricas,  en  términos  de mineralización,  de  las  aguas  de  ambos  arroyos al flujo del manantial.          5.3.6.4 Modelo de mezcla aplicado a  las aguas del manantial de  la  Fuensanta (M­12)      Se ha intentado caracterizar los diferentes tipos de aguas que contribuyen al flujo de  descarga del manantial de  la Fuensanta  (M‐12). Para  tal  fin,  se ha aplicado  la metodología  propuesta  por  Christophersen  y  Hooper  (1992),  consistente  en  un  modelo  de  mezcla  de  componentes  extremos  (EMMA:  end­member  mixing  analysis)  y  el  uso  de  trazadores  hidrogeoquímicos naturales. Dicho modelo está basado en un sistema lineal de ecuaciones a  partir  del  cual  es  posible  estimar  las  proporciones  de  los  distintos  tipos  de  aguas,  representados por términos extremos de mezcla, que participan en la composición química  de  las  aguas  de  manantial.  Este  método  se  utilizó  originariamente  para  cuantificar  las  aportaciones  superficiales,  procedentes  de  diversas  regiones,  en  varias  cuencas  hidrográficas  de  las montañas  de  Panola,  en  el  estado  de  Georgia,  USA  (Christophersen  y  ‐ 297 ‐ Hooper,  1992;  Burns  et  al.,  2001).  No  obstante,  se  han  obtenido  resultados  satisfactorios  mediante la aplicación del modelo para la estimación de las proporciones de mezcla de aguas  subterráneas en un sondeo de abastecimiento que capta un importante acuífero kárstico del  SO de Eslovenia (Doctor et al., 2006).    En  el  área  de  la  Fuensanta  se  ha  constatado  previamente,  mediante  aforos  diferenciales,  ensayos  de  trazadores  e  hidrogeoquímica,  que  las  aguas  de  los  arroyos  del  Convento y de la Fuensanta contribuyen a la descarga del manantial de la Fuensanta, por lo  que las aguas de la surgencia son el resultado de la mezcla, en proporciones variables, de las  aguas superficiales de ambos cauces. No obstante, es difícil pensar en una mezcla con sólo  dos tipos de aguas,  teniendo en cuenta, entre otras observaciones,  los aumentos puntuales  de  la  temperatura  del  agua  (Figs.  5.67  y  5.68)  y  los  picos  con  valores máximos  de  TAC  y  logPCO2 ‐no atribuibles a las aguas superficiales‐ (Tab. 5.33 y Figs. 5.71 y 5.72) detectados en  las puntas de crecida de la surgencia, que son consecuencia de flujos de tipo pistón de aguas  que  se  infiltran  en  las  calizas  margosas  y  margocalizas  cretácicas  y  reaccionan  con  éstas  (disuelven calcita). Por lo tanto, se ha propuesto considerar un tercer componente de mezcla  (agua subterránea que está en contacto con los materiales cretácicos).    La selección de los términos extremos de mezcla (componente subterránea‐Arroyo  del  Convento‐Arroyo  de  la  Fuensanta;  Tab.  5.35)  se  ha  efectuado  a  partir  de  los  datos  químicos extremos  (end­member mixing analysis) de  las  aguas  superficiales de  los  arroyos  (Tab. 5.33) y de la evolución hidroquímica de la surgencia de la Fuensanta (Fig. 5.72). Así, se  ha  utilizado  la  composición  química  de  la  muestra  más  mineralizada  recogida  en  el  manantial del Convento (M‐5, 21/01/2012), que presenta las concentraciones más elevadas  de  Ca+2,  Mg+2  y  SO4‐2,  como  representativa  de  la  componente  de  mezcla  del  arroyo  homónimo.  En  el  caso  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  se  ha  optado  por  las  características  químicas  de  la  muestra  más  diluida  tomada  en  la  sección  F1  (04/01/2010),  con  valores  mínimos de todos los parámetros hidroquímicos. En último lugar, la componente de mezcla  subterránea está representada por la composición química de la muestra del manantial de la  Fuensanta  (M‐12),  cuyo  valor  de  TAC  es  máximo  y  contenidos  del  resto  de  solutos  intermedios (05/02/2009; Fig. 5.72).   Se  ha  efectuado  un  ACP  con  las  184  muestras  tomadas  de  la  surgencia  de  la  Fuensanta  (M‐12)  y  con  los  parámetros  hidroquímicos  que  más  contribuyen  a  la  mineralización de las aguas del manantial (Fig. 5.75): TAC, Ca+2, Mg+2 y SO4‐2. Los dos factores  principales   explican el 97,5 % de  la varianza  total. El espacio de  las unidades estadísticas  (Fig.  5.75) muestra que  todas  las  aguas del manantial,  a  excepción de una,  se  sitúan en  el  espacio delimitado por  los  componentes descritos anteriormente,  lo  cual  indica una cierta  coherencia  en  el  criterio  de  selección  de  las  composiciones  de  mezcla.  Una  parte  de  las  ‐ 298 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  muestras  caen  directamente  sobre  la  línea  que  une  las  componentes  subterránea  y  superficial del Arroyo de la Fuensanta, lo que parece indicar que dichas muestras son mezcla  directa de  los dos  tipos de aguas anteriores. No obstante, hay  otro grupo de muestras que  tienden a alinearse según la línea de mezcla entre las aguas de los arroyos de la Fuensanta y  del Convento.    Parámetros hidroquímicos seleccionados para el modelo de mezcla Componente Punto Fecha +2 +2 de mezcla de agua CE TAC Ca Mg SO ­2 4 [µS/cm] [mg/l] [mg/l] [mg/l] [mg/l] Subterránea M‐12 05/02/2009 482 332 116,8 4,7 11,2 Arroyo del Convento M‐5 21/01/2012 1.253 317 196,4 62,5 467,2 Arroyo de la Fuensanta secc. F1 04/01/2010 286 187 63,8 3,6 9,4   Tabla  5.35.  Composiciones  químicas  representativas  de  los  componentes  de  mezcla  utilizados  en  el  modelo  propuesto.      Figura 5.75. Representación de  las muestras de agua del manantial de  la Fuensanta (M­12) y de  los componentes  teóricos de mezcla en el espacio de las unidades estadísticas del ACP realizado (véase explicación en el texto).     El modelo EMMA  permite  calcular  las  fracciones de  los  componentes de mezcla  en  cada  una  de  las  muestras  de  agua  recogidas  en  la  surgencia,  mediante  la  resolución  del  siguiente sistema de ecuaciones, basado en el balance de masas de solutos:      1 = psub + pconv + pfuen  F1muestra = psub ·  (F1sub) + pconv ·  (F1conv) + pfuen ·  (F1fuen)  F2muestra = psub ·  (F2sub) + pconv ·  (F2conv) + pfuen ·  (F2fuen)  ‐ 299 ‐ donde p es la proporción de cada componente de mezcla en el agua y F1 y F2 son los valores  de los dos factores principales de cada unidad estadística (u observación, en Fig. 5.75). Los  subíndices  sub,  conv  y  fuen  corresponden  a  los  tres  componentes  de mezcla  (componente  subterránea, Arroyo del Convento y Arroyo de la Fuensanta).  Las proporciones estimadas de los tres términos composicionales de mezcla a partir  del modelo EMMA en las muestras del manantial de  la Fuensanta (M‐12) se resumen en la  tabla 5.36 y se ilustran en la figura 5.76. Las aportaciones (en %) subterránea y superficiales  ‐de  los  dos  arroyos‐  a  las  aguas  de  la  surgencia,  se  clasifican  por  años  hidrológicos  y  por  condiciones hidrodinámicas (aguas bajas ‐Ab‐, intermedias ‐Ai‐ y altas ‐Aa‐).       Componente 2007/08 2008/09 2009/10 Media de mezcla Ab Ai Aa med Ab Ai Aa med Ai Aa med* Subterránea 25 32 70 42 16 48 82 49 42 54 47 46 Arroyo del Convento 22 9 5 12 34 11 3 16 5 2 4 12 Arroyo de la Fuensanta 53 59 25 46 50 41 15 35 53 44 49 42   Tabla 5.36. Proporciones (%) de las tres componentes de mezcla en las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12)  calculados a partir del modelo EMMA. Los resultados se clasifican por condiciones hidrodinámicas (Ab, aguas bajas;  Ai,  aguas  intermedias;  Aa,  aguas  altas)  y  años  hidrológicos.  (*)  En  el  año  2009/10  el  período  de muestreo  fue  incompleto, terminó en mayo de 2010 (el período de aguas bajas no está representado).    Durante  el  período  de  estudio  (2007/08‐2009/10),  la  contribución  media  de  la  componente subterránea a las aguas del manantial de la Fuensanta (Tab. 5.36) es similar a la  del arroyo homónimo (46 y 42 %, respectivamente). En cambio, la participación del Arroyo  del  Convento  es  del  orden  de  4  veces  menor  (12  %)  que  las  otras  dos  componentes  de  mezcla.   Las  proporciones  medias  de  la  componente  subterránea  aumentan  un  7  %  del  primer al segundo año hidrológico, y se mantienen en el último (Tab. 5.36 y Fig. 5.76). Los  porcentajes  de  la  componente  superficial  del  Arroyo  del  Convento  evolucionan  de  forma  parecida a la anterior y disminuye en el último año, aunque debe tenerse en cuenta que este  período  de muestreo  fue  incompleto.  La  otra  componente  superficial,  la  del  Arroyo  de  la  Fuensanta, disminuye su proporción del primer al segundo año hidrológico (de 46 a 35 %;  Tab. 5.36) y aumenta en el último (a 49 %), en el que se ha calculado la mayor aportación  media.  La  figura  5.76  pone  de manifiesto  que  la  composición  química  de  las muestras  de  agua recogidas durante los períodos de crecida del manantial se debe prácticamente a una  mezcla  de  aguas  de  origen  subterráneo  (69  %)  y  aguas  superficiales  del  Arroyo  de  la  Fuensanta  (28 %).  En  las  decrecidas  del manantial,  la  participación  de  estos  dos  últimos  ‐ 300 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  componentes  se  equiparan  (41  %  subterránea  y  51  %  superficial,  del  Arroyo  de  la  Fuensanta), al mismo tiempo que gana proporción las aguas del Arroyo del Convento (8 %).  Finalmente,  durante  el  estiaje,  las  aguas  del  manantial  son  resultado  de:  52  %  agua  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  28  %  agua  del  Arroyo  del  Convento  y  21  %  agua  de  afinidad  subterránea.        Figura  5.76.  Proporciones  de  las  componente  de mezcla  en  cada  una  de  las muestras  de  agua  recogidas  en  el  manantial de la Fuensanta (M­12) durante el período de investigación.      El modelo de mezcla aplicado permite, además, simular las composiciones químicas  de  las  aguas muestreadas  en  el  manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  durante  el  período  de  estudio, a partir de las proporciones estimadas de los componentes de mezcla. Así, es posible  comprobar  el  grado  de  ajuste  entre  los  valores  observados  (composiciones  químicas  medidas)  y  simulados,  mediante  los  coeficientes  de  correlación  entre  los  parámetros  hidroquímicos considerados en el análisis.  Los coeficientes de correlación (R2) entre los valores observados y simulados de los  parámetros  hidroquímicos  (Fig.  5.77)  son  elevados  y  significativos,  y  están  comprendidos  entre  0,94  (Ca+2)  y  0,99  (SO4‐2).  Los  valores  bajos  de  este  coeficiente  para  Ca+2  y  TAC  se  deben  probablemente  a  que  ambos  componentes  hidroquímicos  son  a  priori  los  menos  conservativos de los considerados.   En  general,  los  valores  de  CE,  TAC,  Ca+2, Mg+2  y  SO4‐2  generados  por  el modelo  de  mezcla muestran una gran similitud con  las composiciones químicas medidas en  las aguas  del manantial  de  la  Fuensanta  (Fig.  5.77),  especialmente  durante  los  períodos  de  recarga.  ‐ 301 ‐ Este hecho pone de manifiesto que los componentes teóricos de mezcla son coherentes con  las  composiciones  químicas  de  las  aguas  observadas,  particularmente  la  componente  subterránea y la superficial del Arroyo de la Fuensanta.         Figura 5.77. Comparación de  los valores de CE, TAC, Ca+2, Mg+2 y   SO4­2 medidos en  las aguas del manantial de  la  Fuensanta (M­12) y los simulados por el modelo de mezcla EMMA: evoluciones temporales (gráficos de la izquierda)  y correlación (gráficos de la derecha).  ‐ 302 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Por el contrario, en el estiaje y en los períodos en los que predominan la componente  del Arroyo  del  Convento,  se  detectan  las mayores  diferencias  entre  los  valores medidos  y  simulados  de  todos  los  parámetros  considerados,  lo  que  parece  indicar  que  dicha  componentes  de  mezcla  es  la  menos  representativa  de  las  tres  (Fig.  5.77).  Teniendo  en  cuenta  estas  diferencias,  los  valores  de  TAC,  Mg+2  y  SO4‐2  simulados  son  inferiores  a  los  medidos  en  las  aguas  del  Arroyo  del  Convento,  lo  que  impide  reproducir  con  mayor  exactitud  los  datos  observados.  No  obstante,  los  resultados  obtenidos  deben  considerarse  como una aproximación, dada las limitaciones de este tipo de métodos (Genereux, 1998).      5.3.7. Composición isotópica    Los valores de δ18O y δ2H medidos en las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12)  muestran una elevada variabilidad (coeficientes de variación del 6 y 7 %, respectivamente;  Tab. 5.37 y Fig. 5.78). Todas las muestras recogidas durante el período de estudio se sitúan  entre las líneas Meteórica Global (LMG) y  Meteórica del Mediterráneo Occidental (LMMO),  aunque más próximas a  la primera,  lo que  indica que  las aguas de  lluvia que recargan a  la  surgencia tienen una procedencia atlántica y mediterránea. Ello queda corroborado por los  valores de exceso en deuterio (d), del orden del 15 ‰, como valor medio.    δ18O (‰) δ2H (‰) d , exceso en deuterio (‰) Manantial/Arroyo n mín máx med cv mín máx med cv mín máx med cv Fuensanta (M­12) 161 ‐7,49 ‐5,49 ‐6,71 6 ‐44,68 ‐30,93 ‐39,17 7 8,10 18,95 14,50 16 Ayo. de la Fuensanta (F1 ) 27 ‐7,65 ‐6,26 ‐6,93 5 ‐47,55 ‐32,15 ‐40,31 8 10,01 17,97 15,11 17 Ayo. de la Fuensanta (F2 ) 9 ‐7,65 ‐6,14 ‐6,82 8 ‐51,14 ‐37,78 ‐43,07 10 9,85 13,62 11,51 11   Tabla  5.37.  Valores  de  δ18O,  δ2H  y  exceso  en  deuterio  (mínimo, mín; máximo, máx; medio, med;  coeficiente  de  variación,  cv,  en %)  de  las  aguas  del manantial  de  la  Fuensanta  (M­12)  y de  las  aguas  superficiales  del  arroyo  homónimo en las secciones F1 y F2.    Al  clasificar  las muestras  de  agua  del manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12)  según  las  condiciones hidrodinámicas en las que se tomaron (Fig. 5.78), se observa que las muestras  de  aguas  altas  están  más  próximas  a  la  LMG  y  presentan,  generalmente,  valores  de  δ18O  menos  negativos.  Las muestras  correspondientes  a  aguas  intermedias  están  ampliamente  distribuidas entre  las dos  líneas meteóricas. No obstante, un gran número de muestras de  esta categoría se alinean más cercanas a  la LMMO, por lo que podría existir mezcla con las  aguas previamente almacenadas. Las aguas  subterráneas  tomadas en estiaje presentan  los  valores  más  negativos  y  la  menor  variación  de  los  valores  de  δ2H  (obsérvese  recta  de  regresión negra  y  con  trama discontinua  en  la  figura  5.78).  La  escasa  variabilidad de  este  ‐ 303 ‐ isótopo  estaría  relacionada  con  procesos  de  intercambio  isotópico  con  el  terreno  (Clark  y  Fritz,  1997).  Las  aguas  del  manantial  del  Convento  (M‐5),  que  contribuyen  mayoritariamente  al  flujo  de  la  surgencia  de  la  Fuensanta  en  aguas  bajas,  presentan  concentraciones  elevadas  de  SO4‐2  debido  a  la  disolución  de  yeso,  proceso.  Este  proceso  hidrogeoquímico  podría  inducir  fraccionamiento  isotópico  por  intercambio  con  los  materiales por los que circulan las aguas subterráneas.         Figura 5.78. Valores de δ18O y δ2H de las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12) y de las aguas superficiales del  arroyo homónimo, en  las secciones F1 y F2, recogidas durante el período de estudio. LMG: Línea Meteórica Global  (Craig, 1961); y LMMO: Línea Meteórica del Mediterráneo Occidental (Celle­Jeanton et al., 2001).    La  composición  isotópica  de  las  aguas  superficiales  presenta  una  gran  dispersión  (Fig.  5.78).  Sin  embargo,  parece  que  las  aguas  tomadas  en  la  sección F2  del  Arroyo  de  la  Fuensanta (que incluye las aguas del Arroyo del Convento) se dispersan según la LMG. Por  su parte, las aguas recogidas en la sección F1 del mismo arroyo (que drena la parte alta de la  cuenca) muestran mayor afinidad con la LMMO y con las aguas de la surgencia muestreadas  en condiciones intermedias. Dicha similitud en la composición isotópica es coherente con los  porcentajes de mezcla obtenidos a partir del modelo EMMA (Tab. 5.36 y Fig. 5.76), según los  cuales las aguas del Arroyo de la Fuensanta ‐sección F1‐ participan con un 51 % (porcentaje  medio  durante  el  período  de  estudio)  en  el  flujo  del  manantial  de  la  Fuensanta  en  condiciones hidrodinámicas intermedias.  ‐ 304 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    En la figura 5.79 se representan las variaciones temporales de los valores de δ18O de  las aguas del manantial de la Fuensanta y de las aguas superficiales del arroyo homónimo en  las  secciones  F1  y  F2,  junto  con  el  hidrograma  de  la  surgencia.  A  modo  comparativo  se  muestra la evolución de este isótopo en las aguas de lluvia recogidas en el pluviocaptor del  Puerto del Viento durante el período de investigación.  La  evolución  de  la  composición  isotópica  (δ18O)  del  agua  de  la  surgencia  de  la  Fuensanta  reproduce,  en gran medida,  las variaciones de  caudal  (Fig. 5.79),  y no  tanto  los  cambios de δ18O del agua de lluvia. Los valores de δ18O de las aguas del manantial son más  elevados durante los períodos de recarga y más bajos cuando cesan las precipitaciones. Los  valores máximos de este  isótopo se alcanzan en  las puntas de caudal, durante  las crecidas  hidrodinámicas de mayor magnitud  (Figs.  5.79  y 5.80)  y  resultan  ser muy parecidos  a  los  valores máximos de  las  aguas  superficiales de  los  arroyos  (diciembre de  2009  a  enero de  2010). Todo lo anterior podría explicarse por la infiltración rápida de las aguas superficiales  con composiciones isotópicas enriquecidas en δ18O (probablemente por evaporación) hacia  el manantial.        Figura 5.79. Evolución temporal de los valores de δ18O de las aguas de lluvia en el Puerto del Viento (véase situación  en  la figura 3.4), de  las aguas subterráneas del manantial de  la Fuensanta (M­12) y de  las aguas superficiales del  arroyo homónimo en las secciones F1 y F2. Precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Añoreta. El  espacio de color gris indica el período de recarga considerado en la figura 5.80.     Las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  muestran  una  composición  isotópica  parecida a  la de las aguas del arroyo homónimo en la sección F1 (Fig. 5.79), aunque en los  ‐ 305 ‐ períodos de decrecida, en los que se dispone de un mayor número de muestras (noviembre  de  2008  a  febrero  de  2009  y  enero  a  marzo  de  2010),  las  aguas  superficiales  presentan  valores más negativos de δ18O que las aguas del manantial. El número limitado de muestras  de  este  mismo  arroyo  en  la  sección  F2  (diciembre  de  2009  a  enero  de  2010;  Fig.  5.79)  permite  deducir  la  relativa  similitud  de  los  valores  de  δ18O  con  los  correspondientes  al  manantial  en  condiciones  de  aguas  altas,  lo  que  podría  corroborar  la  participación  de  las  aguas superficiales en el flujo de la surgencia de la Fuensanta.        Figura 5.80. Evolución temporal de los valores de δ18O de las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12) durante el  período de recarga comprendido entre los días 29/12/2009 y 09/01/0210.    5.3.8 Fluorescencia natural de las aguas    En  el  área  de  la  Fuensanta  se  han detectado picos  C  y A  de máxima  intensidad de  fluorescencia  tanto en  las aguas superficiales como en  las  subterráneas  (Tab. 5.38). En  las  aguas muestreadas en  los manantiales del Convento (M‐5), Portillo  (M‐8) y Fuensanta (M‐ 12) se han observado, además, picos B (Tab. 5.39). En esta última surgencia, los picos B de  máxima intensidad se han registrado en la mayoría de las muestras y con mayor intensidad  que en el resto. Sólo en las aguas del manantial de Portillo (M‐8) han aparecido picos T1 de  fluorescencia.  Los contenidos medios de COT de  las aguas subterráneas para el período en el que  hay datos de fluorescencia (Tab. 5.38) están comprendidos entre 0,25 mg/l, en el manantial  ‐ 306 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  de  Portillo  (M‐8),  y  1,20  mg/l,  en  el  de  Tp‐Fuensanta  (M‐7).  En  el  caso  de  los  picos  de  máxima  fluorescencia C y A,  los  valores medios varían,  respectivamente, entre 1,59 y 5,48  u.R. (manantiales de Portillo y de Tp‐Fuensanta) y 4,27 y 12,00 u.R. (manantiales de Portillo  y de la Fuensanta).    Manantial/ COT [mg/l] Pico C [u.R.] Pico A [u.R.] rC/A Ref. Aguas superficial n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) med Los Sauces M‐4 18 0,76 2,29 1,05 32 18 3,89 6,96 5,06 15 18 8,15 13,34 10,48 13 0,48 Convento M‐5 2 0,39 0,55 0,47 24 2 2,34 3,39 2,87 26 2 5,12 7,21 6,17 24 0,46 Tp­Fuensanta M‐7 18 0,45 2,29 1,20 33 18 2,55 8,51 5,48 25 18 5,66 15,99 11,32 22 0,48 Portillo M‐8 5 0,22 0,29 0,25 12 4 1,43 1,67 1,59 7 4 3,05 5,52 4,27 24 0,38 Fuensanta M‐12 144 0,20 2,42 1,03 54 144 1,48 8,56 4,40 39 144 2,78 26,93 12,00 53 0,40 Ayo. de la Fuensanta F1 34 0,40 1,89 1,06 34 30 1,91 10,21 5,88 36 30 4,25 19,67 12,40 30 0,38 Ayo. de la Fuensanta F2 25 0,45 2,47 1,26 145 25 2,48 12,48 6,77 43 25 6,67 28,14 14,15 40 0,37   Tabla  5.38.  Parámetros  estadísticos  de  la  concentración  de  COT  e  intensidad  de  fluorescencia  (u.R.:  unidades  Ramman)  de  los  picos  C  y  A,  así  como  de  la  relación  entre  ambos  picos  (rC/A),  de  las  aguas  subterráneas  y  superficiales muestreadas en el área de la Fuensanta.     Pico T1 [u.R.] Pico B [u.R.] Manantial Ref. n mín máx med cv (%) n mín máx med cv (%) Los Sauces M‐4 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Convento M‐5 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 2 0,76 1,45 1,11 45 Tp­Fuensanta M‐7 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Portillo M‐8 1 2,91 2,91 ‐ ‐ 4 0,79 2,82 1,65 53 Fuensanta M‐12 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 39 0,90 7,48 2,40 57   Tabla  5.39.  Valores  de  intensidad  de  fluorescencia  (u.R.:  unidades  Ramman)  de  los  picos  T1  y  B  de  las  aguas  subterráneas muestreadas en el área de la Fuensanta.      Las aguas del Arroyo de la Fuensanta en la sección F1 presentan una concentración  media de COT de 1,06 mg/l, similar a la del manantial homónimo (Tab. 5.38), mientras que  en la sección F2 es ligeramente superior (1,26 mg/l). Los valores medios de los picos C y A  de las aguas superficiales, en cualquiera de las dos secciones del arroyo (F1 y F2), son algo  mayores que los registrados en las aguas de manantial.    En  la  figura  5.81  se  representan  las  variaciones  temporales  de  la  intensidad  de  fluorescencia de los picos A, C y B en las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12) y en las  aguas del arroyo del mismo nombre, en las secciones F1 y F2.    Las  intensidades  de  fluorescencia  de  los  picos  A  y  C  de  las  aguas  subterráneas  y  superficiales muestran valores más elevados en los períodos de  crecida del manantial y de  los  arroyos  y  valores  bajos  durante  el  agotamiento  (Fig.  5.81).  A  lo  largo  del  período  de  aguas  altas,  se  observa  que  cada  crecida  de  caudal  lleva  asociada  un  aumento  rápido  y  ‐ 307 ‐ significativo de  la  intensidad de  fluorescencia de  los picos A  y C en ambos  tipos de aguas.  Esto mismo se aprecia en la evolución del pico B en las aguas del manantial de la Fuensanta,  al menos durante  el  corto  período de  registro  en  el  que  se  detectó  dicho pico de máxima  fluorescencia.      Figura 5.81. Evolución  temporal de  los  valores de  intensidad de  fluorescencia de  los picos A, C  y B de  las aguas  subterráneas y superficiales en el área de la Fuensanta. En la parte inferior se representa el caudal del manantial de  la Fuensanta (M­12), así como las precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Añoreta.        Las variaciones temporales y los valores de intensidad de fluorescencia de los picos A  y C en las aguas del Arroyo de la Fuensanta son relativamente similares a los de la surgencia  homónima  en  el  transcurso  del  período  de  agua  altas  del  año  hidrológico  2008/09  (Fig.  5.81),  a  pesar  del  registro  discontinuo  de  las muestras  de  agua  superficial.  En  cambio,  la  intensidad  de  fluorescencia  de  sendos  picos  de  las  aguas  del manantial  y  del  arroyo,  a  lo  largo  del  período  húmedo  de  2009/10,  muestra  un  comportamiento  diferente  al  del  año  anterior.   ‐ 308 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Los  valores más  elevados del  pico A de  fluorescencia  en  las  aguas  superficiales  de  diciembre  de  2009,  consecuencia  de  las  intensas  precipitaciones  de  otoño,  decrecen  exponencialmente hasta alcanzar valores mínimos al final del período de lluvias de mayo de  2010  (Fig.  5.81).  Sin  embargo,  la  intensidad  de  fluorescencia  del  pico  A  en  las  aguas  del  manantial de la Fuensanta se mantiene en el rango de valores máximos a lo largo del período  de crecidas, hasta que disminuye bruscamente a comienzos del agotamiento de la surgencia.  A partir de este momento, los valores de la intensidad de fluorescencia parecen coincidir en  los dos tipos de agua (superficiales y subterráneas). El aumento de intensidad del pico A en  las  aguas  subterráneas,  durante  las  crecidas  de  2009/2010,  podría  atribuirse  a  la  fluorescencia  natural  emitida  como  consecuencia  de  la  actividad  microbiológica  en  el  entorno del punto de surgencia.   La evolución temporal de la intensidad de fluorescencia del pico C durante el período  de precipitaciones del año hidrológico 2009/10 es parecida en las aguas del manantial y en  las aguas de los arroyos, aunque los valores de este parámetro en las aguas superficiales son  más elevados que en las subterráneas en determinados eventos de crecida (Fig. 5.81). Esta  diferencia sería coherente con  la degradación de determinados componentes orgánicos, en  concreto de ácidos fúlvicos, a lo largo de la línea de flujo que une los tramos de pérdida del  Arroyo de la Fuensanta con el punto de descarga.    Al  analizar  un  período  de  crecida  comprendido  entre  el  día  29/12/2009  y  el  10/01/2010  (Fig.  5.82)  en  las  aguas  del manantial  de  la  Fuensanta,  se  observa  cómo  las  variaciones de los contenidos de COT e intensidad de fluorescencia de los picos A, C y B son,  en  cierta  medida,  simultáneas  con  los  cambios  de  caudal  de  la  surgencia.  La  tendencia  general  de  los  valores  del  pico A  es hacia  valores  crecientes,  mientras  que  la  del  resto  de  picos de fluorescencia, e incluso de COT, es hacia valores más bajos. El rango de variación de  la intensidad de fluorescencia es mayor en el pico A (10‐15 u.R.), y   mínima en el pico C (2  u.R.).   El  registro  intermitente  de  la  fluorescencia  natural  de  las  aguas  del  Arroyo  de  la  Fuensanta (Fig. 5.82) muestra valores más elevados de intensidad del pico C que las aguas  drenadas por la surgencia de la Fuensanta. La intensidad del pico A es relativamente similar  en todas las aguas.  En detalle, al inicio de la segunda crecida importante de caudal (Fig. 5.82) se produce  un descenso rápido y brusco de la concentración de COT y de la intensidad de fluorescencia  del pico B en las aguas del manantial, seguido de un aumento de mayor magnitud de ambos  parámetros  (se  registran  valores  máximos).  Posteriormente,  disminuyen  hasta  alcanzar  valores cercanos a los del primer descenso. En cambio, las variaciones de intensidad de los  picos A y C asociadas a este evento, a pesar de evolucionar de forma distinta, muestran poca  ‐ 309 ‐ amplitud.  De  estos  resultados  se  deduce  la  mayor  contribución  de  la  actividad  microbiológica, responsable de la emisión de fluorescencia del pico B (Coble, 1996; Baker y  Spencer, 2004; Hudson et al., 2008), al  contenido de COT de  las aguas del manantial de  la  Fuensanta  (M‐12),  en  detrimento  de  los  ácidos  húmicos  y  fúlvicos,  que  caracterizan  a  los  picos A y C, respectivamente.      Figura 5.82 Evolución de la concentración de COT e intensidad de fluorescencia de los picos A, C y B en las aguas del  manantial de la Fuensanta (M­12) y en las aguas superficiales del arroyo homónimo (secciones F1 y F2) durante el  período de crecida comprendido entre los días 29/12/2009 y 10/01/2010.      La relación entre  la  intensidad de fluorescencia del pico A y los contenidos de COT,  de  las  aguas  de  los  manantiales  Tp‐Fuensanta  (M‐7)  y  Fuensanta  (M‐12)  y  de  las  aguas  superficiales del arroyo homónimo en las secciones F1 y F2, se muestra en la figura 5.83. Las  aguas del segundo manantial se clasificaron en función de las condiciones hidrodinámicas en  las que se tomaron: aguas altas (A), intermedias (I) y bajas (B).   ‐ 310 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional    Figura 5.83. Relación entre la intensidad de fluorescencia del pico A y el contenido de COT en las aguas drenadas por  los principales manantiales y arroyos del área de la Fuensanta durante el período de investigación. Las siglas A­I­B  de la leyenda se refieren a las condiciones hidrodinámicas en las que se recogieron las muestras del manantial de la  Fuensanta (M­12): aguas altas­intermedias­bajas.      La  mayoría  de  muestras  se  distribuyen  según  dos  alineaciones  con  pendientes  diferentes  (Fig. 5.83). La de mayor pendiente  (intensidades del pico A más elevadas),  está  constituida principalmente por las muestras de agua superficial y por una parte de las aguas  del manantial de la Fuensanta recogidas durante el período de aguas altas del año 2009/10  (el  más  húmedo  de  los  dos  considerados).  La  de  menor  pendiente,  está  formada  por  las  aguas  de  los  manantiales  Tp‐Fuensanta  y  de  la  Fuensanta,  correspondientes  a  todas  las  condiciones hidrodinámicas.   Entre estas dos alineaciones aparecen representadas muestras de agua del manantial  de Tp‐Fuensanta y de  la Fuensanta en situaciones de aguas  intermedias y altas (Fig. 5.83).  Un tercer grupo de muestras ‐no alineadas‐ (extremo izquierdo del área gris) se localiza en  el rango de valores bajos de COT y máximos de intensidad de fluorescencia del pico A. Este  grupo  incluye  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  recogidas  en  el  año  2009/10,  en  condiciones de aguas altas e intermedias.   La correlación lineal significativa entre la intensidad de fluorescencia del pico A y el  contenido  de  COT  de  la  mayoría  de  las  muestras  de  agua  superficial  por  un  lado  y  subterránea  por  otro  (Fig.  5.83)  refleja  la  existencia  de  sustancias  fluorescentes  (fluoróforos) distintivas en las aguas del Arroyo de la Fuensanta y de las aguas subterráneas  del manantial del mismo nombre (M‐12).   ‐ 311 ‐ En las aguas superficiales (Fig. 5.83), la relación pico A‐COT viene determinada por el  tipo  de materia  orgánica  característica  de  la  degradación  de  la  vegetación  y  desechos  de  animales (Aiken et al., 1985; Hayes et al., 1989; Baker, 2001; Patel‐Sorrentino et al., 2002)  existentes en la cuenca hidrológica del arroyo.   La materia  orgánica  disuelta  en  las  aguas  de  la  surgencia  está  influenciada  por  la  aportación  de  compuestos  orgánicos  de  las  aguas  superficiales  y  por  la  generación  de  actividad microbiológica en el entorno del punto de descarga (Birdwell y Engel, 2009, 2010;  Mudarra et al.,  2012). No obstante,  en el último año hidrológico,  las muestras de agua del  manantial  de  la  Fuensanta  presentan  mayores  valores  de  intensidad  del  pico  A            ‐no  correlacionados  con  los  contenidos  en  COT‐  que  el  año  precedente,  (alineación  de menor  pendiente en la figura 5.83), lo que pone de manifiesto una mayor presencia de compuestos  orgánicos  derivados  de  ácidos  húmicos  y  proteínas  afines  en  las  aguas  durante  dicho  período. Este hecho puede explicarse por una  incipiente contaminación o por el desarrollo  de comunidades bacterianas en el entorno del manantial (particularmente en la alberca que  recibe sus aguas).   La caracterización de las propiedades fluorescentes de la materia orgánica disuelta  presenta  un  gran  interés  en  el  estudio  de  sistemas  hidrológicos  como  el  del  área  de  la  Fuensanta,  donde  interactúan  diferentes  tipos  de  aguas.  No  obstante,  es  necesaria  la  aplicación  de  esta  técnica  conjuntamente  con  otros  métodos  de  investigación  (hidroquímicos,  biológicos,  etc),  con  objeto  de  dar  sentido  hidrogeológico  a  los  procesos  biogeoquímicos de la materia orgánica en las aguas.    5.3.9  Síntesis  hidrológica­hidrogeológica  del  área  de  la  Fuensanta         El sistema hidrológico de la Fuensanta, localizado en el extremo más meridional de la  zona de estudio, ocupa una extensión de 22,9 km2. Dicho sistema está constituido por calizas  margosas y margocalizas cretácicas que afloran en el núcleo de una estructura sinclinal de  dirección NE‐SO. El espesor de las formaciones cretácicas parece ser de varios centenares de  metros.  El  techo  de  las  calizas  jurásicas  infrayacentes  debe  estar  a  más  de  60  m  de  profundidad, según los resultados de la prospección geoeléctrica llevada a cabo en el área.      El Arroyo de la Fuensanta drena superficialmente los afloramientos de margocalizas  y  calizas  margosas  cretácicas,  aunque  también  recibe  aportes  de  caudal  del  Arroyo  del  Convento,  tributario  del  primero  por  la  derecha.  El  drenaje  subterráneo  de  estas  formaciones  se  realiza  por  varias  surgencias,  de  caudal  continuo  pero  escaso,  como  la  de  ‐ 312 ‐ Capítulo 5: Hidrogeología de la zona meridional  Portillo  (M‐8),  o  de  funcionamiento  estacional,  como  la  de  los  Sauces  (M‐4)  y  de  Tp‐ Fuensanta (M‐7). No obstante, el manantial de la Fuensanta (M‐12), con un caudal medio del  orden de 50 l/s (período 2007/08‐2009/10), es el más caudaloso del área.  Los dos arroyos principales, el  de  la Fuensanta y el del Convento, drenan aguas de  escorrentía  y  aguas  subterráneas  durante  el  período  de  precipitaciones mientras  que,  en  estiaje, el bajo caudal circulante procede exclusivamente de aguas subterráneas. El análisis  de  los  aforos diferenciales  realizados  en  las  secciones F1  y F2  del Arroyo de  la  Fuensanta  pone de manifiesto que dicho tramo es sistemáticamente perdedor (pérdidas en torno a 120  l/s de media) en condiciones de aguas altas e  intermedias. En situaciones de estiaje puede  llegar a ser ganador, debido a las aportaciones predominantes del Arroyo del Convento, pero  estas aguas  terminan  infiltrándose en el  cauce del Arroyo de  la Fuensanta,  a 200 m aguas  abajo de la confluencia.   El estudio del hidrograma del manantial de la Fuensanta evidencia amplias y rápidas  variaciones de caudal (tiempos de respuesta hidrodinámica inferiores a 1 día), comparables  a las registradas en el arroyo del mismo nombre, por lo que el régimen hidrodinámico de la  surgencia podría estar afectado por las fluctuaciones de los caudales superficiales.    Los  resultados  obtenidos  a  partir  de  los  ensayos  de  trazadores  realizados  en  diversos  puntos  de  la  red  hidrográfica  permiten  confirmar  la  conexión  hidráulica  entre  el  Arroyo de la Fuensanta (600 m aguas abajo del manantial del Portillo y 200 m aguas abajo  de  la  confluencia  con  el Arroyo del  Convento)  y  el manantial  de  la  Fuensanta  (M‐12).  Las  velocidades  de  flujo  estimadas  son  relativamente  rápidas  (de  hasta  50 m/h)  para  lo  que  cabría  esperar,  dado  que  el  ensayo  se  hizo  en  aguas  bajas  y  debido  a  la  naturaleza  calizomargosa o margocaliza de los materiales.       El registro hidrotérmico del manantial de la Fuensanta revela  la mayor variabilidad  de la temperatura del agua de todas las surgencias. La evolución temporal de los valores de  este  parámetro,  durante  el  período  de  estudio,  pone  de manifiesto  la  existencia  de  flujos  rápidos de tipo pistón, asociados al drenaje de aguas de mayor  temperatura, indicativas de  un cierto tiempo de permanencia en los materiales acuíferos.    Las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  muestran  una  gran  variabilidad  hidroquímica  y  dos  tipos  de  facies:  bicarbonatada‐cálcica  en  aguas  altas  e  intermedias  y  sulfatada‐cálcica  en  estiaje.  Las  aguas  de  la  surgencia  durante  el  período  de  crecidas  son  químicamente muy similares a  las aguas del Arroyo de  la Fuensanta en  la sección F1  (baja  mineralización  y  contenidos  elevados  de  NO3‐  y  COT).  En  el  período  seco,  las  aguas  del  manantial de la Fuensanta (de mineralización elevada, mayor temperatura y enriquecida en  Mg+2  y  SO4‐2)  se  parecen  a  las  del  arroyo  aguas  abajo  de  la  confluencia  con  el  Arroyo  del  Convento  (sección  F2),  procedentes  del  manantial  homónimo  (M‐5).  Por  lo  tanto,  la  ‐ 313 ‐ composición química de las aguas drenadas por la surgencia es el resultado de la mezcla de  las  aguas  de  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento,  en  diferentes  proporciones.  No  obstante, la descarga de aguas de mayor temperatura y con valores elevados de TAC en las  crecidas  del  manantial,  a  partir  de  flujos  de  tipo  pistón,  sugieren  la  existencia  de  una  componente subterránea en la mezcla.    El modelo de mezcla aplicado a las aguas del manantial de la Fuensanta, consistente  en un sistema de ecuaciones lineales a partir del cual es posible estimar las proporciones de  los  distintos  tipos  de  aguas  que  contribuyen  a  su  composición  química,  ha    permitido  cuantificar  de  forma  aproximada  la  contribución  de  los  tres  componentes  de  mezcla  propuestos:  el  Arroyo  de  la  Fuensanta  (42  %),  el  Arroyo  del  Convento  (12  %)  y  la  componente subterránea (46 %). No obstante, deben tenerse en cuenta las limitaciones del  modelo,  que  no  contempla  los  volúmenes  de  agua  que  se  mezclan,  y  la  incertidumbre  derivada de los cálculos.     Las aguas del manantial de la Fuensanta (M‐12) muestran una gran heterogeneidad  de la composición isotópica. De los valores de δ18O y δ2H se infiere el origen mixto, atlántico  y  mediterráneo,  de  las  aguas  de  recarga.  Las  rápidas  y  marcadas  variaciones  de  la  composición isotópica y el aumento de δ18O frente a los principales eventos de precipitación  ponen  de  relieve  la  existencia  de  flujos  rápidos  de  agua  enriquecida  isotópicamente,  infiltrada  en  el  cauce  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  y  la  escasa  capacidad  de  regulación  del  sistema, que actúa como transmisor del agua de recarga.    El análisis de la materia orgánica disuelta (COT) y de las propiedades fluorescentes  (picos  de  máxima  fluorescencia)  de  las  aguas  subterráneas  y  de  las  superficiales  ha  permitido  constatar  la  infiltración  de  las  aguas  del  Arroyo  de  la  Fuensanta,  con  elevada  intensidad de fluorescencia de picos C y A, hacia el manantial del mismo nombre, además de  caracterizar los compuestos orgánicos contenidos en las mismas.                         ‐ 314 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  6.  HIDROGEOLOGÍA  DE  LA  ZONA  NOROESTE.  LOS  ACUÍFEROS  DE  LAS  SIERRAS  DE  LOS  MERINOS, COLORADO Y CARRASCO  6.1 LÍMITES Y GEOMETRÍA      Las  sierras  objeto  de  estudio  (Fig.  6.1)  ocupan  una  superficie  aproximada  de  43,2  km2. Estos  relieves, orientados según  la dirección NE‐SO, están constituidos por montañas  donde  afloran  calizas  y  dolomías  jurásicas  y  valles  excavados  en  margas  y  margocalizas  cretácicas.   Los límites geológicos de los macizos son principalmente tectónicos y estratigráficos  (Fig.  6.1).  Los  materiales  carbonáticos  quedan  cubiertos  por  margas  y  margocalizas  cretácicas  que,  a  su  vez,  se  encuentran  cabalgadas  por  arcillas  y  areniscas  cretácico‐ terciarias del Flysch del Campo de Gibraltar. Los límites oriental y meridional son contactos  estratigráficos  y  tectónicos  que ponen  en  contacto  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  con  las  margas  y  margocalizas  cretácicas.  En  el  borde  occidental  existe  un  contacto  discordante  entre  los  afloramientos  carbonáticos  jurásicos  y  el  relleno  detrítico  de  la  Depresión  de  Ronda,  constituido  por  calcarenitas  y  margas  del  Mioceno  superior.  Los  afloramientos  carbonáticos más septentrionales (Sierra de Carrasco; Fig. 6.1) quedan delimitados al N por  otras unidades geológicas (Cruz Sanjulián, 1974).   Las  sierras  de  los Merinos,  Colorado  y  Carrasco muestran  estructuras  plegadas  en  anticlinal  con  forma  de  “cofre”,  cuya  una  charnela  es  relativamente  plana  y  ancha  y  los  flancos muy verticalizados y fallados (Figs. 6.1 y 6.2, mapa geológico y cortes geológicos D‐ D´y E‐E´ adjuntos). Todas  las estructuras se orientan según  la dirección NE‐SO y muestran  inmersión hacia el NE.  El  anticlinal  de  la  Sierra  de  los  Merinos,  de  dirección  aproximada  N60ºE,  queda  limitado por dos fallas inversas subverticales, que ponen en contacto la estructura principal,  tanto  al N  como  al  S,  con dos  pliegues  sinclinales  constituidos  por margas  y margocalizas  cretácicas  (Fig.  6.1, mapa  geológico  y  corte  geológico  E‐E´  adjuntos).  En  la  parte  SO  de  la  Sierra  de  los  Merinos,  afloran  arcillas  con  evaporitas  triásicas,  que  forman  el  núcleo  del  anticlinal. Estos materiales separan, en cartografía, varios afloramientos calizo‐dolomíticos  (Fig. 6.1).   La Sierra de Colorado presenta una geometría en anticlinal afectada por un sistema  de  fracturas  perpendicular  al  eje  anticlinal  del  pliegue  (Figs.  6.1  y  6.2A, mapa  geológico  y  perfil  geológico  E‐E´  adjuntos).  Al  N,  está  limitada  por  los  afloramientos  carbonáticos  ‐ 315 ‐ ‐ 316 ‐ Figura 6.1. Esquema hidrogeológico de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco. [T] Triásico; [J] Jurásico; [C] Cretácico; [C­T] Cretácico­Terciario; [Mio] Mioceno; [Q] Cuaternario.  Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  más meridionales de  la Sierra de Carrasco mediante un contacto de falla a  favor de  la cual  afloran  arcillas  con  evaporitas  triásicas  (carretera  Campillos‐Ronda  ‐A‐367‐,  en  el  corte  geológico  E‐E´  adjunto).  Al  S,  las  calizas  y  dolomías  del  flanco meridional  se  disponen,  en  serie, bajo las margas y margocalizas cretácicas, formando un pliegue sinclinal.           Figura 6.2. Cortes hidrogeológicos de  las principales zonas de descarga de  las  sierras de  los Merinos, Colorado y  Carrasco. La dirección de los cortes se representa en la figura 6.1.    La geometría de  la Sierra de Carrasco corresponde a un pliegue anticlinal,  también  con forma de “cofre”, que se encuentra afectado por fallas subparalelas al eje del pliegue, lo  ‐ 317 ‐ cual  genera  pequeñas  fosas  tectónicas  en  las  que  afloran  corredores  de  margas  y  margocalizas cretácicas (Figs. 6.1 y 6.2C; mapa geológico y perfil geológico E‐E´ adjuntos). En  esta estructura, el flanco meridional no aflora. Hacia el NE, las calizas y dolomías se hunden a  favor de sistemas de fallas subverticales, quedando cubiertas por las formaciones cretácico‐ terciarias. Hacia el SO, en el área de Las Navetas, los materiales carbonáticos de la Sierra de  Colorado  continúan  bajo  las  calcarenitas miocenas  de  la  Depresión  de  Ronda  (Figs.  6.1  y  6.2D,  mapa  geológico  y  corte  geológico  G‐G´  adjuntos).  El  afloramiento  de  arcillas  con  evaporitas triásicas que separa cartográficamente, al menos en parte,  la Sierra de Carrasco  de  la  de  Colorado  (Fig.  6.1; mapa  geológico  y  perfil  geológico  E‐E´  adjuntos)  parece  tener  continuidad hacia el SO bajo el relleno detrítico de la cuenca de Ronda, con los afloramientos  localizados inmediatamente al S del área de las Navetas (Fig. 6.1).       6.2 PUNTOS DE AGUA      La descarga de agua subterránea de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco  se  produce  de  manera  natural,  principalmente  hacia  su  borde  NE,  a  través  de  cuatro  surgencias  (Tab.  6.1  y  Figs.  6.1  y  6.3):  Cañamero  (M‐26,  540  m  s.n.m.),  Barranco  de  Palomeras (M‐20, 560 m s.n.m.), Prado Medina (M‐22, 660 m s.n.m.) y Carrizal (M‐24, 740 m  s.n.m.).   El manantial de Cañamero o de Serrato (Fig. 6.3A), que emerge en un afloramiento de  margocalizas  cretácicas  en  el  extremo NE de  la  Sierra de Colorado,  constituye  el  principal  punto de descarga y el de menor cota (Tab. 6.1 y Figs. 6.1 y 6.2A). Una mínima parte de los  recursos que drena se destina a abastecer  la pequeña población de Serrato y el resto fluye  hacia  el  Río  Guadalteba,  como  ocurre  con  las  demás  surgencias  del  borde  NE.  Las  aportaciones de este manantial  se completan con el caudal de descarga de  la surgencia de  Prado  Medina  (M‐22),  de  tipo  trop  plein  (Tab.  6.1  y  Figs.  6.1,  6.2A  y  6.3B).  Esta  última,  situada  120  metros  por  encima  de  la  cota  del  manantial  de  Cañamero,  entra  en  funcionamiento tras períodos de abundantes e intensas precipitaciones.  El manantial del Barranco de Palomeras (Tab. 6.1 y Figs. 6.1, 6.2B y 6.3C), con caudales más  modestos que  los  anteriores,  nace  en un pequeño afloramiento de  calizas  jurásicas  (~100  m2)  localizado  al  S  del  pueblo  de  Serrato,  en  el  cauce  del  barranco.  En  el  entorno  de  la  surgencia se han inventariado otros manantiales (Tab. 6.1 y Fig. 6.1), como los del Cortijo del  Barranco  (M‐21,  560 m  s.n.m.)  y  del  Cerezo  (M‐25,  610 m  s.n.m.),  que  drenan  pequeños  afloramientos  de  margocalizas  cretácicas,  con  caudales  poco  significativos.  El  primero  se ‐ 318 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Cota surg./ x­UTM y­UTM Término Denominación  Ref. piezom. Uso [m] [m] municipal [m s.n.m.] Ventilla M‐16 312.466 4.073.773 740 Ronda Abastecimiento urbano Bco. de Palomeras M‐20 322.701 4.081.399 560 Ronda Sin uso Cortijo del Barranco M‐21 322.368 4.081.821 560 Ronda Abastecimiento privado Prado Medina M‐22 320.899 4.082.631 660 El Burgo Sin uso Fuentezuela M‐23 317.578 4.082.658 745 Cuevas del Becerro Regadío Carrizal M‐24 317.865 4.082.750 740 Cuevas del Becerro Abastecimiento urbano/regadío Cerezo M‐25 326.319 4.083.692 610 Cañete la Real Sin uso Cañamero M‐26 321.940 4.084.918 540 Ronda Abastecimiento a Serrato Las Navetas­2 P‐4 313.978 4.076.001 761 Ronda Piezómetro de control Tejedor P‐5 313.193 4.079.981 725 Ronda Piezómetro de control Palomeras­2 P‐6 322.777 4.081.318 566 Ronda Piezómetro de investigación Palomeras­3 P‐7 322.774 4.081.326 564 Ronda Piezómetro de investigación Palomeras­1 P‐8 322.784 4.081.337 566 Ronda Piezómetro de investigación Arroyo del Cerezo P‐9 326.298 4.083.812 566 Cañete la Real Piezómetro de investigación Serrato­1 P‐10 321.876 4.084.870 542 Ronda Piezómetro de investigación Alcantarilla­2 S‐5 312.423 4.075.328 738 Ronda Uso particular Alcantarilla­1 S‐6 312.268 4.075.342 739 Ronda Uso particular Heredad­2 S‐7 311.837 4.076.015 769 Ronda Uso particular Parchite S‐8 311.447 4.076.555 739 Ronda Uso particular Merinos­11 S‐9 315.135 4.076.935 757 Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­10 S‐10 315.504 4.077.044 799 Ronda Sin uso (abandonado) Las Monjas­3 S‐11 312.699 4.077.049 766 Ronda Uso particular Ascari­4 S‐12 314.339 4.077.051 760 Ronda Uso particular Las Monjas­2 S‐13 311.482 4.077.062 757 Ronda Uso particular Ascari­1 S‐14 314.103 4.077.543 ‐ Ronda Uso particular Ascari­2 S‐15 314.155 4.077.576 ‐ Ronda Uso particular Ascari­5 S‐16 314.334 4.077.713 785 Ronda Uso particular Merinos­5 S‐17 317.315 4.077.892 552 Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­9 S‐18 315.947 4.077.923  ‐ Ronda Sin uso (abandonado) Ascari­3 S‐19 313.826 4.078.001 772 Ronda Uso particular Heredad­1 S‐20 313.546 4.078.154 ‐ Ronda Uso particular Las Monjas­1 S‐22 311.898 4.078.479 755 Ronda Uso particular Merinos­3 S‐23 317.031 4.078.720 555 Ronda Sin uso (abandonado) El Pantano S‐24 311.883 4.078.877 755 Ronda Uso particular Majaco­2 S‐25 314.889 4.078.912 838 Ronda Uso particular Merinos­7  S‐26 317.323 4.079.173 590 Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­2 S‐27 316.840 4.079.358 ‐ Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­4 S‐28 316.314 4.079.366 835 Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­1 S‐29 316.661 4.079.383 ‐ Ronda Sin uso (abandonado) Merinos­6  S‐30 316.422 4.079.561 ‐ Ronda Sin uso (abandonado) Majaco­1 S‐31 314.290 4.079.645 780 Ronda Uso particular Alberca­4 S‐34 312.275 4.080.670 765 Ronda Uso particular Carrasco­3 S‐37 314.181 4.081.922 ‐ Ronda Uso particular Carrasco­2 S‐38 314.715 4.082.450 ‐ Ronda Uso particular Carrasco­1 S‐39 314.727 4.082.467 ‐ Ronda Uso particular Las Navetas­1 S‐4 312.865 4.074.033 742 Ronda Uso particular Prado Medina S‐40 320.676 4.083.558 ‐ Cuevas del Becerro Sin uso (obturado) Serrato­2 S‐41 321.889 4.084.887 542 Ronda Sin uso   Tabla  6.1.  Características  principales  de  los  puntos  de  agua  inventariados  en  los  acuíferos  de  las  sierras  de  los  Merinos, Colorado y Carrasco.  ‐ 319 ‐ Sondeo/Piezómetro Manantial Tipo A B   C D   E F   Figura  6.3.  (A)  Imagen  del  manantial  de  Cañamero  (M­26),  en  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  altas  (febrero de 2009), y de la toma de abastecimiento de agua subterránea para la población de Serrato. (B) Escarpe  calizo  en  cuya base  (véase  flecha blanca)  emerge  el manantial  trop plein de Prado Medina  ­M­22­  (agosto de  2007).  (C) Afloramiento  de  calizas  jurásicas  en  el  que  surge  el manantial  del Barranco  de  Palomeras  ­M­20­  (diciembre de 2007). (D) Vista de una de las acequias por las que drena el agua el manantial del Carrizal (M­24) y  de  la  caseta  de  captación  para  abastecimiento  a  la  población  de  Cuevas  del  Becerro  (febrero  de  2009).  (E)  Surgencia  de  la  Fuentezuela  ­M­23­  (agosto  de  2007),  situada  a  unos  300 m  del manantial  del  Carrizal.  (F)  Recinto de captación del manantial de la Ventilla (M­16). A la izquierda (O), el arroyo homónimo al que vierte sus  aguas (agosto de 2007).     destina al uso ganadero, como abrevadero, mientras que el segundo, de carácter estacional,  no tiene uso.   ‐ 320 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  El  manantial  del  Carrizal  (Fig.  6.3D)  se  sitúa  al  S  de  la  localidad  de  Cuevas  del  Becerro, a una cota más elevada (740 m s.n.m.) que las surgencias anteriormente descritas  (Tab. 6.1 y Figs. 6.1 y 6.2C). El agua drenada por esta surgencia se aprovecha para abastecer  a dicha población y para regadío. El caudal sobrante da lugar, aguas abajo del municipio, a la  cabecera  del  Río  de  las  Cuevas  (Fig.  6.1),  tributario  del  Guadalteba  por  la  izquierda.  El  manantial  de  la  Fuentezuela  (M‐23,  Fig.  6.3E;  745  m  s.n.m.)  se  encuentra  en  las  proximidades  de  la  surgencia  del  Carrizal  (Tab.  6.1  y  Fig.  6.1),  con  caudales  mucho  más  modestos, y se utiliza principalmente para regadío.  La descarga visible en el borde SO de los acuíferos se produce por el manantial de la  Ventilla  (M‐16,  Fig.  6.3F;  740 m  s.n.m.),  que  emerge  en  la margen  derecha  del  arroyo  del  mismo nombre,  en  los materiales  calcareníticos miocenos de  la Depresión de Ronda  (Tab.  6.1 y Figs. 6.1 y 6.2D). Parte del caudal drenado por esta surgencia abastece a la población de  Arriate y el resto circula aguas abajo por el Arroyo de la Ventilla.   En  las sierras de  los Merinos, Colorado y Carrasco, así como en  las áreas próximas,  hay  inventariados  33  sondeos  y  7  piezómetros  (Tab.  6.1  y  Fig.  6.1).  Algunos  sondeos  y  piezómetros perforados en el paraje denominado Merinos Norte (S‐17, S‐23 y S‐26) y en las  cercanías  del  pueblo  de  Serrato  (P6  a  P10  y  S‐41)  captan  el  acuífero  jurásico,  con  cotas  piezométricas comprendidas entre 540 y 590 m.s.n.m. (Tab. 6.1 y Fig. 6.1). Los primeros se  perforaron  con  objeto  de  abastecer  con  aguas  subterráneas  a  la  finca  de  la  que  toman  el  nombre,  aunque  se  encuentran  abandonados  o  en  desuso,  mientras  que  los  segundos  pertenecen  a  la  red de  control  piezométrica  del  Servicio  de Hidrología  de  la Demarcación  Hidrográfica de las Cuencas Andaluzas Mediterráneas (DHCMA).   Por  otro  lado,  la  mayoría  de  sondeos  y  piezómetros  con  cotas  piezométricas  comprendidas entre 725 y 835 m s.n.m. se sitúan próximos al contacto estratigráfico entre  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  y  las  calcarenitas miocenas  o  se  encuentran  directamente  sobre estas últimas (Tab. 6.1 y Fig. 6.1). De todos ellos, dos son piezómetros de control (P4 y  P5),  cinco  están  abandonados  o  sin  uso  (S‐9,  S‐10,  S‐28,  S‐29  y  S‐30),  y  el  resto  son  de  propiedad privada, destinados principalmente al regadío.  La Dirección General de Obras Públicas Hidráulicas (DGOPH) realizó, en 1995,  nueve  perforaciones  en  los  acuíferos  de  la  cuenca  alta  del  Río  Guadalhorce,  para  explorar  la  posibilidad de extraer aguas subterráneas con las que cubrir la demanda durante esta época  de  sequía.  Algunas  de  las  perforaciones  se  encuentran  en  las  inmediaciones  de  los  manantiales de Prado Medina (M‐22) ‐sondeo S‐40‐, Cañamero (M‐26) ‐sondeos P‐10 y S‐41‐ , Barranco de Palomeras (M‐20) ‐sondeos P‐6, P‐7 y P‐8‐ y del Cerezo (M‐25) ‐sondeo P‐9‐,  en el extremo NE de las sierras (Tab. 6.1 y Figs. 6.1 y 6.2). La mayoría de los sondeos (S‐40,  ‐ 321 ‐ P‐10, S‐41 y P‐9) son surgentes  tras períodos prolongados de alta recarga. Actualmente se  utilizan como piezómetros.   La cota de surgencia de los manantiales y la cota piezométrica de los sondeos (Tab.  6.1  y  Fig.  6.1)  pone  de manifiesto  la  existencia  de  áreas  de  descarga  a  distintas  altitudes:  740‐799 m  s.n.m.  en el  sector occidental,  que  contacta  con  la Depresión de Ronda;  740 m  s.n.m. en el  sector de Cuevas del Becerro; 540 m s.n.m. en el de Serrato  (con el manantial  trop plein  de  Prado Medina  a  660 m  s.n.m.)  y  560‐566 m  s.n.m.  en  el  sector  Barranco  de  Palomeras‐Arroyo del Cerezo. Hay lugares donde parece existir desconexión hidrogeológica,  al  menos  en  parte,  como  ocurre  entre  las  sierras  de  Carrasco  y  de  los  Merinos,  en  el  afloramiento de arcillas triásicas (Fig. 6.1). Además debe existir una divisoria hidrogeológica,  probablemente coincidente con la hidrológica, entre las áreas de recarga de los manantiales  que drenan hacia  el E  y  los que drenan hacia  el O,  tanto  visible  (manantial de  la Ventilla)  como  subterránea  (hacia  la  Depresión  de  Ronda).  Sin  embargo,  en  el  estado  actual  de  conocimiento,  es  difícil  establecer  una  división  precisa  en  sistemas  acuíferos,  basada  en  criterios hidrogeológicos rigurosos. Por ello, en este capítulo,  se ha optado por analizar de  forma conjunta las características hidrogeológicas de la denominada zona noroeste del área  de  Tesis,  aunque  también  se  analizan  detalladamente  las  respuestas  naturales  de  los  principales manantiales.    6.3 HIDRODINÁMICA  6.3.1 Datos de caudal      La  caracterización  hidrodinámica  se  ha  llevado  a  cabo mediante  el  análisis  de  los  datos  puntuales  de  caudal,  tanto  a  partir  del  registro  histórico  de  aforos  realizados  por  diferentes  organismos,  IGME  y  DHCMA  (Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas),  como  de  los  datos  de  caudal  obtenidos  durante  el  período  de  investigación.  Los valores medios de  caudal que  figuran  en  la  tabla 6.2  se han  calculado a  partir de la integral del hidrograma.  La serie histórica del manantial de la Ventilla (M‐16), facilitada por el IGME, abarca el  registro  temporal más  amplio,  con datos de  caudal medidos  a  lo  largo de más de 25  años  (Fig. 6.4A y Tab. 6.2). Esta serie de datos consta de 69 aforos, con una periodicidad media de  4 meses. El valor medio de caudal es de 34 l/s. Durante el período de estudio,  las medidas  puntuales de la surgencia de la Ventilla, efectuadas aproximadamente cada 7 días, muestran  caudales  comprendidos  entre  2  l/s  (25/08/2008)  y  163  l/s  (23/03/2010),  con  un  valor  ‐ 322 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  medio de 38 l/s (Tab. 6.2 y Fig. 6.4B), que es relativamente similar al calculado a partir de la  serie histórica del IGME.    Figura 6.4. Hidrogramas del manantial de  la Ventilla  (M­16):  (A)  serie histórica de caudal, proporcionada por el  IGME y (B) datos de caudal medidos durante el período de investigación. Precipitaciones registradas en la estación  de Parchite, cuya situación puede verse en la figura 6.1.  Denominación Nº de Qmáx. Qmed. * Qmín. Qmáx./ cv Período de registro Fuente (Referencia) medidas [l/s] [l/s] [l/s] Qmín. [%] Ventilla sep‐74 a may‐01 69 110 34 7,3 15 66 IGME (M­16) jul‐07 a may‐10 152 163 38 2 81 121 Tesis Bco. de Palomeras ene‐78 a oct‐96 46 1.000 57 0 ‐ 252 IGME (M­20) jul‐07 a may‐10 79 192 55 0 ‐ 123 Tesis Prado Medina dic‐09 a mar‐10 13 1.880 606 0 ‐ 121 Tesis (M­22) Fuentezuela may‐81 a may‐01 42 28,5 4 0 ‐ 116 IGME (M­23) feb‐75 a may‐01 71 294 54 12,5 24 78 IGME Carrizal  nov‐01 a oct‐07 55 162 38 0 ‐ 125 DHCMA (M­24) jul‐07 a may‐10 144 783 86 0,6 ‐ 143 Tesis jul‐79 a may‐01 54 1.773 332 2 887 121 IGME Cañamero nov‐01 a oct‐07 55 2.003 399 20,7 97 129 DHCMA (M­26) jul‐07 a may‐10 170 4.530 374 24,9 182 104 Tesis sep‐09 a sep‐10 36.287 4.412 563 70,4 63 160 Tesis   Tabla 6.2. Parámetros estadísticos de  las  series de datos de caudal drenado por  las principales  surgencias de  las  sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco. (*) Caudal medio calculado a partir de la integral del hidrograma.   ‐ 323 ‐ En la figura 6.5 se representan la serie histórica de caudales facilitada por el IGME y  el  registro  obtenido  durante  el  período  de  estudio  en  el  manantial  del  Barranco  de  Palomeras (M‐20). En la serie histórica, las 46 medidas puntuales se efectuaron desde enero  de  1978  hasta  octubre  de  1996  con  una  periodicidad  media  semestral,  aunque  en  los  primeros años del período fue algo menor (Fig. 6.5A). El caudal medio obtenido es de 57 l/s,  mientras  que  los  valores  mínimo  y  máximo  son  0  l/s  (14/09/1995)  y  1.000  l/s  (21/01/1998), respectivamente. Los dos datos de caudal máximo registrados (569 y 1.000  l/s; Tab. 6.2 y Fig. 6.5A) destacan ‐con diferencia‐ sobre los demás y, dado que la surgencia  nace en el cauce de un arroyo (Fig. 6.3C), podrían incluir escorrentía superficial además de la  descarga del manantial. A  lo  largo del período de  investigación  se  realizaron 79 aforos de  caudal (Tab. 6.2 y Fig. 6.5B), aproximadamente cada 10 días. Los valores de caudal mínimo,  medio y máximo del registro obtenido son, respectivamente, 0; 55 y 192 l/s.    Figura 6.5. Hidrogramas del manantial del Barranco de Palomeras (M­20): (A) serie histórica de caudal, según datos  del  IGME  y  (B)  datos  de  caudal medidos  durante  el  período  de  investigación.  Precipitaciones  registradas  en  la  estación pluviométrica de Cuevas del Becerro (véase situación en la figura 6.1).  ‐ 324 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  El registro de caudales del manantial de la Fuentezuela (M‐23) sólo presenta la serie  de datos históricos suministrados por el IGME (Tab. 6.2), durante un período de control de  20 años, del que se ha obtenido un caudal medio de 4 l/s. Las medidas de caudal (41 aforos)  se han efectuado con una periodicidad media de 4 meses (Fig. 6.6A).      Figura 6.6. Hidrogramas del manantial del Carrizal (M­24): series históricas de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por la DHCMA (B) y datos de caudal medidos durante el período de investigación (C). Precipitaciones registradas en  la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro. En el gráfico A se representa también el hidrograma del manantial  de Fuentezuela (M­23), cuyos datos fueron suministrados por el IGME.    El  registro  del  manantial  del  Carrizal  (M‐24)  cuenta  con  dos  series  históricas  de  datos, facilitadas por el IGME y por la DHCMA, y otra serie generada durante el período de  investigación  de  la  presente  Tesis  Doctoral  (Tab.  6.2  y  Fig.  6.6).  En  la  serie  de  datos  ‐ 325 ‐ aportados por el IGME ‐febrero de 1975 a mayo de 2001‐ el valor medio del caudal es de 54  l/s  (71  aforos,  con  periodicidad  aproximada  de  4  meses).  La  crónica  de  datos  de  caudal  facilitada por la DHCMA consta de aforos bimensuales de la surgencia (2001‐2007), con un  valor medio de caudal de 38  l/s (Tab. 6.2 y Fig. 6.6B). A  lo  largo del período de estudio, el  caudal medio  fue  superior  a  los  del  resto  de  series,  con  un  valor  de  86  l/s,  lo  que  puede  explicarse  por  la mayor  pluviometría  y  la mayor  frecuencia  de  las medidas,  generalmente  semanal e incluso diaria en períodos de lluvias, con el consecuente registro de los caudales  máximos de las puntas de las crecidas hidrodinámicas. Los aforos efectuados en el manantial  del  Carrizal  a  lo  largo  del  estudio  (Tab.  6.2  y  Fig.  6.6C)  permitieron  registrar  un  caudal  mínimo de 0,6 l/s (10/10/2007) y máximo de 783 l/s (08/01/2010).  El  manantial  que  cuenta  con  un  control  hidrodinámico  más  completo  es  el  de  Cañamero  (M‐26)  (Tab.  6.2  y  Fig.  6.7).  Se  dispone  de  tres  series  de  caudales  casi  complementarias en el tiempo, desde 1979 hasta 2010. El registro con mayor duración       ‐ julio de 1979 a mayo de 2001‐ ha sido proporcionado por el  IGME (Tab. 6.2 y Fig. 6.7A) y  consta de 54  aforos  realizados  cada  semestre  aproximadamente.  En  esta  serie de datos  el  caudal varía entre 2 l/s (03/10/1985) y 1.773 l/s (02/05/1990), con un valor medio de 332  l/s. La DHCMA efectuó 55 aforos durante el período comprendido entre noviembre de 2001  y  octubre  de  2007  (Tab.  6.2  y  Fig.  6.7B).  En  este  caso  la  periodicidad  de  medida  fue  aproximadamente mensual. Los valores mínimo y máximo de caudal son algo mayores, 20,7  l/s (07/10/2005) y 2.003 l/s (07/03/2003), mientras que el valor medio es de 399 l/s.  Por último, durante el período de investigación ‐entre julio de 2007 y mayo de 2010‐  se llevaron a cabo 170 aforos, con una periodicidad de medida inferior a la semanal (Tab. 6.2  y Fig. 6.7C), aunque en épocas de lluvias las medidas se realizaron diariamente y en el estiaje  cada 2 semanas. En general, los valores mínimo (24,9 l/s; 11/09/2008) y máximo (4.530 l/s;  08/01/2010),  son  más  elevados  que  en  los  registros  precedentes  a  causa  de  la  elevada  pluviometría (véase apartado 3.3). El valor medio es de 374 l/s.  Al  mismo  tiempo  que  se  aforaba  el  caudal,  se  tomaba  la  lectura  en  una  escala  limnimétrica instalada en el puente que hay 300 m aguas abajo del manantial de Cañamero  (Fig.  6.8A).  A  partir  de  los  datos  de  altura  de  la  lámina  de  agua  y  de  caudal  se  ha  confeccionado la curva de gastos que se representa en la figura 6.8B.  Además  de  las  medidas  puntuales  de  caudal,  desde  septiembre  de  2009  hasta  septiembre de 2010, se instaló un dispositivo de registro limnimétrico continuo en el mismo  puente, junto a la escala, lo que ha permitido obtener una serie de datos de caudal con una  periodicidad de 15 min (Tab. 6.2 y Fig. 6.7C).     ‐ 326 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Figura 6.7. Hidrogramas del manantial de Cañamero (M­26): series históricas de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por la DHCMA (B) y datos de caudal medidos durante el período de investigación (C). Precipitaciones registradas en  la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro.    De la surgencia de Prado Medina (M‐22) no se dispone de registro histórico de datos  de  caudal  (Tab.  6.2).  Funciona  en  condiciones  excepcionales  de  recarga,  durante  años  hidrológicos  inusualmente  húmedos,  como  el  2009/2010  (véase  apartado  3.3),  cuando  el  manantial estuvo activo desde diciembre de 2009 hasta marzo de 2010. En este período se  llevaron a cabo 13 aforos (Tab. 6.2 y Fig. 6.7C). Los datos de caudal estuvieron comprendidos  ‐ 327 ‐ entre  0  l/s  (02/02/2010)  y  1.880  l/s  (08/01/2010),  con  un  valor  medio  de  606  l/s.  Previamente  al  período  de  investigación,  se  tiene  constancia  de  que  la  surgencia  estuvo  activa durante el año hidrológico 1996/97.     A   Figura 6.8. (A) Sección del puente, con escala limnimétrica, ubicado aguas abajo del manantial de Cañamero (M­ 26).  (B)  Curva  de  gastos  elaborada  a  partir  de  los  aforos  realizados  en  dicha  sección  durante  el  período  de  investigación.      6.3.2 Descripción de los hidrogramas   6.3.2.1 Manantial de la Ventilla (M­16)      Los hidrogramas anuales de  la  surgencia  (Fig.  6.9),  correspondientes al período de  investigación, muestran desde 1 crecida (2009/10) a 4 (2008/09) por año hidrológico, como  consecuencia  de  los  principales  eventos  de  precipitación.  Estas  crecidas  pueden  ser  de  diferente magnitud y presentan morfologías variadas en función de  la cantidad de agua de  lluvia y de  la  intensidad con  la que se producen  los distintos  episodios de precipitación. A  partir  del  análisis  de  los  hidrogramas  unitarios  se  deduce  que  el  tiempo  de  base  es  de  aproximadamente 1 mes y el de crecida varía entre 1 y 5 días (Fig. 6.9).  Durante  el  primer  año  hidrológico,  se  produjeron  ligeros  aumentos  de  caudal  (diciembre de 2007 a mayo de 2008), en respuesta a  lluvias puntuales, a veces  intensas, y  distribuidas  de  forma  relativamente  homogénea  en  el  tiempo  (Fig.  6.9).  Las  crecidas más  importantes  del  segundo  año  (noviembre  y  diciembre  de  2008  y  febrero  de  2009)  tienen  ‐ 328 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  morfologías  marcadas,  como  consecuencia  de  episodios  de  precipitación  más  cuantiosos,  que  provocaron  rápidos  ascensos  de  caudal  seguidos  de  decrecidas  lentas.  A  partir  de  febrero de 2009, se produjo una disminución continuada de los caudales del manantial       ‐ durante más de 10 meses‐ (Fig. 6.9).   Las  abundantes  e  intensas  precipitaciones  acaecidas  entre  diciembre  de  2009  y  marzo de 2010 generaron una situación hidrodinámica excepcional en la surgencia (Fig. 6.9).  Se produjo la transición brusca de un estado hidrodinámico de agotamiento extremo a otro  inusualmente  húmedo. Durante  este  tiempo  se  registró  una  crecida,  de  elevada magnitud,  caracterizada por un hidrograma unitario relativamente plano en torno al valor de 150 l/s y  precedida  de  un  aumento  rápido  y  acusado  de  caudales  (de  24  a  148  l/s  en  4  días).  Este  hecho pone de manifiesto las limitaciones en el sistema de drenaje que alimenta al manantial  de la Ventilla, que muestra dificultades para evacuar caudales superiores a 150 l/s.      Figura  6.9.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  de  la  Ventilla  (M­16)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Parchite durante el período de investigación.  ‐ 329 ‐ 6.3.2.2 Manantial del Barranco de Palomeras (M­20)    Las series anuales de caudal muestran, en general, 1 ó 2 crecidas significativas por  año  hidrológico  (Fig.  6.10),  dependiendo  de  la  distribución  temporal  y  magnitud  de  las  precipitaciones que ocasionan dichas crecidas. A medida que las lluvias son más abundantes  y  concentradas  en  el  tiempo, menor  es  el  número  de  eventos  hidrodinámicos  y  viceversa  (Fig. 6.10).   Las  escasas  precipitaciones  caídas  a  comienzos  del  año  hidrológico  2007/08  no  fueron suficientes para evitar que el manantial prolongara la situación de agotamiento, por  lo  que  la  surgencia  permaneció  seca  durante  algo más  de  2 meses  (noviembre  de  2007  a  enero de 2008; Fig. 6.10). Las lluvias de enero de 2008 provocaron la emergencia de agua en  el  manantial.  No  obstante,  las  crecidas  hidrodinámicas  más  importantes  del  año  se  produjeron  durante  los meses  de marzo  y mayo.  En  estas  últimas,  los  tiempos  de  crecida  están comprendidos entre 15 y 45 días, mientras que los de base varían entre 25 y 50 días,  aproximadamente.          Figura  6.10.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20)  y  distribución  de  las  precipitaciones registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de investigación.     ‐ 330 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Durante  el  año  hidrológico  2008/09,  el  hidrograma  presenta  mayores  valores  de  caudal (valor medio de 46 l/s) pero escasa variación, como consecuencia de la distribución  temporal  de  las  precipitaciones,  relativamente  continuadas  en  el  tiempo  (Fig.  6.10).  No  obstante,  en  el  hidrograma  se  aprecian  3  crecidas,  correspondientes  a  las  lluvias  de  noviembre de  2008  y  enero‐febrero  y marzo de  2009.  El  análisis  del  hidrograma unitario  proporciona  tiempos  de  concentración  de  15‐20  días  y  de  base  en  torno  a  20  días.  Las  precipitaciones  más  tardías,  ocurridas  entre  marzo  y  mayo  de  2009,  mantuvieron  los  caudales  relativamente  elevados  hasta  julio  de  2008.  El  agotamiento  de  la  surgencia  se  produjo lentamente hasta finales de 2009.  El hidrograma del año hidrológico 2009/10, aunque incompleto, muestra una crecida  muy marcada, como respuesta a  las  lluvias excepcionales y abundantes que tuvieron  lugar  entre diciembre de 2009 y marzo de 2010 (Fig. 6.10). En este período se registró el 92 % de  la precipitación anual acumulada en la estación de Cuevas del Becerro (véase situación en la  figura 6.1). La consecuencia directa fue un aumento progresivo de caudal, desde apenas 15  l/s hasta 192 l/s, en 3 meses. Además, estas precipitaciones cuantiosas y concentradas en el  tiempo provocaron que los caudales se mantuvieran en el rango de valores máximos (152‐ 192 l/s) registrados durante el período de investigación, desde finales de enero hasta, como  mínimo, mediados de mayo de 2010 (Fig. 6.10).    6.3.2.3 Manantial del Carrizal (M­24)    Los valores de caudal de la surgencia varían rápidamente ante las precipitaciones de  cierta  magnitud  (Fig.  6.11).  El  tiempo  mínimo  de  respuesta  es  1  día,  de  acuerdo  con  la  periodicidad de control. Se han registrado 2 ó 3 crecidas por año hidrológico. La magnitud de  estas  crecidas,  con  caudales  comprendidos  entre  104  y  783  l/s,  depende  de  la  cantidad  e  intensidad  de  las  precipitaciones  que  las  ocasionan.  La  morfología  de  los  hidrogramas  unitarios  comprende  picos  de  caudal  puntiagudos,  con  tiempos  de  crecida  generalmente  cortos  y  una  decrecida  algo  más  tendida  y  retardada  en  el  tiempo.  En  cuanto  a  los  componentes del hidrograma unitario, los tiempos de crecida están comprendidos entre 2 y  24 días, mientras que los tiempos de base varían entre 15 y 30 días.  Los aumentos de caudal más importantes (Fig. 6.11) ocurren durante las épocas de  otoño  (octubre  a  noviembre),  invierno  (diciembre  a  marzo)  y  primavera  (abril  a  mayo),   aunque los más significativos son los que se producen en el período invernal.  Las crecidas de otoño, en especial durante noviembre de 2008 (Fig. 6.11), se deben a  eventos  de  recarga  intensos  (98  mm)  y  concentrados  en  el  tiempo  (3  días).  La  ausencia  ‐ 331 ‐     Figura  6.11.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  del  Carrizal  (M­24)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de investigación.    de crecidas durante esta época, en los años hidrológicos 2007/08 y 2009/10, está motivada  por la falta de precipitaciones en dichos períodos.  Los  ascensos  de  caudal  durante  el  período  invernal,  los  de  mayor  magnitud,  son  consecuencia de  la  infiltración de una gran cantidad de  lluvia, 417 mm entre diciembre de  2008 y marzo de 2009 y 1.052 mm entre  los mismos meses del año  hidrológico 2009/10,  distribuida a lo largo del tiempo y, en ocasiones, con una intensidad elevada (Fig. 6.11).  Por último, las crecidas registradas durante la época de primavera son consecuencia  de  eventos  pluviométricos  cuantiosos  e  intensos,  como  ocurre  con  la  crecida  de  abril  de  2008 (Fig. 6.11), generada a partir de tormentas que dejaron precipitaciones de entre 66 y  171 mm en 3‐4 días.    ‐ 332 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  6.3.2.4 Manantial de Cañamero (M­26)    El hidrograma de esta surgencia muestra un número variable de crecidas, en función  del año hidrológico considerado y de las condiciones climatológicas existentes (Fig. 6.12). En  el año hidrológico 2007/08 se registraron hasta 5 crecidas hidrodinámicas  asociadas a los  principales  eventos  de  precipitación  (diciembre,  enero,  febrero  y marzo),  con  variaciones  rápidas de caudal y de gran magnitud (550‐1.700 l/s). La morfología del hidrograma unitario  (Fig.  6.12),  más  estrecha  y  puntiaguda  cuanto  más  intensas  y  cuantiosas  son  las  lluvias,  denota la relación directa lluvia‐caudal. Los hidrogramas muestran tiempos de respuesta de  1‐2  días  frente  a  las  precipitaciones.  Los  tiempos  de  crecida  son  inferiores  a  la  semana,  mientras que los de concentración del orden de 15 días.       Figura  6.12.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  de  Cañamero  (M­26)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de investigación.     El hidrograma del año 2008/09 presenta varias crecidas (6) de mayor magnitud, que  se  producen  en  un  tiempo  no  superior  a  8  días  (Fig.  6.12).  Su  morfología,  con  picos  puntiagudos,  refleja  variaciones  de  caudal  bruscas,  como  consecuencia  de  los  eventos  de  precipitación más  significativos  (octubre,  diciembre,  febrero  y marzo),  que  resultaron  ser  ‐ 333 ‐ más intensos y cuantiosos que en el año precedente. Por ejemplo, la crecida más importante  del año, con un caudal punta de 3.270 l/s (noviembre de 2008; Fig. 6.12), fue consecuencia  de la acumulación de 98 mm de lluvia en apenas 3 días.   La  escasez  de  lluvias  registradas  a  comienzos  del  año  2009/10,  desde  octubre  a  mediados de diciembre (Fig. 6.12), dio paso al registro de cuantiosas precipitaciones (1.104  mm en  la estación de Cuevas del Becerro) durante  los  tres meses siguientes. La  respuesta  hidrodinámica en el manantial de Cañamero fue una única crecida, de gran magnitud, en la  que  los  caudales  se  mantuvieron  90  días  en  el  intervalo  de  valores  máximos  registrados  durante el período de investigación, de 3.600 a 4.500 l/s (Figs. 6.12 y 6.13A). El tiempo de  crecida fue de 10 días, en los que el caudal aumentó de apenas 54 l/s a 4.140 l/s.      Figura 6.13. Relación entre los caudales de los manantiales de Cañamero (M­26) y trop­plein de Prado Medina (M­ 22) registrados durante el período de funcionamiento de este último (diciembre de 2009 a marzo de 2010).    La entrada en funcionamiento de la surgencia trop plein de Prado Medina (M‐22; Fig.  6.1)  está  condicionada  por  las  limitaciones  de  la  red  de  drenaje  kárstico  que  alimenta  al  manantial  principal,  el  de  Cañamero  (M‐26),  el  cual  no  es  capaz  de  drenar  caudales  superiores a 4.500‐4.600 l/s (Fig. 6.13A). La descarga máxima del manantial de Cañamero a  partir de la que se activa la surgencia trop plein, se ha estimado en aproximadamente 3.670  l/s  (Barberá y Andreo, 2011), mediante  la  regresión  lineal de pares de datos de caudal de  ambos puntos de drenaje (Fig. 6.13B).               ‐ 334 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  6.3.3 Análisis de  las  curvas de  recesión por el método de  Mangin (1970, 1975)  6.3.3.1 Manantial del Barranco de Palomeras (M­20)      Debido  a  la  falta  de  datos  de  caudal  representativos  de  situaciones  de  crecida  y  decrecida  de  la  surgencia,  se  han  seleccionado  los  períodos  de  estiaje  de  los  años  hidrológicos 2007/08 y 2008/09 para analizar el agotamiento de  los caudales mediante  la  metodología de Mangin (1970, 1975). Los principales resultados obtenidos se resumen en la  tabla 6.3 y en la figura 6.14.      Año Da α Vd Vt Manantial k hidrológico  [días] [días‐1] [hm3] [hm3] Barranco de  2007/08 67 3,18E‐02 0,07 0,27 0,28 Palomeras (M­20) 2008/09 163 6,35E‐03 0,89 1,43 0,63   Tabla 6.3. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de agotamiento del manantial del Barranco de  Palomeras (M­20) correspondientes a los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09. Parámetros deducidos: Da, duración  del agotamiento; α, coeficiente de agotamiento; Vd, volumen dinámico y Vt, volumen de tránsito y k, parámetro de  Mangin (1970, 1975).    Los  períodos  de  agotamiento  considerados  muestran  una  duración  comprendida  entre 67 días, en el año hidrológico 2007/08, y 163 días, en el año 2008/09 (Tab. 6.3 y Fig.  6.14A y C). Los coeficientes de agotamiento (α) obtenidos son del orden de 10‐3 días‐1 en la  curva  de  agotamiento  de  mayor  duración  (2008/09)  y  de  10‐2  días‐1  en  la  más  corta  (2007/08) (Tab. 6.3 y Fig. 6.14). Por lo tanto, la velocidad de vaciado del acuífero es variable  y dependiente del volumen de recarga anual y de la duración del agotamiento.    Los  volúmenes  dinámicos  drenados  durante  los  agotamientos  del  manantial,  así  como los volúmenes de tránsito (Tab. 6.3), son máximos en el año hidrológico 2008/09 (0,89  y 1,43 hm3) y mínimos en 2007/08 (0,07 y 0,27 hm3).  La  representación  del  porcentaje  de  volumen  dinámico  drenado  en  función  del  tiempo (Fig. 6.14B y D), denota un drenaje más rápido durante el año hidrológico 2007/08.  Si  se  mantuvieran  las  condiciones  de  agotamiento,  serían  necesarios  entre  25  días  (2007/08) y 110 días (2008/09) para drenar el 50 % del volumen dinámico estimado (Fig.  6.14B  y  D).  Estos  resultados,  así  como  los  derivados  de  los  anteriores  análisis  hidrodinámicos,  indican un  comportamiento  relativamente  inercial  y  una  cierta  capacidad  de regulación del sector acuífero drenado por el manantial del Barranco de Palomeras (M‐ 20).     ‐ 335 ‐       Figura  6.14.  Curvas  de  agotamiento  del manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20)  (A  y  C)  y  porcentaje  de  volumen dinámico drenado durante los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09 (B y D).    Los  valores  obtenidos  del  parámetro  k  (Tab.  6.3)  están  comprendidos  entre  0,28  (2007/08) y 0,63 (2008/09). Según los criterios de clasificación de Mangin (1970, 1975), los  valores  de  k  incluidos  en  los  rangos  0,1‐0,5  y  0,5‐1  sugieren  una  doble  clasificación  del  sistema:  de  tipo  kárstico  y  poroso,  respectivamente.  No  obstante,  estas  diferencias  de  comportamiento  hidrodinámico  en  los  dos  años  hidrológicos  considerados  se  deben  más  bien al diferente grado de saturación del acuífero como consecuencia de las variaciones de  las condiciones de recarga, que es mayor en el año 2008/09.    6.3.3.2 Manantial de la Ventilla (M­16)    Se han analizado las curvas de recesión de la surgencia correspondientes a los años  hidrológicos 2007/08 y 2008/09, respectivamente (Fig. 6.15). La información resultante se  presenta  en  la  tabla  6.4,  junto  con  los  datos  obtenidos  por  Fernández  (1981)  a  partir  del  análisis de la curva de agotamiento del manantial de la Ventilla durante el año 1976/77.   El período de decrecida considerado  (2007/08) muestra duración  de 22 días  (Tab.  6.4  y  Fig.  6.15).  El  coeficiente  de  velocidad  de  infiltración  (η)  es  de  0,0455  días‐1  y  el  de  ‐ 336 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  heterogeneidad (ε) de 0,0758 días‐1. Estos valores indican que la velocidad de infiltración de  las aguas es  relativamente elevada. Esto  se  refleja en  la  curva de  la  función y  (Fig. 6.15B),  cuya concavidad es prácticamente inexistente.  El  valor del  parámetro  i de Mangin  (1970,  1975)  es de 0,79  (Tab.  6.4).  Según  este  autor, el sector acuífero drenado por el manantial sería un sistema complejo y/o de grandes  dimensiones.    Año D η  ε D α Vd Vt Manantial d i a k hidrológico [días] [días‐1]  [días‐1]  [días] [días‐1] [hm3] [hm3] 1976/77 ­ ­ ­ ­ 162 4,40E‐03 0,98 1,4 0,70 Ventilla 2007/08 22 0,0455 0,0758 0,79 103 3,09E‐03 0,08 0,19 0,44 (M­16) 2008/09 ‐ ‐ ‐ ­ 168 9,11E‐03 0,11 0,91 0,12   Tabla  6.4.  Resultados  obtenidos  a  partir  del  análisis  de  la  curva  de  recesión  del  manantial  de  la  Ventilla  correspondiente al año hidrológico 2007/08 y de las curvas de agotamiento de los años 1976/77 (Fernández, 1981)  y  2008/09.  Parámetros  deducidos:  Dd,  duración  de  la  decrecida;  η,  coeficiente  de  velocidad  de  infiltración;  ε,  coeficiente de heterogeneidad; i y k, parámetros de Mangin (1970, 1975).       Figura 6.15. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) del manantial de la Ventilla (A y C) y de la función y y del  porcentaje de volumen dinámico  (Vd) drenado  (B y D), en el  supuesto de que  se mantuvieran  las  condiciones de  agotamiento.      ‐ 337 ‐ Las curvas de agotamiento analizadas presentan una duración de entre 103 días, en  el  año  2007/08,  y  168  días,  en  el  de  2008/09  (Tab.  6.4).  Todos  los  coeficientes  de  agotamiento  (α)  obtenidos  son  del  orden  de  10‐3  días‐1,  lo  que  pone  de manifiesto  que  el  vaciado del sector acuífero se produce lentamente.  Los volúmenes dinámicos  (Tab. 6.4) varían entre 0,08 hm3 y 0,98 hm3, en  los años  2007/08  y  1976/77,  respectivamente.  De  la  representación  del  porcentaje  de  volumen  dinámico  frente  al  tiempo  (Fig.  6.15B  y  D)  se  deduce  que  serían  necesarios  entre  80  (2008/09) y 100 días (2007/08) sin alimentación, desde el inicio del agotamiento, para que  se  drenara  la  mitad  de  dicho  volumen.  El  sistema  muestra  una  cierta  capacidad  de  regulación, que retarda el agotamiento de la surgencia.   El volumen de tránsito (Tab. 6.4) está comprendido entre 0,19 hm3 (2007/08) y 1,4  hm3  (1976/77).  El  parámetro  k,  calculado  a  partir  de  la  relación  volumétrica  Vd/Vt,  está  comprendido entre 0,12 y 0,70, por lo que, según Mangin (1970, 1975), el sistema drenado  por el manantial de la Ventilla (M‐16) se clasificaría como de tipo kárstico y poroso.  La  figura 6.16 muestra  la  representación de  los parámetros  característicos  (i­k) de  Mangin (1970, 1975) para la curva de recesión del año 2007/08. Los resultados obtenidos  muestran  que  el  manantial  de  la  Ventilla  (M‐16)  se  encuentra  en  el  dominio  IV,  que  corresponde a sistemas acuíferos con un funcionamiento hidrodinámico complejo.        Figura  6.16. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los valores obtenidos a partir del análisis de  la curva de recesión del manantial de  la Ventilla (M­16)  correspondiente al año hidrológico 2007/08.        ‐ 338 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  6.3.3.3 Manantial del Carrizal (M­24)    Se han considerado las curvas de recesión correspondientes a los años hidrológicos  2007/08 y 2008/09 para el  análisis hidrodinámico de  los datos de  caudal de  la  surgencia  (Fig.  6.17).  Los  principales  parámetros  estimados  a  partir  de  la  metodología  de  Mangin  (1970, 1975) se recogen en la tabla 6.5. No obstante, debe tenerse en cuenta que las curvas  de recesión analizadas están afectadas por episodios puntuales de precipitación.  La decrecida del hidrograma dura entre 23 días, en  la curva del año 2007/08, y 55  días,  en  la  del  año  2008/09  (Tab.  6.5  y  Fig.  6.17A  y  C).  Los  coeficientes  de  velocidad  de  infiltración  (η)  están  comprendidos  entre  0,0182  días‐1  (2008/09)  y  0,0435  días‐1  (2007/08),  valores  éstos  que  indican  velocidades  de  infiltración  más  bien  lentas,  probablemente a causa del bajo desarrollo de  la red de drenaje de  la zona no saturada del  sector acuífero drenado. El coeficiente de heterogeneidad (ε), que varía entre 0,0636 días‐1  (2008/09) y 0,1130 días‐1 (2007/08), induce una ligera concavidad de la curva definida por  la función y para el año hidrológico 2008/09 (Fig. 6.17B y D).    Año Dd η  ε Da α Vd VtManantial i k hidrológico [días] [días‐1]  [días‐1]  [días] [días‐1] [hm3] [hm3] Carrizal 2007/08 23 0,0435 0,1130 0,74 81 2,76E‐02 0,14 0,50 0,28 (M­24) 2008/09 55 0,0182 0,0636 0,85 143 9,48E‐03 0,84 2,46 0,34   Tabla 6.5. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las  curvas de  recesión del manantial del Carrizal  (M­24)  correspondientes a los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09. Parámetros deducidos: Dd, duración de la decrecida; η,  coeficiente de velocidad de infiltración; ε, coeficiente de heterogeneidad; i y k, parámetros de Mangin (1970, 1975);  Da, duración del agotamiento; α, coeficiente de agotamiento; Vd, volumen dinámico y Vt, volumen de tránsito.    El  parámetro  i  presenta  valores  de  0,74‐0,85  (Tab.  6.5)  en  las  curvas  de  recesión  analizadas  (2007/08  y  2008/09,  respectivamente),  por  lo  que,  atendiendo  al  criterio  de  clasificación de Mangin (1970, 1975), el manantial del Carrizal (M‐24) drenaría un sistema  complejo y de grandes dimensiones.  Los  coeficientes  de  agotamiento  obtenidos  son  del  orden  de  10‐2  días‐1  (Tab.  6.5).  Dichos  valores  son  indicativos  de  una  velocidad  de  vaciado  del  acuífero  relativamente  rápida.  Los  volúmenes  dinámicos  y  de  tránsito,  bastante  variables,  están  comprendidos  entre 0,14 y 0,84 hm3 y 0,50 y 2,46 hm3, respectivamente.   Al representar el porcentaje de volumen dinámico en función del tiempo (Fig. 6.17B  y  D),  se  observa  que  entre  30  días  (2007/08)  y  75  días  (2008/09)  sin  alimentación ‐ 339 ‐       Figura 6.17. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) del manantial del Carrizal (M­26) (A y C) y de la función y  y del porcentaje de volumen dinámico drenado  (B y D) en el  supuesto de que  se mantuvieran  las  condiciones de  agotamiento.    ‐desde el  inicio del agotamiento‐, el sistema drenaría, al menos, el 50 % de dicho volumen.  Estas cifras reflejan una capacidad de regulación natural relativamente baja.   El valor medio del parámetro k (Tab. 6.5) es 0,31, por lo que el acuífero drenado por  el manantial del Carrizal (M‐24) se consideraría como de tipo kárstico, según los criterios de  Mangin (1970, 1975).  Los  parámetros  i  y  k  de  Mangin  obtenidos  mediante  el  análisis  de  las  curvas  de  recesión  de  la  surgencia  del  Carrizal  son  característicos  del  dominio  IV  (Fig.  6.18),  que  corresponde a sistemas complejos.                ‐ 340 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Figura  6.18. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los valores obtenidos a partir del análisis de  las curvas de recesión del manantial del Carrizal (M­24)  durante los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09.  6.3.3.4 Manantial de Cañamero (M­26)    Se ha seleccionado una curva de recesión por cada uno de los años hidrológicos que  constituyen  el  período de  investigación  (Fig.  6.19).  El  análisis  de  las  dos  primeras  curvas,  correspondientes a los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09, se ha llevado a cabo a partir  de las medidas puntuales de caudal, mientras que el tratamiento hidrodinámico de la tercera  (2009/10)  se  ha  efectuado  a  partir  del  registro  continuo  de  los  valores  de  caudal.  Los  diferentes parámetros determinados a partir del análisis del hidrograma por la metodología  de Mangin (1970, 1975) se resumen en la tabla 6.6.    Año Dd η  ε Da α Vd VtManantial i k hidrológico [días] [días‐1]  [días‐1]  [días] [días‐1] [hm3] [hm3] 2007/08 23 0,0435 0,0797 0,79 145 2,01E‐02 3,13 9,43 0,33 86 1,59E‐02 7,65 15,93 0,48 Cañamero 2008/09 30 0,0339 0,0751 0,81 117 4,06E‐03 4,79 15,93 0,30 (M­26) 47 2,13E‐02 13,51 42,25 0,32 2009/10 46 0,0217 0,0994 0,80 89 1,22E‐02 3,25 42,25 0,08 Media 33 0,0330 0,0847 0,80 97 1,47E‐02 6,47 25,15 0,30     Tabla 6.6. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de recesión del manantial de Cañamero (M­26)  (años hidrológicos 2007/08, 2008/09 y 2009/10). Parámetros deducidos: Dd, duración de la decrecida; η, coeficiente  de  velocidad  de  infiltración;  ε,  coeficiente  de  heterogeneidad;  i  y  k,  parámetros  de  Mangin  (1970,  1975);  Da,  duración del agotamiento; α, coeficiente de agotamiento; Vd, volumen dinámico y Vt, volumen de tránsito.  ‐ 341 ‐   Figura 6.19. Curvas de decrecida  (Dc)  y agotamiento  (Ag) del manantial de Cañamero  (M­26)  (A, C  y E)  y de  la  función  y  y  del  porcentaje  de  volumen  dinámico  drenado  (B, D  y  F)  en  el  supuesto  de  que  se mantuvieran  las  condiciones de agotamiento.    Los  coeficientes  de  velocidad  de  infiltración  (η)  y  heterogeneidad  (ε),  con  valores  medios de 0,0330 y 0,0847, respectivamente (Tab. 6.6), indican un drenaje moderadamente  rápido por la zona no saturada del acuífero, que se produce durante períodos de tiempo de  33 días, como valor medio. No obstante, la decrecida del año hidrológico 2009/10 presenta  el  valor  mínimo  del  coeficiente  de  velocidad  de  infiltración  y  el  máximo  del  de  heterogeneidad, debido a la saturación de las zonas del acuífero situadas entre las cotas de  surgencia  del  manantial  y  de  su  manantial  trop  plein  (Prado  Medina,  M‐22),  tras  las  abundantes precipitaciones que se registraron entre diciembre y marzo del año hidrológico  ‐ 342 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  2009/10.  Los  valores  del  coeficiente  de  heterogeneidad  (ε)  son  coherentes  con  la  concavidad en la curva de la función y (Fig. 6.19B, D y F), indicativa de la rápida disminución  de los caudales durante las decrecidas de la surgencia.  El  valor  del  parámetro  i  es muy  similar  en  todas  las  decrecidas  analizadas  y  está  comprendido  entre  0,79  y  0,81  (2007/08  y  2008/09;  Tab.  6.6),  por  lo  que  el  acuífero  drenado  por  el manantial  de  Cañamero  (M‐26)  sería  complejo  y  de  grandes  dimensiones,  según los criterios de clasificación de Mangin (1970, 1975).  En  la curva de recesión correspondiente al período 2007/08 se ha determinado un  sólo tramo de agotamiento mientras que en las restantes se han diferenciado dos (Tab. 6.6 y  Fig. 6.19A, C y E), que  representan distintas velocidades de vaciado del  acuífero  (Thauvin,  1981). No obstante, la mayoría de los coeficientes de agotamiento calculados son del orden  de  10‐2  días‐1,  independientemente  de  la  duración  de  los  estiajes,  variable  entre  47  (2009/10) y 145 días (2007/08). Este orden de magnitud del coeficiente de agotamiento es  indicativo de un drenaje rápido de los caudales, probablemente debido a un cierto desarrollo  de la karstificación.  De  la  representación  del  porcentaje  del  volumen  drenado  (Fig.  6.19B,  D  y  F)  se  deduce que, entre 30 y 65 días (si no se considera el segundo tramo de agotamiento de  la  curva  de  2008/09),  el  sistema  drenaría  la  mitad  de  dicho  volumen  en  el  caso  de  que  se  mantuvieran  las  condiciones  de  agotamiento.  Estos  resultados  indican  que  el  vaciado  del  acuífero  se  produce  de  forma  rápida,  por  lo  tanto,  la  capacidad  de  regulación  natural  del  sistema es baja.    Los  volúmenes  dinámico  y  de  tránsito  son  elevados,  con  valores medios  de  6,47  y  25,15 hm3, respectivamente (Tab. 6.6). Los valores del parámetro k son inferiores a 0,50 en  todas  las  curvas analizadas  (0,3  como valor medio), de manera que el  sistema drenado se  clasificaría como kárstico (Mangin, 1970, 1975).    A  modo  de  síntesis,  se  han  representado  los  parámetros  característicos,  i  y  k,  de  Mangin (1970, 1975) en la figura 6.20. Los resultados obtenidos permiten incluir al acuífero  en  el  dominio  IV  (k<0,5,  i>0,5),  característico  de  sistemas  complejos  y  de  grandes  dimensiones.      ‐ 343 ‐   Figura  6.20. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan los valores obtenidos a partir del análisis de las curvas de recesión del manantial de Cañamero (M­26)  durante los años hidrológicos 2007/08, 2008/09 y 2009/10.  6.3.4  Análisis  de  caudales  clasificados  del  manantial  de  Cañamero (M­26)      El  análisis  de  caudales  clasificados  se  ha  aplicado  a  la  serie  de  datos  de  caudal  correspondiente  al  último  año  hidrológico  del  período  de  estudio,  2009/2010  (Fig.  6.21).  Este  tratamiento  de  los  datos  hidrodinámicos  del manantial  de  Cañamero  se  ha  llevado  a  cabo aprovechando la continuidad del registro durante dicho período.  La serie de datos puntuales de caudal, con una periodicidad de 15 min., se ha dividido  en  clases  de  25  l/s  y  se  ha  calculado  la  frecuencia  relativa  con  la  que  se  produce  cada  intervalo de caudal.   Los  resultados  obtenidos muestran  que  durante  el  60 %  del  tiempo,  el  manantial  drena caudales iguales o inferiores a 800 l/s (Fig. 6.21A) y las variaciones en las frecuencias  acumuladas  son  relativamente grandes para  caudales  elevados,  lo que es  característico de  sistemas karstificados.   La  representación  de  la  frecuencia  relativa  acumulada,  de  los  datos  de  caudal  registrados  durante  el  año  2009/10,  en  escala  probabilística  (Fig.  6.21B),  permite  diferenciar tres tramos con distinta pendiente:  Tramo  1  (m1):  presenta  una  pendientes  intermedia  y  engloba  los  valores  de  caudal  comprendidos  entre  0  y  800  l/s.  Corresponde  a  la  situación  de  agotamiento del manantial.   ‐ 344 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Tramo 2 (m2): comprende un intervalo de caudales variable entre 800 y 3.600 l/s  y representa las condiciones de decrecida de la surgencia. El tramo se caracteriza  por tener la menor pendiente de todas.  Tramo  3  (m3):  incluye  valores  de  caudal  superiores  a  3.600  l/s,  que  corresponden a  las condiciones de crecida del manantial. El hecho de que   este  tramo  presente  una  mayor  pendiente  indica  que  las  variaciones  de  caudal  se  producen  de  forma  lenta.  A  partir  de  este  valor  de  caudal,  entra  en  funcionamiento la surgencia de tipo trop plein de Prado Medina (M‐22), asociada  al manantial de Cañamero.        Figura 6.21. Frecuencia relativa acumulada de los valores de caudal drenado por el manantial de Cañamero (M­26)  durante el año hidrológico 2009/2010: en escala aritmética (A) y probabilística (B).     El mismo tratamiento aplicado anteriormente, se ha llevado a cabo para cada uno de  los  tramos  identificados  en  la  figura  6.21B.  Según  la  metodología  propuesta  por  Padilla  (1990),  se  ha  calculado  el  porcentaje  del  volumen  de  agua  drenado  para  cada  una  de  las  situaciones hidrodinámicas reconocidas durante el año hidrológico 2009/10. Los resultados  muestran  que  el manantial  de  Cañamero  drena  el  60 % del  volumen  total  en  aguas  bajas  (agotamiento)  y  el  40  %  en  aguas  altas  (crecida  y  decrecida)  lo  que  da  idea  del  funcionamiento kárstico del sistema.     Tramo Intervalo de caudal (l/s) Caudal medio (l/s) % Volumen total m 1 0 ‐ 800 222 60 m 2 800‐3.600 2.101 20 m 3 > 3.600 3.925 20 Tabla 6.7. Resultados obtenidos en el cálculo del volumen desaguado en cada uno de los tramos identificados en el  análisis de caudales clasificados de  la serie de datos de caudal del manantial de Cañamero (M­26) durante el año  hidrológico 2009/2010.  ‐ 345 ‐ 6.3.5 Los sondeos del sistema  6.3.5.1 Información procedente de las perforaciones      En  las  sierras  de  los Merinos,  Colorado  y  Carrasco  se  han  inventariado  sondeos  y  piezómetros (Tab. 4.2, Figs. 6.1 y 6.22 y mapa hidrogeológico adjunto) con una profundidad  comprendida entre 40 y 530 m.. La  información disponible procede  fundamentalmente de  las perforaciones realizadas por la DGOH (1995). Con respecto a los sondeos ubicados en el  paraje de Merinos Norte y en el borde de la Depresión de Ronda (véase situación en la figura  6.1), no ha sido posible recopilar las características geológicas de las columnas atravesadas  durante la perforación.      A B C P-8 D P-6 P-7 Figura 6.22. (A). Medida de parámetros físico­químicos de las aguas del sondeo surgente del Arroyo del Cerezo (P­ 9), en abril de 2008. (B) Sondeo surgente Serrato­2 (P­10), localizado junto al manantial de Cañamero (M­26), en  abril  de  2008.  (C)  Sondeos  piezométricos  Palomeras­1  (P­8),  al  fondo,  y  Palomeras­2  (P­6),  en  primer  plano,  situados en las inmediaciones del manantial del Barranco de Palomeras (M­20) (agosto de 2007). (D) Aspecto del  sondeo  Prado Medina  (S­40),  al N  del manantial  homónimo  (agosto  de  2007). Este  sondeo,  que  se  encuentra  obstruido, también es surgente durante períodos de elevada recarga.     En el extremo NE de la Sierra de Colorado, se localiza el sondeo del Arroyo del Cerezo  (P‐9, en Tab. 4.2 y Figs. 6.1, 6.2B y 6.22A). La columna litológica atravesada está formada por  ‐ 346 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  60 m de margocalizas cretácicas, seguidas ‐en profundidad‐ por 190 m de calizas jurásicas,  generalmente  masivas  (Fig.  4.3),  aunque  más  fracturadas  en  los  metros  145  y  180  de  perforación. Los caudales de retorno medidos durante la misma fueron 4 l/s (a los 90 m) y  22 l/s (a los 145 m). Este último valor de caudal se midió al atravesar uno de los niveles de  calizas  más  fracturados  en  profundidad  y  se  mantuvo  hasta  el  final  de  la  perforación.  El  sondeo del Arroyo del  Cerezo  es  surgente  tras  períodos  de  elevada  recarga  (Fig.  6.22A)  y  permanece en estas condiciones durante varias semanas.   En  las  inmediaciones  del  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  (Figs.  6.1  y  6.2A),  se  encuentran  los  sondeos  denominados  Serrato‐1  y  ‐2  (S‐41  y  P‐10,  este  último  es  un  piezómetro), separados 26 metros entre sí. El primero (S‐41) tiene un profundidad de 90 m  (Fig.  4.3). Durante  su perforación  se  intersectaron 33 m de margocalizas  cretácicas  y,  por  debajo, 57 m de calizas jurásicas. En el tramo comprendido entre 57 y 79 m no se recuperó  detritus, debido al flujo del agua subterránea. El segundo sondeo (P‐10; Fig. 6.22B), también  cuenta  con  90 m  de  profundidad  y  su  columna  litológica  es  similar  a  la  del  anterior.  Sin  embargo, el tramo en el que no se recuperó detritus es el comprendido entre 18 y 33 m.  No  se  puede  precisar  con  exactitud  la  profundidad  a  la  que  se  perforó  el  contacto  entre  margocalizas cretácicas y calizas jurásicas. En ambos sondeos, el nivel piezométrico ascendió  a medida que se perforaba el acuífero de calizas jurásicas. Los dos sondeos ubicados en esta  zona de descarga del acuífero son surgentes, tras períodos de recarga abundante.  En el entorno del manantial del Barranco de Palomeras (M‐20) (Figs. 6.1 y 6.2B), se  localiza una batería de  tres piezómetros, emplazados a escasos metros entre sí  (Tab. 4.2 y  Figs. 6.22C y 6.23): Palomeras‐1 (P‐8), Palomeras‐2 (P‐6) y Palomeras‐3 (P‐7), con 380, 172  y 220 m de profundidad, respectivamente.   A lo largo de la perforación del sondeo Palomeras‐1 (P‐8, en las figuras 4.3 y 6.22C y  6.23), se atravesaron, en orden descendente, 170 m de calizas jurásicas, 165 m de margas y  margocalizas  cretácicas  y  45 m de  calizas  jurásicas.  En  las  calizas  jurásicas,  generalmente  masivas, se detectaron una serie de tramos más fracturados a las siguientes profundidades  (m): 35‐40, 65‐70, 75‐80, 120‐125 y 130‐135. Los caudales de retorno estimados durante la  perforación estuvieron comprendidos entre 6 (37 m) y 35 l/s (360 m). No obstante dichos  caudales comenzaron a ser del orden de 15‐20 l/s a partir de 70 m. La columna litológica del  sondeo  Palomeras‐1  pone  de  manifiesto  la  complejidad  de  la  estructura  geológica  del  dominio  Subbético  Interno  occidental  o  Penibético,  a  escala  local  (Fig.  6.23),  en  contraposición al estilo tectónico regional (Fig. 6.2, corte hidrogeológico B‐B´). Así, el sondeo  está  perforado  en  un  pequeño  afloramiento  calizo,  aparentemente  desconectado  (en  la  vertical) de la potente formación jurásica infrayacente.   ‐ 347 ‐ A escasos 5 m al S del anterior, se localiza el sondeo Palomeras‐2 (P‐6; Fig. 6.22C), en  el que se  intersectaron 150 m de calizas del  Jurásico y 22 m de margocalizas del Cretácico  (Figs. 4.3, 6.1 y 6.23). En este piezómetro se detectó un descenso de nivel piezométrico de  aproximadamente 5 m durante la perforación del sondeo Palomeras‐1 (P‐8).  El sondeo Palomeras‐3 (P‐7), situado 10 m al O de Palomeras‐1 (Figs. 6.1 y 6.22C),  fue perforado por la Confederación Hidrográfica del Sur (CHS) y originalmente tuvo 78 m de  profundidad,  enteramente  en  calizas  jurásicas.  En  1994,  se  reperforó  hasta  los  220 m  de  profundidad (DGOH, 1995) y se atravesaron 82 m adicionales de calizas jurásicas, seguidas ‐ en profundidad‐ de 60 m de margas y margocalizas cretácicas (Figs. 4.3 y 6.23).        Figura  6.23.  Corte  hidrogeológico  del  entorno  del manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20),  en  el  que  se  representan los sondeos Palomeras­1 (P­8), ­2 (P­6) y ­3 (P­7). Modificado de DGOH­GHUMA (1995).     En el sondeo denominado de Prado Medina (S‐40), emplazado en el extremo NO de  Sierra  Colorado  (Figs.  6.1,  6.2A  y  6.22D),  no  se  detectó  nivel  piezométrico  durante  la  perforación (DGOH‐GHUMA, 1995), a pesar de que se atravesaron 305 m de calizas jurásicas  ‐ 348 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  (Fig.  4.3).  Sin  embargo,  en  períodos  de  recarga  abundante,  el  sondeo  llega  a  ser  surgente  (p.e. diciembre a marzo del año 2009/10), con caudales de varios l/s.  En el borde SO de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco, la mayoría de los  sondeos y piezómetros  inventariados suelen tener una profundidad inferior a 100 m (Tab.  4.2)  e  intersectan  las  calcarenitas  que  constituyen  el  acuífero  detrítico  mioceno  de  la  Depresión  de  Ronda  (Figs.  6.1  y  6.2D).  Este  es  el  caso,  entre  otros  muchos,  de  los  piezómetros  de  Coca  (P‐1)  y  de  los  Pescadores  (P‐2)  (véase  situación  en  el  mapa  hidrogeológico adjunto), localizados entre 2,3 y 3 km al S del manantial de la Ventilla (M‐16).  No obstante, la información existente sobre la columna litológica que intersectan los sondeos  del borde occidental y el acabado de los mismos es escasa, debido a que generalmente no se  controlaron durante la perforación.    Por otro lado, existen sondeos o piezómetros, como los de Navetas‐1 (S‐4) y ‐2 (P‐4),  con 148 y 200 m de profundad (Tab. 4.2, Fig. 6.1 y mapa hidrogeológico anexo), perforados  enteramente  en  afloramientos  de  calizas  jurásicas  del  acuífero  que  están  cubiertos  por  calcarenitas miocenas (Fig. 6.1). Otros sondeos (S‐14, S‐15, S‐16 y S‐24), con profundidades  similares,  atraviesan  a  los materiales miocenos,  generalmente  en  las  primeras  decenas  de  metros,  hasta  alcanzar  las  calizas  y  dolomías  jurásicas  en  profundidad.  Los  datos  de  transmisividad  obtenidos  a  partir  de  pruebas  de  bombeo  realizadas  en  los  sondeos  de  Ascari‐1  (S‐14)  y  de  Ascari‐2  (S‐15),  cuya  situación  puede  verse  en  la  figura  6.1,  están  comprendidos entre 130 y 150 m2/d (Ferrándiz 48 G.I.A. S.L., 2004), respectivamente.   La  información  procedente  de  la  perforación  de  los  sondeos  permite  constatar  la  gran heterogeneidad de los acuíferos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco, con  un desarrollo variable de la karstificación según el sector que se considere.    6.3.5.2 Evolución temporal de la piezometría      Se dispone del registro histórico de niveles piezométricos (Fig. 6.24) en los sondeos  de  Palomeras‐2  (P‐6),  Palomeras‐3  (P‐7),  Palomeras‐1  (P‐8),  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9)  y  Serrato‐2 (P‐10), que se encuentran ubicados en el sector más oriental de las sierras de los  Merinos y Colorado (Fig. 6.1). La duración de las series temporales es de marzo de 1996 a  noviembre de 2007 en los cuatros primeros sondeos y de noviembre de 2002 a octubre de  2007 en el último. Estos datos han sido facilitados por la DHCMA.  Durante el período de investigación se han medido regularmente los cinco puntos de  control (Fig. 6.24), con una periodicidad media variable, entre semanal (Arroyo del Cerezo y  Serrato‐2) y quincenal (sondeos de Palomeras‐2, Palomeras‐3 y Palomeras‐1). No obstante, ‐ 349 ‐     Figura 6.24. Evolución de niveles piezométricos en los principales sondeos de las sierras de los Merinos y Colorado.  Datos proporcionados por la DHCMA y obtenidos en el transcurso de la presente investigación (área gris). CPm: cota  piezométrica media. Nótese que, en el gráfico superior, la escala del eje y está ampliada cinco veces con respecto a  los demás gráficos.    se han realizado medidas diarias de nivel en condiciones de aguas altas en  los sondeos del  Arroyo del Cerezo (P‐9) y de Serrato‐2 (P‐10).    Los  niveles  piezométricos  de  los  sondeos  controlados  se  sitúan  entre  las  cotas  medias 542 y 566 m s.n.m. (Fig. 6.24) y son más elevados en el sector acuífero del Barranco  de Palomeras‐Arroyo del  Cerezo.  La  evolución de  los niveles  piezométricos  se produce  en  régimen natural,  debido  a  la  ausencia  de  extracciones  por  bombeo  en  los  acuíferos  de  las  sierras de los Merinos y Colorado.  ‐ 350 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Las  evoluciones  piezométricas  de  los  sondeos  de  Palomeras  (P‐6,  P‐7  y  P‐8)  y  del  Arroyo del Cerezo (P‐9) muestran una tendencia hacia cotas más bajas a lo largo del registro,  salvo  en  el  período  de  investigación,  durante  el  cual  los  niveles  se  recuperan  como  consecuencia de las precipitaciones acaecidas (Fig. 6.24). En términos generales, se observa  un único ascenso importante de nivel piezométrico en cada año hidrológico (Fig. 6.24). Las  variaciones  piezométricas  de  mayor  magnitud  se  registran  en  el  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo, mientras que  las menores  fluctuaciones se producen en el sondeo de Serrato‐2 (P‐ 10). En este último, además, se observan las cotas piezométricas más bajas de los acuíferos  de las sierras de los Merinos y Colorado (542 m s.n.m. de media; Fig. 6.24), coherentes con la  descarga por el manantial de Cañamero (540 m s.n.m.).  Los sondeos del Barranco de Palomeras (P‐6, P‐7 y P‐8) presentan una evolución del  nivel  piezométrico  algo  más  amortiguada  que  el  resto,  con  variaciones  graduales  y  desfasadas en el tiempo con respecto a  los principales eventos de precipitación (Fig. 6.24).  La magnitud de  los aumentos piezométricos puede superar  los 20 m (Palomeras‐1). Tanto  en el registro histórico como durante el período de control se observa que, por encima de la  cota  565  m  s.n.m.,  el  nivel  piezométrico  en  los  sondeos  de  Palomeras‐1  y  Palomeras‐2  (representados  con  la  misma  simbología  en  la  figura  6.24)  asciende  con  respecto  al  del  sondeo  de  Palomeras‐3.  Dicha  diferencia  de  nivel  puede  ser  debida  a  que  los  sondeos  Palomeras‐1 y Palomeras‐2 captan  flujos subterráneos correspondientes a equipotenciales  de mayor cota cuando la recarga es elevada. Esto pone de manifiesto la existencia de flujos  verticales ascendentes en la zona de descarga del Barranco de Palomeras.  El sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9) muestra cotas y evolución piezométricas que  recuerdan  a  la  de  los  sondeos  del  Barranco  de  Palomeras  (P‐6,  P‐7  y  P‐8),  aunque  las  variaciones en el primero son más rápidas y de mayor magnitud que en los segundos (Fig.  6.24).  La  evolución  piezométrica  en  el  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  está  truncada  por  encima  de  la  cota  580  m  s.n.m.,  debido  al  carácter  surgente  del  mismo,  por  lo  que  los  ascensos piezométricos son mayores que los registrados. El período de surgencia del sondeo  se prolonga durante meses e incluso algún año (Fig. 6.24).  Las  variaciones  piezométricas  en  el  sondeo  de  Serrato‐2  (P‐10)  se  producen  de  forma rápida (Fig. 6.24), al igual que las fluctuaciones de caudal en la surgencia de Cañamero  (M‐26). Las crecidas piezométricas están asociadas a los principales eventos pluviométricos,  por lo que se observan varios ascensos de cota piezométrica durante cada año hidrológico.  No obstante, la evolución piezométrica queda truncada por encima de la cota 546 m s.n.m. ‐a  la  que  se  encuentra  el  brocal‐,  debido  al  funcionamiento  surgente  (Fig.  6.22B)  del  sondeo  tras  períodos  de  recarga  abundante.  El  período  de  surgencia  puede  prolongarse  durante  varios meses.  ‐ 351 ‐   La  morfología  del  registro  piezométrico  de  los  sondeos  de  la  zona  noroccidental  refleja,  en  mayor  o  menor  medida,  el  grado  de  confinamiento  de  los  acuíferos  (por  materiales cretácicos y terciarios), aunque también puede ser  indicativa de la ubicación de  los  sondeos  a  lo  largo  de  las  líneas  de  flujo.  Así,  la  evolución  piezométrica  del  sondeo  de  Serrato‐2 (Fig. 6.24), con variaciones rápidas y de escasa magnitud y períodos de surgencia,  es característica de áreas de descarga de un acuífero karstificado cubierto por una formación  de  baja  permeabilidad.  Los  sondeos  del  Barranco  de  Palomeras  (P‐6,  P‐7  y  P‐8),  situados  también en una zona de descarga, presenta una piezometría con cambios de nivel algo más  lentos  (Fig.  6.24),  probablemente  como  consecuencia  de  la  participación  de  sistemas  de  flujos  de  mayor  recorrido  y  más  profundos,  relacionados  con  un  sector  acuífero  menos  karstificado. El compartimento piezométrico del sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9) sería el  de un sector acuífero confinado.  El seguimiento de los niveles piezométricos en el borde SO de los acuíferos (Fig. 6.1)  se ha llevado a cabo en tres sondeos próximos al manantial de la Ventilla (M‐16). Se cuenta  con  la  serie  histórica  de  niveles  de  agua  subterránea  (1980‐2002)  de  los  piezómetros  de  Coca (P‐1), Pescadores (P‐2) y Navetas‐2 (P‐4) (véase situación en el mapa hidrogeológico  adjunto),  que  ha  sido  facilitada  por  el  IGME.  La  evolución  temporal  de  la  piezometría  se  representa en la figura 6.25.          Figura 6.25. Evolución temporal de la cota piezométrica en los sondeos de Coca (P­1), Pescadores (P­2) y Navetas­2  (P­4) durante el período 1980­2002. Los valores entre paréntesis en el  lateral derecho del gráfico  indican  la cota  piezométrica media en los distintos sondeos.     ‐ 352 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Los niveles piezométricos medios en  los  sondeos  (Fig. 6.25)  se  sitúan entre 745 m  s.n.m. (Coca) y 761 m s.n.m. (Navetas‐2). La cota piezométrica es más elevada en este último  sondeo,  emplazado  en  calizas  jurásicas,  lo  cual  es  coherente  con  la  descarga  subterránea  desde  los  acuíferos  carbonáticos  hacia  la  Depresión  de  Ronda.  En  dicho  sondeo  (P‐4)  se  registran  las mayores  variaciones piezométricas,  con más de  49 m de diferencia  entre  los  niveles mínimo y máximo, mientras que en el piezómetro de Pescadores (P‐2) se han medido  las  menores  fluctuaciones  de  nivel  (8  m),  probablemente  debido  a  que  sólo  intersecta  calcarenitas miocenas de la Depresión de Ronda.     Si  se  comparan  los  niveles  piezométricos  del  sondeo  Navetas‐2  y  la  descarga  histórica del manantial de  la Ventilla  (M‐16),  se aprecia una correlación significativa  (R2 =  0,82)  entre  ambas  variables  hidrodinámicas  (Fig.  6.26),  de  acuerdo  con  la  relación  hidrogeológica  que  presumiblemente  existe  entre  el  acuífero  jurásico,  emplazado  a  pocos  metros de profundidad, y la surgencia.           Figura 6.26. Relación entre la cota piezométrica en el sondeo Navetas­2 (P­4) y el caudal de descarga del manantial  de la Ventilla (M­16) durante el período comprendido entre 1982 y 2002. Datos proporcionados por el IGME.     6.3.5.3 Parámetros hidráulicos      A partir de  la  interpretación de  las pruebas de bombeos escalonados realizadas en  los sondeos perforados principalmente en el entorno de varias surgencias de las sierras de  los  Merinos  y  Colorado  (DGOH‐GHUMA,  1995),  se  han  estimado  algunos  parámetros  hidráulicos  de  los  acuíferos  calizo‐dolomíticos  jurásicos.  La  información  resultante  ‐ 353 ‐ corresponde  fundamentalmente  a  los  descensos  producidos  por  los  bombeos  y  al  caudal  específico  de  cada  sondeo.  Además,  se  aportan  datos  de  parámetros  físico‐químicos  (CE,  temperatura y pH) controlados durante y después de las pruebas de bombeo. Sin embargo,  otros  parámetros  hidráulicos,  como  los  valores  de  transmisividad  y    los  coeficientes  de  almacenamiento,  se  han  desestimado  a  causa  de  las  grandes  limitaciones  que  presenta  la  aplicación convencional de soluciones analíticas a ensayos de bombeo en acuíferos kársticos,  mucho más tratándose de bombeos escalonados. Algunas de estas limitaciones se exponen a  continuación (Theis, 1935; Hantush, 1956; Papadópulos, 1965, Neuman, 1969):  Son medios  acuíferos  heterogéneos,  anisótropos,  finitos,  a  veces  con  el  basamento  impermeable inclinado y con líneas de flujo raramente horizontales.  Las pruebas consisten en bombeos escalonados, con escalones de poca duración. Los  períodos de recuperación también son cortos.   Al tratarse de pruebas de bombeo realizadas justo después de la perforación de los  sondeos,  dichas  actuaciones  favorecen  el  desarrollo  de  la  captación  (limpieza  de  finos en los conductos kársticos y en las fracturas).  En varios sondeos,  la propia captación hace las  funciones de piezómetro de control  durante los bombeos, lo que reduce al mínimo las interpretaciones.     6.3.5.3.1 Ensayos de bombeo en los sondeos de Palomeras­3 (P­7) y ­1  (P­8)      Las pruebas de bombeo efectuadas en el sondeo de Palomeras‐3 se  llevaron a cabo  antes de su reperforación, cuando tenía 78 m de profundidad. El ensayo se realizó entre el 1  y  el  4  de  julio  de  1994  (período  seco)  y  consistió  en  cuatro  escalones  con  caudales  de  bombeo  progresivamente  más  elevados,  seguidos  de  un  período  de  recuperación.  Los  niveles dinámicos se controlaron en el propio sondeo. Los principales resultados del ensayo  se presentan en la tabla 6.8.  Trascurridas 42 horas de bombeo (durante el último escalón), cuando el caudal era  máximo (35 l/s), se registró el mayor descenso medido, que fue de 52,08 m (Tab. 6.8 y Fig.  6.27).  Una  vez  comenzó  la  recuperación,  el  nivel  piezométrico  ascendió  rápidamente  y,  al  cabo de tan sólo 8 horas, el descenso residual registrado fue de 0,58 m. El caudal específico  calculado es de 0,7 l/s · m, valor éste relativamente bajo si se considera que el sondeo está  en una zona de descarga  (Custodio y Llamas, 1983), generalmente más  transmisiva que el  resto del acuífero.  ‐ 354 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Profundidad Tipo de  Caudal Duración Descenso de nivel piez.  prueba [l/s] [horas] [m] [m] Nivel inicial 0 0 22,4 0 Escalón 1 8 3,5 29,63 7,23 Escalón 2 16 8 36,74 14,34 Escalón 3 30 30 61,3 38,9 35 0,5 74,48 52,08 Escalón 4 34 1,5 70,17 47,77 34,5 21,5 70,26 47,86 Recuperación 0 8 22,98 0,58   Tabla 6.8. Principales resultados del ensayo de bombeo llevado a cabo en el sondeo Palomeras­3 (P­7), entre los días  1 y 4 de julio de 1994.         Figura 6.27. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo Palomeras­3 (P­6), durante la prueba de bombeo  realizadas entre los días 1 y 4 de julio de 1994.    Además  de  las  medidas  de  nivel  piezométrico  realizadas  durante  el  ensayo  de  bombeo,  se  controlaron  los principales parámetros  fisico‐químicos del  agua,  aunque no  se  apreciaron  variaciones  significativas.  Los  valores  medios  de  conductividad  eléctrica  (CE),  temperatura y pH fueron, respectivamente, 511 µS/cm, 16,5 ºC y 7,45.  El  segundo ensayo de bombeo,  efectuado en el  sondeo de Palomeras‐1  (P‐8) el día  04/08/1994,  días  después  de  su  perforación,  constó  de  tres  escalones  con  caudales  de  bombeo progresivamente más elevados, seguidos de 8 horas de recuperación. El sondeo de  Palomeras‐3  (P‐7),  situado  a  10  m  del  anterior,  se  utilizó  como  piezómetro  de  control,  ‐ 355 ‐ además de medir el nivel piezométrico en el propio sondeo (Palomeras‐1). En la tabla 6.9 se  resumen  los  datos  referentes  a  los  caudales  de  bombeo,  la  duración  de  los  escalones,  así  como el nivel piezométrico y los descensos totales en cada sondeo, al final de cada escalón.  Los  descensos  registrados  en  el  sondeo  de  Palomeras‐1  fueron  progresivamente  mayores que en el piezómetro de control próximo (Palomeras‐3), a medida que se desarrolló  la  prueba de bombeo  (Tab.  6.9  y  Fig.  6.28).  Los  descensos máximos,  con  respecto  al  nivel  estático inicial y para un caudal de bombeo de 45 l/s (tercer escalón) fueron 74,79 m en el  sondeo  de  Palomeras‐1  y  8,96  m,  en  el  de  Palomeras‐3.  En  la  recuperación,  al  cabo  del  primer minuto, el nivel piezométrico subió 49,2 m en Palomeras‐1 y 1,5 m en Palomeras‐3,  mientras  que,  tras  8  horas  sin  bombeo,  los  descensos  residuales  fueron  1,07  m  y  0,9  m,  respectivamente. El caudal específico obtenido en el sondeo de Palomeras‐1 es de 0,6 l/s · m,  valor  relativamente  similar  al  obtenido  en  el  sondeo  de  Palomeras‐3,  en  el  ensayo  de  bombeo anteriormente descrito, lo que pone de manifiesto una permeabilidad relativamente  baja de las calizas jurásicas en el Barranco de Palomeras. Estos resultados podrían indicar un  bajo desarrollo de la karstificación en este sector del acuífero. Por tanto, el rendimiento de  las perforaciones en esta zona no mejora conforme se aumenta la profundidad.     Caudal Duración Prof. de nivel piez. [m] Descenso [m] Tipo de prueba [l/s] [horas] Palomeras­1 * Palomeras­3 Palomeras­1 * Palomeras­3 Nivel inicial 0 0 23,48 23,59 0 0 Escalón 1 15 13 30,64 25,75 7,16 2,16 Escalón 2 30 25 47,98 28,74 24,5 5,15 Escalón 3 45 26 98,27 32,55 74,79 8,96 Recuperación 1 0 8 24,51 24,49 ‐1,07 ‐0,9 Recuperación 2 0 240 23,67 23,74 ‐0,19 ‐0,15     Tabla. 6.9. Principales resultados de la prueba de bombeo y de la recuperación realizados en el sondeo Palomeras­1  (P­8) a partir del día 04/08/1994. (*) Punto de bombeo.    Durante la prueba de bombeo, se llevaron a cabo medidas de conductividad eléctrica  (CE),  temperatura  y  pH  del  agua  en  el  sondeo  de  Palomeras‐1  (P‐8).  Los  valores  de  la  mayoría de parámetros físico‐químicos apenas variaron, a excepción de la temperatura del  agua, comprendida entre 16,7 y 17,4 ºC, que aumentó a medida que progresaba el bombeo,  debido  probablemente  a  la  extracción  de  agua  más  profunda  del  acuífero.  Los  valores  medios  de  CE  y  pH  fueron  512  µS/cm  y  7,49,  similares  a  los  obtenidos  en  el  ensayo  de  bombeo del sondeo Palomeras‐3 (P‐7).  ‐ 356 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Figura 6.28. Evolución de los descensos piezométricos en los sondeos Palomeras­1 (P­8), en el que se llevó a cabo el  ensayo de bombeo (4 de agosto de 1994), y Palomeras­3 (P­7), utilizado como piezómetro de control.      Con  objeto  de  comprobar  el  grado de  afección  de  los  bombeos  sobre  el  caudal  del  manantial más próximo al sondeo, que drena el sector oriental de la sierra de los Merinos, se  realizaron  aforos  periódicos  en  la  surgencia  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  antes,  durante  y  después  de  las  pruebas  de  bombeo.  La  extracción  de  agua  subterránea  en  los  sondeos  de  Palomeras‐1  (P‐8)  y  de  Palomeras‐3  (P‐7)  afecta  directamente  al  régimen  hidrodinámico  de  la  surgencia,  de  forma  que  los  caudales  del manantial  disminuyeron  en  cada una de  las pruebas. Durante el bombeo en el  sondeo de Palomeras‐1,  la  surgencia se  agotó por  completo.  Sin embargo,  cuando cesaron  los bombeos,  al  cabo de varios días,  los  caudales  retornaron  a  los  valores  previos  al  ensayo.  Todo  lo  anterior  permite  relacionar,  desde  el  punto  de  vista  hidráulico,  la  surgencia  y  el  acuífero  carbonático  que  captan  los  sondeos del Barranco de Palomeras (Palomeras‐1, Palomeras‐2 y Palomeras‐3).    6.3.5.3.2 Ensayo de bombeo del sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9)      Tras la perforación del sondeo, se llevó a cabo una prueba de aforo, el 4 de octubre  de 1994, consistente en tres escalones de bombeo con caudales progresivamente crecientes  (10, 20 y 30 l/s) y la consiguiente recuperación. En la tabla 6.10 se recogen los principales  resultados de la prueba, que se representan en la figura 6.29.   El descenso máximo medido en  el punto de bombeo  fue 118,36 m, para un  caudal  continuo  de  30  l/s  (Tab.  6.10  y  Fig.  6.29).  La  recuperación  de  los  niveles  piezométricos  después  de  47  horas  de  bombeo,  fue  tan  rápida  como  en  los  ensayos  anteriormente  ‐ 357 ‐ descritos, con un ascenso de 43,5 m pasado un minuto a partir de la parada de la bomba. El  descenso residual (con respecto al nivel estático inicial) se estimó en 0,64 m al cabo de seis  horas. El caudal específico estimado en el sondeo es   de 0,25  l/s  · m. De este valor, parece  deducirse que el sector acuífero que capta el sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9) muestra un  bajo desarrollo de la karstificación.      Profundidad Caudal Duración Descenso Tipo de prueba de nivel piez.  [l/s] [horas] [m] [m] Nivel inicial 0 0 19,55 0 Escalón 1 10 13 40,01 20,46 Escalón 2 20 10 69,14 49,59 Escalón 3 30 24 137,91 118,36 Recuperación  0 6 20,19 0,64 Recuperación (cont.) 0 284 19,99 0,44   Tabla 6.10. Principales resultados de la prueba de bombeo realizada en el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9), entre  los días 4 y 6 de octubre de 1994.      Figura 6.29. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9) durante el ensayo de  bombeo efectuado los días 4, 5 y 6 de octubre de 1994.      Los valores medios de CE,  temperatura y pH del agua bombeada durante el ensayo  fueron, respectivamente, 785 µS/cm, 17,0 ºC y 7,23.     Se controlaron los caudales de los manantiales del Barranco de Palomeras (M‐20) y  de  Cañamero  (M‐26)  durante  la  prueba  de  bombeo,  para  verificar  la  posible  afección  del  ‐ 358 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  aforo del  sondeo del  arroyo del Cerezo  (P‐9)  sobre  los principales puntos de descarga del  acuífero. El régimen hidrodinámico de las dos surgencias no se vio afectado por la extracción  de caudal en el sondeo.    6.3.5.3.3 Ensayos de bombeo de  los sondeos de Serrato­1 (S­41) y  ­2  (P­10)      En los sondeos ubicados en la zona de descarga del manantial de Cañamero (M‐26),  se llevaron a cabo dos ensayos de bombeo: una prueba en el sondeo Serrato‐1 (de 90 metros  de profundidad), con la bomba de impulsión localizada a dos profundidades distintas; y otro,  de  forma  conjunta,  en  los  sondeos  Serrato‐1  y  Serrato‐2  (bombeo  con  caudales  elevados),  para  estimar  la  respuesta  hidrodinámica  de  este  sector  acuífero  ante  un  régimen  de  explotación continuado.      La primera prueba de bombeo, en el sondeo de Serrato‐1, se efectuó durante el día  25 de enero de 1995, con la bomba situada a 29 m de profundidad. Se trató de una prueba  preliminar, de corta duración (30 minutos), con cuatro escalones de bombeo y un período de  recuperación (15 minutos), cuyos detalles se recogen en la tabla 6.11.    Profundidad  Caudal Duración Descenso Tipo de prueba de nivel piez.  [l/s] [min] [m] [m] Nivel inicial 0 0 2,43 0 Escalón 1 110 10 9,17 6,74 Escalón 2 135 10 14,63 12,2 Escalón 3 180 5 14,7 12,27 Escalón 4 200 5 18,31 15,88 Recuperación 0 15 2,55 0,12   Tabla 6.11. Principales resultados de  la prueba de bombeo de corta duración realizado en el sondeo Serrato­1 (S­ 41), el día 25 de enero de 1995.    El  valor  estimado  del  caudal  específico,  de  12,6  l/s  · m,  aunque  poco  fiable  por  la  duración del bombeo, da una  idea de  los elevados caudales de explotación, en torno a 200  l/s, que generarían unos descensos de en torno a 16 m (Tab. 6.11). Transcurrido un minuto  de  la  parada  de  las  bombas,  el  nivel  piezométrico  ascendió  15,60 m  y,  al  cabo  de  16,5  h,  retornó al nivel estático inicial (2,43 m), por lo que los niveles se recuperaron por completo.  Todo  lo  anterior permite  constatar  el  elevado desarrollo de  la  karstificación de  las  calizas  jurásicas en este sector acuífero.  ‐ 359 ‐   La segunda prueba preliminar en el sondeo de Serrato‐1 (S‐41) se realizó el día 26 de  enero  de  1995,  con  el  equipo  de  impulsión  situado  a  mayor  profundidad  (43  m),  y  se  prolongó durante 5,5 horas. Los principales resultados de la prueba se resumen en la tabla  6.12 y se representan en la figura 6.30.    Profundidad  Caudal Duración Descenso Tipo de prueba de nivel piez.  [l/s] [horas] [m] [m] Nivel inicial 0 0 2,43 0 Escalón 1 200 3 18,47 16,04 Escalón 2 250 2,5 25,55 23,12 Recuperación 0 3,5 2,76 0,33 Tabla  6.12.  Principales  resultados  de  la  prueba  de  bombeo  preliminar  realizada  en  el  sondeo  Serrato­1  (S­41)  durante el día 26 de enero de 1995.        Figura 6.30. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo Serrato­1 (S­41) durante las pruebas de bombeo  preliminares efectuadas los días 25 y 26 de enero de 1995.      El ensayo bombeando conjuntamente en los sondeos de Serrato‐1 (S‐41) y Serrato‐2  (P‐10) se llevó a cabo los días 8 y 9 de marzo de 1995 (Tab. 6.13 y Fig. 6.31). Minutos antes  de  esta  prueba,  se  realizó  otra  preliminar,  de  corta  duración  (30  min),  en  el  sondeo  de  Serrato‐2,  para  optimizar  los  caudales  de  extracción  en  este  último.  Los  escalones  de  bombeo, la duración de cada uno de ellos, el nivel dinámico y los descensos totales para cada  escalón se sintetizan en la tabla 6.13.    ‐ 360 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Sondeo Serrato­1 (S­41) Sondeo Serrato­2 (P­10) Tipo de prueba Profundidad  Profundidad Caudal Duración Descenso Caudal Duración Descenso de nivel piez.  de nivel piez.  [l/s] [horas] [m] [l/s] [horas] [m] [m] [m] Nivel inicial ‐ ‐ ‐ ‐ 0 0 2,81 0 Escalón 1 ‐ ‐ ‐ ‐ 100 0,25 3,91 1,1 Escalón 2 ‐ ‐ ‐ ‐ 200 0,25 5,27 2,46 Nivel inicial 0 0 2,2 0 0 0 2,93 0 Escalón 1 200 0,5 17,46 15,26 250 1 7,57 4,64 Escalón 2 215 2,5 18,33 16,13 300 1,25 14,87 11,94 Escalón 3 260 13,5 27,94 25,74 330 0,25 15,41 12,48 Escalón 4 ‐ ‐ ‐ ‐ 400 13,5 18,87 15,94 Recuperación 0 1 3,72 1,52 0 1 6,17 3,36 Recuperación (cont.) 0 25 2,41 0,21 0 25 3,06 0,25   Tabla 6.13. Principales resultados de las pruebas de bombeo realizadas conjuntamente en los sondeos Serrato­1 (S­ 41) y Serrato­2 (P­10) los días 8 y 9 de marzo de 1995. Además, se aportan datos de la prueba de bombeo previa, de  corta duración, en el sondeo Serrato­2.    Se bombearon conjuntamente hasta 660  l/s en ambos sondeos, que  generaron una  depresión piezométrica máxima de 25,74 m en el sondeo Serrato‐1 (Tab. 6.13 y Fig. 6.31). La  recuperación,  aunque  no  fue  completa,  se  produjo  rápidamente,  si  bien  algo  más  en  el  sondeo de Serrato‐1 que en el de Serrato‐2. El caudal específico del sondeo de Serrato‐1 es  10,1  l/s  ·  m,  mientras  que  en  el  de  Serrato‐2  es  25,1  l/s  ·  m.  El  mayor  valor  de  caudal  específico del sondeo Serrato‐2 puede deberse a la gran afluencia de agua en el tramo de 18  a 33 m, en el que no se recuperó detritus durante la perforación (Fig. 4.3).      Figura 6.31. Evolución de los descensos piezométricos en los sondeos Serrato­1 (S­41) y Serrato­2 (P­10) durante el  ensayo de bombeo realizado conjuntamente en ambos sondeos los días 8 y 9 de marzo de 1995.  ‐ 361 ‐ El  régimen  hidrodinámico  del  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  se  ve  claramente  afectado por  los bombeos  en  los  sondeos de  Serrato‐1  (S‐41)  y  Serrato‐2  (P‐10),  tanto de  forma  individual  como conjuntamente  (Figs. 6.30, 6.31 y 6.32).  Los aforos  realizados en  la  surgencia durante  las pruebas de bombeo en  el  sondeo de Serrato‐1  (escalón de 200  l/s),  ponen de manifiesto que aproximadamente tras 1 hora de bombeo, el caudal se reduce a la  mitad. Con caudales de bombeo de 250 l/s en este mismo sondeo, el manantial se deseca por  completo  tras  4,5  horas  aproximadamente.  La  recuperación  total  de  los  caudales  de  la  surgencia se llevó a cabo en 13 días.       Figura  6.32.  Evolución  de  los  caudales  drenados  por  el manantial  de  Cañamero  (M­26)  durante  los  ensayos  de  bombeo en el sondeo Serrato­1 (S­41) y en los sondeos Serrato­1 y Serrato­2 (P­10) conjuntamente.      Las precipitaciones acaecidas durante el aforo conjunto de los sondeos Serrato‐1 (S‐ 41) y Serrato‐2 (P‐10) enmascararon los tiempos de respuesta de los caudales del manantial  de Cañamero (M‐26) frente a los bombeos (Fig. 6.32). La recuperación de los caudales, que  se  produjo  en  menos  de  24  horas  tras  la  finalización  del  ensayo  de  bombeo,  estuvo  igualmente condicionada por las precipitaciones (94 mm, durante febrero y marzo de 1995)  caídas antes del aforo conjunto.                  ‐ 362 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    6.4 HIDROTERMIA      Durante el período de investigación, se ha llevado a cabo un control periódico de la  temperatura del agua subterránea de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco, tanto  en manantiales  como en  sondeos. El  registro hidrotérmico en  las  surgencias de  la Ventilla  (M‐16),  Carrizal  (M‐24)  y  Cañamero  (M‐26),  además  de  medidas  puntuales  (con  periodicidad diaria a quincenal), incluye datos medidos en continuo (periodicidad horaria).  También  se  han  realizado  registros  de  temperatura  del  agua  en  la  vertical  del  sondeo  de  Palomeras‐1 (P‐8) en diferentes condiciones hidrodinámicas.    Las características térmicas de las aguas drenadas por las principales surgencias del  acuífero son bastante uniformes (Tab. 6.14) y comparables a la temperatura media histórica  del  aire  (15,3  ºC)  en  la  estación  termopluviométrica  de  Ronda‐OP  (véase  situación  en  la  figura 3.4). La temperatura media de las aguas subterráneas está comprendida entre 15,2 ºC  en la surgencia de Prado Medina (M‐22) y 15,9 ºC en los manantiales de la Ventilla (M‐16) y  de la Fuentezuela (M‐23).   Las  aguas  de  los  sondeos  considerados  (Tab.  6.14)  muestran  mayor  variabilidad  hidrotérmica. Los valores medios de temperatura del agua varían entre 15,7 ºC (Palomeras‐ 1, P‐8) y 16,4 ºC (Arroyo del Cerezo, P‐9). La temperatura media de las aguas de los sondeos  del  Arroyo  del  Cerezo  y  Prado  Medina  (S‐40),  medida  exclusivamente  en  condiciones  de  aguas altas  (cuando  los sondeos  son surgentes), es  ligeramente  superior a  las del  resto de  manantiales y sondeos, lo que parece indicar el drenaje de flujos subterráneos que circulan a  profundidad relativamente mayor (Andrieux, 1978; Birk et al., 2004; Anderson, 2005).      Los coeficientes de variación de los valores de temperatura del agua de manantiales  (Tab. 6.14), generalmente bajos, están comprendidos entre 0,4 % en la surgencia del Carrizal  (M‐24)  y  2,5  %  en  la  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20).  Por  otro  lado,  el  registro  hidrotérmico del sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9) muestra un coeficiente de variación del  0,5 %, próximo al valor mínimo calculado de los manantiales. Estos valores son los más bajos  de todos los acuíferos investigados en la presente Tesis Doctoral.  Los  parámetros  estadísticos  de  las  series  de  datos  de  temperatura  del  agua  (Tab.  6.14),  registrados  tanto  de  forma  manual  como  mediante  datalogger,  son  relativamente  parecidos. Ello pone de manifiesto que las medidas se han realizado de forma correcta, con  una periodicidad adecuada.            ‐ 363 ‐   Denominación Altitud/Prof. Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv (Referencia) [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] Ventilla jul‐07 a may‐10 P 152 17 15,7 14,2 2,8 2,3740 (M­16) jul‐07 a may‐10 C 12.498 16,1 15,9 14,9 1,2 1,6 Bco. de Palomeras 560 jul‐07 a may‐10 P 64 17,1 15,8 14,6 2,5 2,5 (M­20) Prado Medina 660 dic‐09 a mar‐10 P 12 15,9 15,2 14,8 1,1 2,3 (M­22) Fuentezuela 745 feb‐09 P 4 16 15,9 15,9 0,1 ‐ (M­23) Carrizal  jul‐07 a may‐10 P 151 16,3 15,8 15,6 0,7 0,5740 (M­24) ago‐07 a feb‐10 C 7.671 16 15,7 15,7 0,3 0,4 Cañamero jul‐07 a may‐10 P 174 16,1 15,4 14,8 1,3 2,1540 (M­26) jul‐07 a jun‐10 C 24.010 16,2 15,5 14,8 1,4 2,1 Palomeras­1 380 feb‐09 a may‐10 P 7 16,5 15,7 13,2 3,3 ‐ (P­8) Arroyo del Cerezo 250 feb‐09 a may‐10 P 35 16,5 16,4 16,2 0,3 0,5 (P­9) Prado Medina 305 dic‐09 a ene‐10 P 4 16,1 16,1 16 0,1 ‐ (S­40)     Tabla  6.14.  Temperatura  de  las  aguas  de  los  principales manantiales  y  sondeos  de  las  sierras  de  los Merinos,  Colorado y Carrasco durante el período de investigación. El registro hidrotérmico puede ser puntual (P) o continuo  (C).      La  evolución  de  la  temperatura  de  las  aguas  (Fig.  6.33),  de  los  manantiales  y  del  sondeo  (Arroyo  del  Cerezo,  P‐9)  considerados,  muestra  diferentes  patrones  de  comportamiento.  En  el manantial  de  Cañamero  (M‐26),  las  variaciones  de  este  parámetro  están relacionadas, en parte, con las oscilaciones estacionales de la temperatura ambiental,  aunque los cambios hidrotérmicos más significativos se producen con la llegada del período  de  recarga  de  otoño‐invierno.  La  disminución  de  la  temperatura  del  agua,  así  como  la  rapidez con la que tiene lugar, son proporcionales a la magnitud e intensidad de las lluvias  que  las  generan.  A medida  que  avanza  el  año  hidrológico,  aumentan  progresivamente  los  valores  de  temperatura  del  agua  hasta  la  llegada  de  las  precipitaciones  del  siguiente  año  hidrológico.   Las variaciones de temperatura del agua del manantial de Cañamero (Fig. 6.33) denotan la  existencia de conductos kársticos bien desarrollados, que permiten la rápida circulación del  agua desde  las áreas de  recarga hasta el punto de descarga y  limitan el equilibrio  térmico  con la roca en profundidad. Sin embargo, el hecho de que el manantial trop plein de Prado‐ Medina  (M‐22)  y  del  sondeo  surgente  homónimo  (S‐40),  drenan  aguas  de  mayor  temperatura que el manantial principal al que se asocian (Tab. 6.14), el de Cañamero (M‐26),  ponen  de  manifiesto  que  las  aguas  almacenadas  en  el  acuífero  pueden  contribuir  a  sus ‐ 364 ‐ Sondeo Manantial Tipo Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste      Figura 6.33. Evolución de  la  temperatura del agua drenada por  los principales manantiales de  las  sierras de  los  Merinos, Colorado y Carrasco, y por el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9) ­cuando es surgente­, durante el período  de  investigación.  Los  registros  de  precipitación  y  temperatura  del  aire  corresponden  a  los  de  las  estaciones  de  Cuevas del Becerro y de Ronda­CSE, respectivamente.    ‐ 365 ‐ respuestas  hidrotérmicas,  especialmente  en  condiciones  extraordinarias  de  recarga  (p.e.  precipitaciones de otoño e invierno de 2009/10).  Los  cambios hidrotérmicos  registrados en el manantial del Barranco de Palomeras  (M‐20)  muestran  un  doble  comportamiento  (Fig.  6.33):  en  el  primer  año  hidrológico  (2007/08) son de cierta magnitud, mientras que durante los dos años siguientes (2008/09 y  2009/10) resultan ser de escasa cuantía. Durante el año hidrológico 2007/08 se produjo un  descenso generalizado de  la  temperatura del agua, que parece estar  influenciado más bien  por las variaciones de la temperatura del aire. La evolución hidrotérmica del manantial a lo  largo  del  año  hidrológico  2008/09  es  prácticamente  invariante.  En  el  año  2009/10  (Fig.  6.33),  tienen  lugar  ascensos  de  temperatura  del  agua  de  hasta  0,5  ºC,  que  parecen  estar  condicionados  mayoritariamente  por  la  recarga  ocurrida  durante  este  período.  El  sector  acuífero drenado por el manantial del Barranco de Palomeras muestra una cierta capacidad  de  filtro  que  permite  la  atenuación  de  la  señal  térmica  de  entrada,  lo  que  podría  ser  indicativo de un bajo desarrollo de la karstificación.  La evolución de la temperatura del agua del manantial de la Ventilla (M‐16) muestra  descensos  de  este  parámetro  a  lo  largo  del  año  2007/08  (Fig.  6.33),  con  picos  más  puntiagudos y estrechos, a medida que el evento de recarga es más cuantioso e intenso. Tras  cada disminución, la temperatura del agua se recupera progresivamente, hasta alcanzar los  valores  previos  a  la  recarga.  Las  respuestas  hidrotérmicas  registradas  a  lo  largo  del  año  hidrológico  2008/09  (Fig.  6.33)  muestran  variaciones  de  menor  magnitud.  El  máximo  descenso se produce tras la primera recarga significativa del año (octubre de 2008). Durante  el  año  hidrológico  2009/10  (Fig.  6.33),  la  crecida  provocada  por  las  cuantiosas  precipitaciones acaecidas en la región ocasionó un descenso de la temperatura del agua muy  marcado, de casi 1 ºC, seguido de una rápida recuperación y estabilización. De acuerdo con  todo  lo  anterior,  las  características hidrotérmicas del manantial de  la Ventilla  sugieren un  desarrollo moderado de la karstificación en el sector acuífero que drena.  En  las  aguas  del  manantial  del  Carrizal  (M‐24)  se  registran  leves  variaciones  de  temperatura frente a la recarga, de apenas 0,1‐0,2 ºC (Fig. 6.33). El sector acuífero drenado  por  la  surgencia  es  capaz  de  filtrar  las  fluctuaciones  de  la  temperatura  ambiente  y  las  provocadas por la entrada de agua de reciente infiltración al sistema, hasta casi alcanzar la  homogeneidad térmica. Las escasas variaciones hidrotérmicas registradas en este manantial  son indicativas de un sistema de flujo de tipo difuso, en el que la señal térmica se atenúa a lo  largo del flujo del agua hacia el punto de descarga.    Las  aguas  subterráneas  de  los  sondeos presentan,  generalmente, mayores  valores  de temperatura que las de las surgencias (Tab. 6.14). En el sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐ 9),  el  agua muestra una  temperatura prácticamente  constante durante  los períodos en  los  ‐ 366 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  que  el  sondeo  es  surgente  (Fig.  6.33).  No  obstante,  los  valores  de  temperatura  del  agua  registrados  a  lo  largo  del  año  hidrológico  2009/10,  el  más  húmedo  del  período  de  investigación,  son  ligeramente  superiores  a  los  del  año  precedente,  lo  que  sugiere  que  el  aumento  de  la  recarga,  y  por  consiguiente  de  carga  hidráulica  en  el  acuífero,  propicia  la  circulación de aguas más profundas hacia el sondeo. Este aumento de temperatura también  se observa durante el mismo  intervalo  temporal  en el  agua del manantial del Barranco de  Palomeras (M‐20), que se encuentra en el mismo sector acuífero que el sondeo del Arroyo  del Cerezo (Barberá et al., 2014).        6.5 HIDROQUÍMICA  6.5.1  Composición  química  de  las  aguas.  Distribución  espacial      La  caracterización  hidrogeoquímica  de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  ha  sido  objeto  de  varias  comunicaciones  y  artículos  científicos,  entre  los  que  destacan  los  trabajos de Barberá y Andreo (2011), Hartmann et al.  (2013) y Barberá et al.  (2014), incluidos en los anexos 1, 2 y 3 de esta Memoria, respectivamente.   La  mayoría  de  las  muestras  de  agua  recogidas  en  los  principales  manantiales  y  sondeos de  los acuíferos presentan facies hidroquímica bicarbonatadas cálcicas (Fig. 6.34).  En el sondeo surgente del Arroyo del Cerezo (P‐9), el agua presenta una composición más  sulfatada.  A  excepción  del  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  las  aguas  subterráneas  presentan una baja mineralización (Tab. 6.15) y, al igual que ocurre con el resto de sistemas  hidrogeológicos  investigados,  se  debe  fundamentalmente  a  la  disolución  de  los minerales  solubles que constituyen las formaciones acuíferas  jurásicas, en esencia, calcita y dolomita.  Sin embargo, el aumento significativo de la mineralización de las aguas (p.e. en el sondeo del  Arroyo  del  Cerezo),  con  frecuencia,  está  asociado  al  de  componentes  hidroquímicos  tales  como  SO4‐2,  Cl‐  y  Na+  (particularmente  al  primero),    que  forman  parte  de  los  minerales  evaporíticos (anhidrita, yeso, halita, etc.) diseminados en las arcillas triásicas de la base del  acuífero.   Los valores medios de conductividad eléctrica (CE) de las aguas (Tab. 6.15) difieren  según el sector acuífero considerado y están comprendidos entre 353 µS/cm, en el sondeo  de Prado Medina (S‐40), y 662 µS/cm, en el del Arroyo del Cerezo (P‐9). En la mayoría de los  manantiales  y  sondeos,  los  coeficientes  de  variación  de  la  conductividad  eléctrica  son  ‐ 367 ‐       Figura  6.34. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las  aguas  drenadas  por  los  principales  manantiales  y  sondeos  de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  durante  el  período  de  investigación.    inferiores o iguales al 5%, por lo que, según los criterios de Shuster y White (1971 y 1972),  los acuíferos tendrían un bajo desarrollo de la karstificación.  Las aguas del sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9), las más mineralizadas y con mayor  temperatura, muestran los contenidos medios más elevados en la mayoría de componentes  hidroquímicos,  especialmente  de  SO4‐2, Mg+2,  Cl‐,  Na+  y  K+  (Tab.  6.15).  Los  valores medios  más altos de TAC y  las  concentraciones más elevadas de Ca+2  se detectan en  las aguas del  manantial de la Ventilla (M‐16). Por el contrario, las aguas del sondeo de Prado Medina (S‐ 40), las menos mineralizadas, presentan los valores medios más bajos de gran parte de estos  parámetros  (Tab. 6.15). Todo ello evidencia  la gran diversidad  composicional de  las aguas  que circulan por los acuíferos de la zona noroccidental.       Los  contenidos  medios  de  NO3‐  en  las  aguas  muestreadas  son  generalmente  inferiores  a  10  mg/l,  excepto  los  de  las  aguas  del  sondeo  de  Prado  Medina  y  de  los  manantiales del Carrizal (M‐24), Fuentezuela (M‐23) y Ventilla (M‐16), que son superiores,  con  concentraciones medias  de  15,3;  13,9;  13,8  y  10,5 mg/l,  respectivamente  (Tab.  6.15).  Estos valores, algo más elevados que en el resto de aguas, parecen deberse a las actividades  agropecuarias que se desarrollan en la zona.    ‐ 368 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 Na+ K+ Ca+2 Mg+24 pH logPCO2 ISCAL ISDOL [µS/cm] [ºC] [mg/l] n 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 147 mín 480 14,2 6,8 0,07 302 0,0 6,4 5,7 10,8 3,9 0,3 109,7 4,4 ‐2,22 ‐0,41 ‐2,38 máx 617 17,0 7,6 0,71 411 0,1 12,6 16,5 58,2 5,2 2,0 150,5 10,2 ‐1,44 0,51 ‐0,52 med 529 15,7 7,1 0,25 340 0,1 8,9 10,5 21,3 4,6 0,6 124,6 6,1 ‐1,71 0,01 ‐1,54 cv  6 2 2 44 8 17 12 20 38 7 35 7 18 7 920 19 n 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 65 mín 459 6,2 6,9 0,25 273 0,1 10,7 1,3 16,5 7,1 0,3 75,0 10,7 ‐2,49 ‐0,24 ‐1,57 máx 536 17,1 7,9 1,97 340 0,3 17,9 12,0 36,0 8,9 2,1 115,4 16,4 ‐1,61 0,61 0,03 med 512 15,5 7,3 0,50 317 0,2 13,3 7,7 27,3 8,0 0,7 101,9 14,6 ‐1,94 0,15 ‐0,80 cv 4 9 2 51 5 13 14 26 16 5 37 6 9 8 94 34 n 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 12 mín 357 14,8 7,2 0,35 212 0,0 4,0 1,7 3,9 3,1 0,3 69,3 2,2 ‐2,31 ‐0,17 ‐1,68 máx 419 15,9 7,6 0,54 258 0,1 7,1 22,2 7,8 5,1 0,9 96,9 7,6 ‐1,92 0,25 ‐0,92 med 368 15,2 7,4 0,45 240 0,1 4,7 7,4 5,0 3,6 0,4 80,6 4,3 ‐2,14 0,07 ‐1,42 cv 5 2 2 12 5 17 20 72 28 16 36 10 32 5 162 17 n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 476 15,9 7,2 0,14 297 0,0 8,1 13,3 6,0 4,8 0,3 114,2 3,4 ‐1,94 0,08 ‐1,63 máx 477 16,0 7,3 0,18 317 0,1 9,5 14,5 8,0 4,9 0,6 115,0 3,6 ‐1,82 0,17 ‐1,43 med 477 15,9 7,2 0,17 310 0,1 8,9 13,8 6,9 4,8 0,4 114,7 3,5 ‐1,86 0,11 ‐1,54 cv  0 0 1 11 3 22 6 4 12 1 24 0 3 3 36 5 n 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 141 mín 453 15,6 6,9 0,06 288 0,0 7,2 9,2 6,0 4,4 0,2 103,3 2,7 ‐2,20 ‐0,24 ‐2,26 máx 490 16,3 7,6 0,57 324 0,1 11,5 25,0 10,4 5,4 1,2 121,3 4,1 ‐1,63 0,47 ‐0,77 med 472 15,8 7,2 0,19 304 0,1 9,0 13,9 7,7 4,8 0,6 111,3 3,5 ‐1,87 0,09 ‐1,58 cv  2 0 2 27 2 15 9 12 10 3 32 3 9 6 146 16 n 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 166 mín 332 14,8 6,9 0,14 221 0,0 3,9 2,2 3,0 3,1 0,2 69,2 4,6 ‐2,38 ‐0,53 ‐2,34 máx 415 16,1 7,7 0,72 267 0,1 11,1 13,3 22,5 5,8 1,0 92,2 11,0 ‐1,72 0,36 ‐0,60 med 388 15,4 7,4 0,35 248 0,1 7,1 7,4 10,3 4,2 0,5 82,5 7,8 ‐2,09 0,04 ‐1,20 cv 5 2 2 32 5 18 22 24 41 17 33 5 22 6 323 26 n 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 34 mín 610 16,2 7,1 0,29 290 0,2 13,8 7,9 109,1 12,0 0,6 113,6 21,0 ‐2,10 ‐0,14 ‐1,00 máx 726 16,5 7,5 0,44 306 0,3 22,1 11,4 187,5 15,2 1,4 126,7 27,2 ‐1,81 0,32 ‐0,30 med 662 16,4 7,3 0,37 297 0,3 16,7 9,7 145,6 12,5 1,0 119,2 23,6 ‐1,97 0,16 ‐0,63 cv 5 1 1 12 1 8 12 9 15 6 17 3 6 3 52 21 n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 346 16,0 7,4 0,49 222 0,1 3,2 13,7 3,7 2,6 0,4 82,5 1,2 ‐2,15 0,03 ‐2,02 máx 357 16,1 7,4 0,56 229 0,1 5,5 17,7 4,5 3,4 0,6 86,7 1,6 ‐2,10 0,08 ‐1,91 med 353 16,1 7,4 0,53 226 0,1 3,9 15,3 4,0 2,8 0,5 84,6 1,3 ‐2,12 0,04 ‐1,96 cv 1 0 0 6 1 8 27 12 9 13 26 2 13 1 51 3 n 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 15 mín 504 13,2 7,3 0,28 282 0,1 9,1 5,0 16,4 4,3 0,3 64,4 3,5 ‐2,24 0,13 ‐0,77 máx 529 16,7 7,7 1,06 339 0,2 14,2 10,5 30,1 35,4 0,9 116,7 15,9 ‐1,91 0,60 ‐0,07 med 520 15,9 7,5 0,51 324 0,1 10,4 7,2 21,6 10,3 0,7 97,6 13,5 ‐2,12 0,38 ‐0,37 cv 1 5 1 42 5 15 13 22 21 75 25 13 22 5 37 65   Tabla  6.15.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­químicos  de  las aguas de  las principales surgencias y sondeos de  las sierras de  los Merinos, Colorado y Carrasco durante el  período de investigación.      Las  concentraciones  medias  de  COT  están  comprendidas  entre  0,17  mg/l  en  el  manantial de la Fuentezuela y 0,53 mg/l en el sondeo de Prado Medina (Tab. 6.15). Los bajos  contenidos  de  COT  se  deben  a  la  escasa  producción  de  materia  orgánica  en  la  cobertera  edáfica,  que  está  poco  representada  en  las  áreas  de  recarga  de  los  acuíferos.  Los  valores  máximos de COT registrados en el manantial del Barranco de Palomeras (M‐20), 1,97 mg/l, y  en el sondeo de Palomeras‐1 (P‐8), 1,06 mg/l, parecen estar relacionados con la degradación  de la materia orgánica en la zona de emergencia del manantial. En otros puntos, como en los  manantiales de la Ventilla (M‐16) y de Cañamero (M‐26), se han detectado valores máximos  de COT de 0,71 y 0,72 mg/l, respectivamente (Tab. 6.15).  ‐ 369 ‐ Sondeo Manantial Tipo  Barranco de  Palomeras­1 Prado Medina Aº del Cerezo  Cañamero Carrizal Fuentezuela Prado Medina Ventilla Denom Palomeras (P­8) (S­40) (P­9) (M­26) (M­24) (M­23) (M­22) (M­16) . (Ref.) (M­20)   Todas  las aguas subterráneas de  las  sierras de  los Merinos, Colorado y Carrasco se  encuentran  en equilibrio o  saturadas  con  respecto a  la  calcita  y  subsaturadas en dolomita  (Tab. 6.15). Los valores medios de presión parcial de CO2 (expresado como logPCO2) varían  entre  ‐2,14  (manantial  trop plein  de  Prado Medina)  y  ‐1,71  (manantial  de  la  Ventilla).  En  cualquier caso, los valores son mayores que el de la atmósfera (‐3,5) debido al aporte de CO2  del horizonte edáfico.    Se  ha  llevado  a  cabo  un  análisis  de  componentes  principales  (ACP)  con  los  datos  hidroquímicos procedentes de 588 muestras de agua de manantiales y sondeos, en el que se  han considerado 15 variables hidroquímicas (Tab. 6.16 y Fig. 6.35): conductividad eléctrica  (CE),  temperatura  (Temp),  alcalinidad  (TAC),  COT,  F‐,  Cl‐,  NO3‐,  SO4‐2,  Na+,  K+,  Ca+2,  Mg+2,  logPCO2, ISCAL e ISDOL.    Las variables que contribuyen en mayor grado a  la mineralización de  las aguas son  Ca+2, TAC, Cl‐, SO4‐2, F‐, Na+ y Mg+2 (Tab. 6.16), en este orden de significación. En cambio, las  variables  COT  y  NO3‐  muestran  una  baja  correlación  estadística  con  la  conductividad  eléctrica de las muestras, que es negativa en el caso del primer parámetro.    CE Temp COT TAC F‐ Cl‐ NO ‐3 SO ‐2 4 Na+ K+ Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,368 1 COT ‐0,109 ‐0,330 1 TAC 0,773 0,203 ‐0,243 1 F‐ 0,647 0,280 0,306 0,115 1 Cl‐ 0,728 0,307 0,115 0,398 0,806 1 NO ‐3 0,183 0,293 ‐0,402 0,265 ‐0,155 0,123 1 SO ‐24 0,717 0,328 0,108 0,132 0,889 0,683 ‐0,083 1 Na+ 0,610 0,187 0,273 0,180 0,830 0,779 ‐0,103 0,721 1 K+ 0,402 0,108 0,185 0,123 0,461 0,446 0,105 0,449 0,466 1 Ca+2 0,812 0,287 ‐0,348 0,908 0,144 0,395 0,454 0,282 0,143 0,203 1 Mg+2 0,528 0,210 0,350 0,028 0,911 0,734 ‐0,393 0,825 0,779 0,390 ‐0,009 1 logPCO2 0,515 0,246 ‐0,306 0,739 ‐0,093 0,173 0,403 0,003 ‐0,064 0,106 0,775 ‐0,195 1 ISCAL 0,153 ‐0,002 0,056 0,064 0,255 0,217 ‐0,121 0,163 0,264 0,004 ‐0,026 0,249 ‐0,601 1 ISDOL 0,200 0,036 0,311 ‐0,107 0,592 0,435 ‐0,477 0,450 0,537 0,143 ‐0,240 0,719 ‐0,657 0,792 1   Tabla 6.16. Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de los principales manantiales  y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco.     Los dos factores principales del ACP explican el 65,5 % de la varianza muestral (Fig.  6.35A). El factor 1 (38,8 %), engloba a gran parte de las variables hidroquímicas (CE, Cl‐, SO4‐ 2,  Na+,  F‐  y  Mg+2)  en  su  parte  positiva  y  representa  la  mineralización  de  las  aguas  en  los  acuíferos,  relacionada,  en  gran medida,  con  el  sustrato  evaporítico.  Las  variables  logPCO2,  Ca+2, TAC y NO3‐ se encuentran en la parte positiva del factor 2 (26,7 %) y COT en la negativa.  Este factor caracteriza mayoritariamente el sistema calcocarbónico de las aguas y el papel de  la zona no saturada en el funcionamiento de los acuíferos.   ‐ 370 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  En el espacio de las unidades estadísticas (Fig. 6.35B), las muestras se distribuyen en  cuatro grupos, atendiendo fundamentalmente al grado de mineralización de las aguas. Desde  la parte positiva a la negativa del factor 1, se distingue un primer grupo constituido por las  aguas del sondeo del Arroyo del Cerezo, seguido de otro con las muestras del manantial del  Barranco de Palomeras (M‐20) y del sondeo Palomeras‐1 (P‐8), un tercero formado por las  aguas de los manantiales de la Ventilla (M‐16), Fuentezuela (M‐23) y del Carrizal (M‐24) y  un último grupo de muestras que incluye las aguas del manantial de Cañamero (M‐26) y su  trop plein (Prado Medina, M‐22), así como de las del sondeo de Prado Medina (S‐40).         Figura  6.35.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con los datos hidroquímicos de los principales manantiales y sondeos  de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco.    El  grupo  de  muestras  del  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  (Fig.  6.35B),  además  de  mostrar la mínima dispersión a lo largo del factor 2, se caracteriza por incluir las aguas más  mineralizadas del acuífero, con mayor temperatura y contenidos más elevados de la mayoría  de  componentes  hidroquímicos,  excepto  COT  y NO3‐.  La  segunda  agrupación  de muestras,  pertenecientes al manantial y al sondeo del Barranco de Palomeras, presenta el mayor grado  de dispersión a  lo  largo del  factor 2 y  comprende aguas menos mineralizadas y de menor  temperatura que las del grupo anterior. El tercer grupo, situado en el espacio de valores más  positivos  del  factor  2,  se  caracteriza  por  incluir  muestras  de  agua  con  los  valores  más  elevados  de  logPCO2  y  TAC  y  las  mayores  concentraciones  de  Ca+2  y  NO3‐.  El  grado  de  mineralización  de  estas  aguas  es  algo  menor  que  las  del  grupo  anteriormente  descrito  (segundo). Por su parte, las muestras del cuarto grupo ‐valores más negativos del factor 1‐  presentan  valores mínimos de CE  y  de  temperatura  (en  concreto,  las  aguas  del manantial  ‐ 371 ‐ trop plein de Prado Medina) y concentraciones más bajas de la mayor parte de parámetros  hidroquímicos.       6.5.2  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad eléctrica          A partir de los valores puntuales de conductividad eléctrica (CE) de las aguas de los  manantiales  de  la  Ventilla  (M‐16),  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  Carrizal  (M‐24)    y  Cañamero  (M‐26)  se han  realizado  curvas de distribución de  frecuencias  (Fig.  6.36). En el  primero  y  en  el  último  manantial,  además,  se  aplicó  la  misma  metodología  al  registro  continuo de CE, con objeto de verificar la fiabilidad del muestreo llevado a cabo. Las curvas  de frecuencia se han elaborado considerando intervalos de valores de CE de 5 µS/cm.      Figura 6.36. Curvas de distribución de frecuencias de  los valores de conductividad eléctrica de  las aguas drenadas  por los principales manantiales de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco.    Las  curvas  de  frecuencia  correspondientes  a  los  manantiales  del  Barranco  de  Palomeras, Cañamero y del Carrizal muestran 1 ó 2 modas predominantes (Fig. 6.36). En las  dos primeras surgencias, con un rango de variación de CE similar,  las frecuencias máximas  se encuentran en las clases de valores más elevadas, que representan situaciones de aguas  bajas  y  corresponden  a  las  aguas  drenadas  durante  la  mayor  parte  del  tiempo.  En  el  ‐ 372 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  manantial  del  Carrizal,  cuyo  rango  de  variación  de  CE  es  el  más  estrecho  de  todos  (37  µS/cm), las dos modas principales, bien definidas, se asocian a situaciones de dilución         ‐ valores mínimos de CE‐ y condiciones de aguas bajas ‐valores máximos‐ (Fig. 6.36). Además,  en  estas  surgencias  se  observan modas  secundarias hacia  valores más bajos  (Barranco de  Palomeras y Cañamero) o  intermedios (Carrizal) aunque con frecuencias menores, propios  de condiciones de aguas altas e intermedias.  Las diferencias existentes en las curvas de distribución de frecuencias del manantial  de Cañamero (M‐26), elaboradas a partir de datos puntuales y continuos (Fig. 6.36), da una  idea  de  la  necesidad  de  registrar  los  valores  de  CE  con  una  periodicidad  adecuada  en  sistemas kársticos. En este caso, el número de medidas registradas en condiciones de aguas  bajas  mediante  datalogger  (periodicidad  horaria)  es  mayor  que  las  medidas  tomadas  de  forma puntual (periodicidad quincenal), por lo que la frecuencia máxima en el intervalo de  valores más elevados es mayor en la curva elaborada a partir del registro continuo.    La distribución de frecuencias de los valores de CE de las aguas del manantial de la  Ventilla presenta el rango de variación más amplio (137 µS/cm) y varias modas (Fig,. 6.36),  entre las que destaca un pico de frecuencia máxima (18 %) en clases de valores bajos. Esta  frecuencia máxima corresponde a las aguas drenadas durante la mayor parte del tiempo. En  este caso, el porcentaje máximo de datos de CE es menor que las modas principales del resto  de manantiales.      Según los criterios de Bakalowicz (1979), la morfología de las CDF de los manantiales  de Cañamero (M‐26) y Ventilla (M‐16) reflejaría un desarrollo moderado de la karstificación  en los sectores que drenan, probablemente algo más elevado en el segundo, mientras que la  forma de las curvas características de las surgencias del Barranco de Palomeras (M‐20) y del  Carrizal (M‐24) denota un menor grado de organización en el drenaje kárstico. No obstante,  esta última parece drenar un sector acuífero en el que predomina un sistema de flujo más de  tipo difuso.     Con  los datos horarios de  conductividad  eléctrica  (CE) del manantial  de Cañamero  (M‐26)  se  ha  realizado  un  análisis  de  detalle  para  interpretar  cuantitativamente  la  contribución, al flujo de la surgencia, de las familias de aguas diferenciadas en las curvas de  distribución  de  frecuencias,  durante  cada  uno  de  los  años  hidrológicos  que  constituyen  el  período de estudio (Fig. 6.37). Para ello se ha aplicado la metodología propuesta por Massei  et al. (2007). Conviene tener presente que el registro de CE del año hidrológico 2009/10 está  incompleto,  por  lo  que  los  resultados  correspondientes  a  dicho  año  pueden  no  ser  concluyentes.    ‐ 373 ‐     Figura 6.37. Descomposición de  la  curva de distribución de  frecuencias de  la  conductividad  eléctrica  (función de  densidad probabilística) de las aguas del manantial de Cañamero (M­26) durante los años hidrológicos del período  de investigación.             Las  series  de  datos  de  CE  en  los  años  hidrológicos  2007/08,  2008/09  y  2009/10  reflejan  la  gran  variabilidad  existente  en  la  mineralización  de  las  aguas  (Fig.  6.37),  con  morfologías de tipo plurimodal en las tres curvas de distribución, cuyas frecuencias máximas  no  exceden  el  30 %.  El  rango  de  variación  de  CE  aumenta  a medida  que  las  condiciones  climáticas  son  más  húmedas  (Fig.  6.37B,  D  y  F),  siempre  hacia  valores  de  mínima  mineralización (330‐350 μS/cm). En  los  tres años hidrológicos considerados se repiten  las  modas  correspondientes  a  los  picos  P1,  P2,  P3  y  P4,  mientras  que,  en  el  año  2009/2010  aparece  una  nueva  moda  (P5  en  la  figura  6.37F)  que  no  se  detecta  en  el  resto.  Estos  ‐ 374 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  resultados,  tanto  la morfología multimodal  de  las  curvas  de  frecuencia,  como  el  rango  de  variación  relativamente  amplio  de  los  valores  de  CE,  demuestran  un  cierto  desarrollo  del  drenaje kárstico  en el  acuífero drenado por  el manantial de Cañamero  (Bakalowicz,  1977;  Mudry, 1987).        Los  picos  de  las  curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  CE  (Figs.  6.37B,  D  y  F)  permiten  caracterizar  las  distintas  situaciones  hidrodinámicas  observadas  en  los  hidrogramas del manantial (Figs. 6.37A, C y E). De este modo, los picos P1 y P2 corresponden  a las aguas drenadas en condiciones de estiaje y, en concreto, P1 incluye los valores máximos  de  CE  registrados  durante  el  tramo  final  del  agotamiento.  Por  otro  lado,  las  modas  representativas de las familias de agua con mineralización intermedia, P3 y P4, tienen lugar  durante  el  período  de  aguas  altas,  de  modo  que  la  contribución  de  cada  una  de  ellas  es  variable según la distribución de las lluvias a lo largo del año. El drenaje de aguas muy poco  mineralizadas,  correspondientes  al  pico  P5,  se  produce  en  situaciones  de  elevada  recarga  (períodos  de  máxima  dilución)  durante  años  excepcionalmente  húmedos,  por  lo  que  su  participación en el flujo es poco frecuente.  Cada  una  de  las modas  definidas  caracteriza  una  familia  de  agua  que  participa,  en  diferente proporción,  según el  año hidrológico,  en el  flujo del manantial de Cañamero  (M‐ 26).  La  tabla  6.17  resume  la  contribución  (expresada  en  %),  de  cada  una  de  las  modas  identificadas, al flujo del manantial durante los tres años estudiados. Entre los cinco tipos de  aguas diferenciadas (Tab. 6.17 y Fig. 6.37), la moda P5, con un 2 % de contribución al flujo de  la surgencia, se ha obtenido sólo en el último año, el más húmedo, y corresponde al tipo de  agua de infiltración muy rápida y mínima mineralización que se moviliza a través de la red  de conductos kársticos.    Año Familias de aguas diferencias a partir del análisis cuantitativo de CDF hidrológico P1 P2 P3 P4 P5 Ajuste (R2) 2007/2008 24 9 38 29 0,87 2008/2009 41 15 37 8 0,89 2009/2010 31 19 10 38 2 0,88 Media 32 14 28 25 ‐   Tabla 6.17. Contribución (%) al flujo del manantial de Cañamero (M­26) de las familias de aguas identificadas (P1­ P5) a partir del análisis de curvas de distribución de frecuencia de conductividad eléctrica (CDF).    Las  familias  P1  y  P2  (32  %  y  14  %  de  contribución  media,  en  la  tabla  6.17)  representan  el  drenaje  de  fracturas  o  fisuras  y  de  la matriz  hacia  los  conductos  kársticos  principales, durante la decrecida y el agotamiento. Se trata de las aguas más mineralizadas y  con mayor tiempo de permanencia en el acuífero, y son las que más contribuyen al flujo del  ‐ 375 ‐ manantial, a causa de los prolongados períodos secos que caracterizan el clima del área de  estudio (p.e. estiaje de 2009; Fig. 6.37C).  Los  picos  P3  y  P4  (28 %  y  25 %;  Tab.  6.17)  de  la  distribución  de  frecuencias,  con  valores de mineralización intermedia, corresponden a la transición entre las dos situaciones  hidrodinámicas anteriores, en las que la red de conductos kársticos está saturada en agua y  existe un flujo preferente desde éstos hacia el manantial pero también hay alimentación a los  sectores del acuífero de menor permeabilidad (elementos capacitivos), los cuales se drenan  posteriormente, en estiaje, hacia los conductos kársticos.     6.5.3  Registros  de  conductividad  eléctrica  y  temperatura  en el sondeo de Palomeras­1 (P­8)      Se  han  realizado  siete  perfiles  verticales  de  conductividad  eléctrica  (CE)  y  temperatura  del  agua  en  el  sondeo  de  Palomeras‐1  (P‐8),  en  diferentes  condiciones  hidrodinámicas,  para  conocer  las  variaciones  hidroquímicas  e  hidrotérmicas  que  se  producen en profundidad (Figs. 6.38 y 6.39). Dicho sondeo es uno de los pocos piezómetros  profundos (380 m) y no surgentes existente en el área de estudio, lo que posibilita realizar  registros verticales hasta profundidades de 300 m con la instrumentación disponible.  Las variaciones de CE y temperatura del agua en la vertical del sondeo difieren según  el  estado hidrodinámico del  acuífero  (Fig. 6.39), de  tal manera que  se observan hasta  tres  tipos de comportamiento en los registros:  1. Variaciones escalonadas, con rangos de variación máximos de CE y temperatura del  agua.  Corresponden  a  los  registros  realizados  los  días  15/11/2008  y  20/02/2009  (aguas altas).  2. Cambios  progresivos  de  ambos  parámetros  a  lo  largo  de  la  columna  del  sondeo.  Comprenden los perfiles efectuados en situaciones de elevada recarga (05/02/2010  y 25/03/2010).  3. Registros prácticamente  sin  fluctuaciones de sendos parámetros  físico‐químicos en  la  vertical  del  sondeo.  Incluye  las  medidas  llevadas  a  cabo  en  condiciones  hidrodinámicas  de  decrecida  (07/04/2009  y  15/05/2010)  y  agotamiento  (18/12/2009).  En  el  primer  registro  de  CE  y  temperatura  del  agua  del  sondeo  de  Palomeras‐1  (15/11/2008),  efectuado  durante  el  tránsito  de  aguas  bajas  a  altas  del  año  hidrológico  2008/09 (Fig. 6.38), se aprecia una disminución de la CE y un aumento de temperatura en  profundidad  (Fig.  6.39).  No  obstante,  esta  evolución  se  interrumpe  con  dos  cambios más  acentuados  de  estos  parámetros  en  los  metros  65  (hasta  este  metro  se  registraron  los  ‐ 376 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  valores  más  bajos  de  temperatura  de  todos  los  registros)  y  172,  que  coinciden,  respectivamente, con un tramo más fracturado, en el que se estimó la entrada de un caudal  de 15‐20 l/s durante la perforación del sondeo, y con el límite de la tubería entre los tramos  ranurado y ciego y el contacto entre calizas y margocalizas.           Figura 6.38. Condiciones hidrodinámicas en las que se han llevado a cabo los registros verticales de conductividad  eléctrica y temperatura del agua en el sondeo Palomeras­1 (P­8) ­estrellas amarillas­ y valores medios de estos dos  parámetros (en toda la columna del sondeo) en cada uno de los registros realizados.    El  registro  del  día  20/02/2009  coincidió  con  la  cota  piezométrica  más  elevada  registrada  durante  la  crecida  hidrodinámica  del  año  hidrológico  2008/09  (Fig.  6.38).  Se  observa una disminución significativa (valores mínimos de CE de todos los registros) de la  mineralización y menor temperatura del agua del sondeo en los primeros 98 m, seguidos en  profundidad  de  valores  de  CE  del  agua  similares  a  los  registrados  en  el  perfil  anterior  y  mayores valores de la temperatura del agua (Fig. 6.39).   Los  registros  efectuados  los  días  05/02/2010  y  25/03/2010  coincidieron  prácticamente  con  los  dos  máximos  piezométricos  medidos  durante  la  crecida  de  gran  magnitud  del  año  2009/10  (Fig.  6.38).  Ambos  registros  presentan,  hacia  la  parte  más  profunda del sondeo, una disminución de los valores de CE y un aumento de la temperatura  del agua (Fig. 6.39). Asimismo, en los dos registros se midieron los mayores valores de CE y  temperatura del agua en la parte más superficial del sondeo y  los valores más elevados de  temperatura en profundidad.  Los  perfiles  de  CE  y  temperatura  del  agua  llevados  a  cabo  los  días  07/04/2009,  18/12/2009  y  15/05/2010  no  muestran  variaciones  significativas  de  estos  parámetros  físico‐químicos  en  cada  registro  vertical  (Fig.  6.39).  Los  valores  de  CE  del  agua  están  comprendidos entre 520 y 525 µS/cm y los de temperatura entre 16 y 16,2 ºC.  ‐ 377 ‐ Fig ura 6.39. Registros verticales de conductividad eléctrica y temperatura de las aguas del sondeo de Palomeras­1 (P­8)  en diferentes condiciones hidrodinámicas. Se adjuntan la columna litológica y el entubado del mismo. Los números  que  hay  entre  paréntesis  en  la  leyenda  corresponden  a  la  cota  piezométrica  de  cada  registro  (véase  evolución  temporal en la figura 6.38).    De la información proporcionada por los siete registros se deduce lo siguiente:  Las marcadas variaciones, de cierta amplitud, registradas en los primeros 100 m de  columna del  sondeo durante  condiciones de  aguas  altas del  año 2008/09,  con una  ligera  mineralización  y  un  acusado  enfriamiento  de  las  aguas  (15/11/2008),  seguidos  de  una  brusca  dilución  y  un  ligero  calentamiento  de  las  mismas  (20/02/2009),  ponen  de  manifiesto  que  la  parte  más  superficial  del  acuífero  (particularmente  los  tramos  que  resultan más  productivos)  parece  participar más  activamente  en  el  flujo  en  crecidas  de  menor  magnitud  sobre  todo  si  están  precedidas por un año hidrológico relativamente seco.  ‐ 378 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Los  mayores  valores  de  CE  y  temperatura  del  agua  registrados  en  casi  toda  la  columna del sondeo, coincidiendo prácticamente con los máximos piezométricos del  período de elevada recarga del año 2009/10, sugieren  la entrada de  flujos de agua  más  mineralizada  y  de  mayor  temperatura,  probablemente  procedente  de  partes  más distantes y profundas del acuífero.   La homogeneización hidroquímica e hidrotérmica a lo largo de casi toda la columna  del  sondeo  antes  y después del  pico de  la  crecida  es  indicativa de  flujos  verticales  ascendentes  (Larruzea,  2007;  Martos‐Rosillo  2008).  Este  tipo  de  flujos  es  característico de zonas de descarga como en la que se encuentra el sondeo, a escasos  metros del manantial del Barranco de Palomeras.    6.5.4  Evolución  temporal  de  la  composición  química  del  agua  6.5.4.1 Manantial de la Ventilla (M­16)    Las variaciones temporales de la composición química de las aguas drenadas por la  surgencia,  así  como del  caudal,  de  la  conductividad  eléctrica  (CE)  y  de  la  temperatura del  agua se representan en la figura 6.40.   El caudal y la CE muestran una tendencia general ascendente a lo largo del período  de estudio (Fig. 6.40). No obstante, se pueden distinguir dos tipos de respuesta hidroquímica  según  las  condiciones  de  recarga  del  acuífero.  En  períodos  con  precipitaciones  poco  cuantiosas y homogéneamente distribuidas en el tiempo (año hidrológico 2007/08, de tipo  medio),  cada  evento  pluviométrico  importante  provoca  una  crecida  hidrodinámica  de  pequeña magnitud y un descenso de la mineralización del agua, acompañado de un aumento  de ésta  tras  el  cese de  las  lluvias. Por el  contrario,  en años  hidrológicos  con abundantes e  intensas lluvias (2008/09 y 2009/10), se registra la evolución opuesta: los valores de CE del  agua  aumentan  proporcionalmente  con  la magnitud  de  la  recarga  y  disminuyen  de  forma  paulatina durante los períodos de decrecida y agotamiento.   Las disminuciones de CE del agua asociadas a los aumentos de caudal durante el año  hidrológico  2007/08  fueron  de  hasta  51  µS/cm,  con  respecto  al  estado  de mineralización  previo  al  evento  de  recarga,  mientras  que  los  aumentos  de  este  parámetro  en  los  años  posteriores han llegado a ser de 121 µS/cm. Estas variaciones de mineralización de las aguas  se  deben  fundamentalmente  a  cambios  de  los  valores  de  alcalinidad  (TAC)  y  de  los  contenidos  en  Ca+2,  Mg+2  y  SO4‐2  (Fig.  6.40),  procedentes  de  la  disolución  de  dolomías  ‐ 379 ‐       Figura 6.40. Evolución temporal de las respuestas hidrodinámica, hidrotérmica e hidroquímica del manantial de la  Ventilla (M­16) durante el período de investigación.       ‐ 380 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  jurásicas y de las evaporitas existentes en las arcillas triásicas de la base del acuífero (corte  hidrogeológico  D‐D´  en  la  figura  6.2).  Durante  el  período  de  aguas  bajas  de  2007/08,  se  registraron  las  concentraciones  máximas  de  Mg+2  y  SO4‐2  (10,2  y  58,2  mg/l,  respectivamente),  con  una  evolución  muy  diferente  respecto  a  la  de  los  otros  años  del  período de estudio (Fig. 6.40).   Los contenidos de Cl‐ muestran una evolución similar a la de las concentraciones de  NO3‐,  con  valores  que  aumentan  durante  la  época  de  recarga  de  los  años  hidrológicos  2007/08  y 2008/09  (Fig.  6.40).  Esta  evolución  se  ve  interrumpida durante un período de  agotamiento  prolongado  de  la  surgencia  (mayo  a  diciembre  de  2009),  en  el  que  se  registraron  los  valores  máximos  de  ambos  parámetros,  y  tras  eventos  de  pluviometría  abundante y prolongados en el tiempo (diciembre de 2009 a marzo de 2010), en los que el  grado  de  dilución  de  ambos  componentes  hidroquímicos  fue  máximo  (Fig.  6.40).  Las  concentraciones  de  Cl‐  en  las  aguas  del  manantial  de  la  Ventilla  (M‐16)  se  deben  principalmente  a  la  reconcentración  de  agua  de  lluvia  en  el  suelo,  aunque  no  hay  que  descartar que parte de los contenidos de este componente hidroquímico pudieran proceder  de  las evaporitas que  se  encuentran en el medio. El origen del  ión NO3‐  en  las aguas de  la  surgencia  está  asociado  a  la  contaminación  agrícola  sobre  los  materiales  miocenos  que  afloran  en  su  área  de  recarga.  En  cualquier  caso,  ambos  parámetros  proceden  fundamentalmente de las partes más superficiales del acuífero (del suelo y del epikarst).  Por  lo  general,  los  contenidos de COT  son bajos  (Fig.  6.40),  con un valor medio de  0,25  mg/l,  aunque  se  registran  aumentos  puntuales  de  cierta  magnitud  (picos  de  0,5‐0,7  mg/l)  asociados  a  eventos  de  precipitación  aislados  e  intensos,  que  tienen  lugar,  en  la  mayoría de los casos, durante la época de otoño. No obstante, se observan aumentos de COT  de menor magnitud y de mayor duración tras las primeras recargas importantes de los años  menos lluviosos del período de investigación (2007/08 y 2008/09).          Los valores de presión parcial de CO2 (Fig. 6.40), con una evolución similar a la que  presentan la alcalinidad y los contenidos de Ca+2, suelen ser más elevados en los períodos de  recarga,  especialmente  tras  las  primeras  lluvias  del  año  (octubre  de  2008,  diciembre  de  2009), y  tienden a disminuir durante el agotamiento o bien en  la época de primavera (p.e.  marzo a junio de 2008). La presión parcial de CO2 máxima se detectó durante el período de  recarga de principios de 2010  (Fig.  6.40).  El  índice de  saturación  en  calcita  evoluciona de  forma contraria a  la PCO2:  cada evento  importante de precipitación conlleva el drenaje de  aguas  subsaturadas  en  calcita,  que  progresivamente  pasan  a  un  estado  de  equilibrio  o  de  ligera sobresaturación a medida que disminuye el caudal del manantial (Fig. 6.40). Durante  el  agotamiento,  los  valores  de  este  parámetro  hidroquímico  suelen  ser  ligeramente  inferiores a cero, por lo que las aguas se encuentran subsaturadas en calcita.  ‐ 381 ‐   En la crecida hidrodinámica del año hidrológico 2009/10, la de mayor magnitud, se  observan  dos  tipos  de  respuestas  hidroquímicas:  a)  una  rápida  y  de  escasa  cuantía,  que  provoca  una  disminución  puntual  de  los  valores  de  CE,  temperatura,  ISCAL  y  TAC  y  de  los  contenidos en Ca+2, Mg+2 y SO4‐2, acompañada de un aumento puntual de la presión parcial de  CO2 y de las concentraciones de Na+, Cl‐, NO3‐ y COT y b) otra progresiva, en la que todos los  parámetros  relacionados  con  la  disolución  de  la  roca  aumentan  hasta  alcanzar  valores  máximos, mientras que los trazadores de infiltración rápida se diluyen, y, posteriormente, se  estabilizan o retornan de forma paulatina a los valores iniciales. Este doble comportamiento  hidroquímico refleja la llegada de un flujo rápido hacia la surgencia de aguas recientemente  infiltradas,  seguido  de  otro  flujo  algo  retardado,  con  aguas  muy  mineralizadas  que  se  encuentran almacenadas en la zona saturada del acuífero (efecto pistón).   Se ha efectuado un ACP con las 147 muestras recogidas en el manantial de la Ventilla  (M‐16)  y  15  variables  hidroquímicas  (Tab.  6.18  y  Fig.  6.41).  En  la  tabla  6.18  se  observan  coeficientes  de  correlación  elevados  entre  la mineralización  del  agua  y  las  variables  TAC,  Ca+2, Mg+2  y,  en menor medida, Na+.  La  variable NO3‐  presenta  correlación  negativa  con  la  conductividad eléctrica.     CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 + + +2 4 Na K Ca Mg +2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,322 1 COT ‐0,117 ‐0,334 1 TAC 0,919 0,139 0,024 1 F­ ‐0,522 ‐0,111 0,022 ‐0,665 1 Cl­ ‐0,082 ‐0,027 0,298 0,056 ‐0,098 1 NO ­3 ‐0,532 0,036 0,084 ‐0,454 0,064 0,680 1 SO ­24 0,245 0,507 ‐0,386 ‐0,121 0,308 ‐0,300 ‐0,170 1 Na+ 0,535 ‐0,262 0,375 0,704 ‐0,531 0,255 ‐0,172 ‐0,411 1 K+ ‐0,175 ‐0,275 0,094 ‐0,183 0,036 0,051 0,177 ‐0,039 0,042 1 Ca+2 0,892 0,248 ‐0,021 0,934 ‐0,688 0,108 ‐0,342 ‐0,029 0,666 ‐0,127 1 Mg+2 0,701 0,409 ‐0,282 0,424 ‐0,031 ‐0,361 ‐0,536 0,778 0,058 ‐0,148 0,450 1 logPCO2 0,496 ‐0,034 0,134 0,574 ‐0,443 0,169 ‐0,085 ‐0,118 0,527 0,055 0,572 0,147 1 ISCAL 0,096 0,234 ‐0,175 0,051 0,007 ‐0,133 ‐0,186 0,084 ‐0,128 ‐0,213 0,038 0,150 ‐0,781 1 ISDOL 0,178 0,309 ‐0,239 0,061 0,064 ‐0,225 ‐0,270 0,276 ‐0,174 ‐0,228 0,049 0,346 ‐0,754 0,975 1   Tabla 6.18. Matriz de correlación del ACP realizado con los datos hidroquímicos del manantial de la Ventilla (M­16).     La mayoría de componentes anteriores se asocia exclusivamente al factor 1 del ACP,  que explica el 31,4 % de  la varianza: CE, Ca+2, TAC y Na+  se disponen en  la parte positiva,  mientras  que  NO3‐  lo  hace  en  la  negativa  (Fig.  6.41A).  Este  factor  representa  la  mineralización  de  las  aguas  y  el  tiempo  de  permanencia  de  éstas  en  el  acuífero.  El  factor  2(25%) engloba las variables ISCAL, ISDOL, SO4‐2, temperatura y Mg+2, en la parte positiva, y Cl‐  y COT, en la negativa.  ‐ 382 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Figura  6.41.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes principales realizado con los datos hidroquímicos del manantial de la Ventilla (M­16).    La  distribución  de  las muestras  en  el  espacio  de  las  unidades  estadísticas  permite  distinguir  tres  grupos  que  describen  la  evolución  hidrogeoquímica  de  las  aguas  drenadas  por  el  manantial  de  la  Ventilla  (Fig.  6.41B).  El  primero,  que  se  localiza  en  la  parte  más  negativa del factor 1, corresponde a las muestras recogidas mayoritariamente durante el año  hidrológico 2007/08, aunque también  incluye muestras (tomadas en condiciones de aguas  altas)  del  resto  de  años  hidrológicos.  Este  grupo,  cuyas  muestras  de  agua  presentan  una  mayor  dispersión  a  lo  largo  del  factor  2,  está  caracterizado  por  valores  bajos  de  conductividad  eléctrica  y  TAC,  menores  contenidos  de  Ca+2,  así  como  concentraciones  relativamente elevadas de NO3‐. La segunda agrupación de muestras se distribuye a lo largo  del  factor  1  y  pertenece  al  año  hidrológico  2008/09  (Fig.  6.41B).  Las  aguas  recogidas  durante este año se sitúan en una posición cercana al origen de coordenadas y muestran una  mineralización  intermedia,  además  de  mayores  concentraciones  de  Cl‐  y  COT.  El  último  grupo,  ubicado  en  el  extremo  positivo  del  factor  1,  incluye  aguas  muestreadas  en  el  año  hidrológico  2009/10  (Fig.  6.41B),  que  presentan  valores  más  elevados  (máximos)  de  conductividad eléctrica y TAC y mayores contenidos de Ca+2 y Mg+2 (efecto pistón), aunque  se encuentran empobrecidas en los trazadores de la infiltración Cl‐, COT y NO3‐.   Las diferencias de comportamiento hidroquímico del manantial de la Ventilla (M‐16)  están  condicionadas  por  el  papel  que  desempeñan  las  zonas  no  saturada  y  saturada  del  acuífero  en  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  la  surgencia,  por  las  condiciones  climatológicas y por las características de los materiales acuíferos.      ‐ 383 ‐ Las disminuciones de mineralización de  las aguas, y de  la mayoría de componentes  hidroquímicos, así como el enriquecimiento de trazadores de  infiltración rápida (NO3‐ Cl‐ y  COT)  y  del  contenido  de  CO2,  ponen  en  evidencia  la  mayor  participación  de  la  zona  no  saturada  del  acuífero  en  el  funcionamiento  hidrogeológico  del  sector  drenado  por  el  manantial durante episodios de recarga moderada, con lluvias dispersas y de escasa cuantía  (año hidrológico 2007/08). En este caso, el drenaje kárstico favorece la infiltración y el flujo  de agua de lluvia hacia el manantial, lo cual provoca rápidas y bruscas diluciones. Por ello, se  deduce un cierto desarrollo de la karstificación de la zona no saturada del acuífero.     En  cambio,  la  evolución  hidroquímica  del  manantial  durante  períodos  de  elevada  recarga es el resultado del empuje que ejerce el agua de reciente infiltración sobre el agua  almacenada en  la  zona saturada,  con mayor  tiempo de permanencia y más mineralizada y  rica  en  TAC,  Ca+2  (>  ISCAL),  Mg+2  y  SO4‐2.  La  mineralización  del  agua  se  produce  progresivamente  y  con  un  cierto  desfase  respecto  a  las  lluvias,  aunque  de  forma  proporcional a  la recarga,  lo que pone de manifiesto  la existencia de flujos de “tipo pistón”  que alcanzan la zona saturada del acuífero. Este tipo de flujos movilizan aguas de las partes  más profundas del acuífero, que probablemente se encuentran en contacto con las dolomías  jurásicas  y  las  arcillas  triásicas  (evaporitas).  Por  tanto,  la  zona  saturada  del  acuífero  contribuye en mayor medida al flujo del manantial de la Ventilla en condiciones de elevada  recarga.    6.5.4.2 Manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20)  y  sondeo  del  Arroyo del Cerezo (P­9)    La evolución temporal de la mineralización y de la composición química de las aguas  del manantial,  así  como del  caudal  y de  la  temperatura  se muestran en  la  figura 6.42.  Los  valores de  la conductividad eléctrica  (CE) presentan cambios más significativos durante el  primer  año  hidrológico  (diciembre  de  2007  a  agosto  de  2008;  Fig.  6.42).  A  partir  del  año  2007/08 y hasta el final del período de estudio, los valores de este parámetro muestran una  tendencia ascendente, interrumpida por leves disminuciones de duración variable (octubre  de 2008 a marzo de 2009 y enero de 2010). Las variaciones de CE se deben principalmente a  los valores de TAC y de  las  concentraciones de Ca+2, Mg+2 y Cl‐,  que aumentan  también de  forma progresiva.  Los  valores medios  de  Ca+2, Mg+2,  SO4‐2, Na+  y  Cl‐, más  elevados  que  los  registrados en las sierras de Colorado y Carrasco (Tab. 6.15),  indican una mayor disolución  de calcita, dolomita, yeso y halita (Fig. 6.42).      ‐ 384 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste        Figura 6.42. Evolución temporal de la composición química de las aguas drenadas por el manantial del Barranco de  Palomeras (M­20) durante el período de  investigación. El área de color gris representa el período de tiempo en el  que la surgencia estuvo seca.    ‐ 385 ‐ Los  contenidos  en  NO3‐  de  las  aguas  muestran  una  tendencia  hacia  valores  más  elevados a lo largo del período de investigación (Fig. 6.42). No obstante, dicha tendencia se  ve interrumpida por aumentos puntuales de este parámetro como respuesta a las primeras  lluvias del  año hidrológico  (en  febrero y noviembre de 2008 y  en diciembre de 2009, Fig.  6.42)  y  por  disminuciones  debidas  al  lavado  progresivo  del  suelo  durante  los  períodos  continuados de recarga (marzo a noviembre y enero a mayo de 2009).  Las concentraciones de COT (Tab. 6.15 y Fig. 6.42) son generalmente bajas, aunque  se observan ligeros aumentos puntuales como consecuencia de las primeras lluvias del año  hidrológico (septiembre de 2008 y enero de 2010). El pico de 1,97 mg/l detectado en marzo  de 2008 (Fig. 6.42) parece estar condicionado por la degradación de la materia orgánica en  las  inmediaciones  del  punto  de  muestreo  (parcialmente  estancado)  y  no  por  el  propio  funcionamiento hidrogeológico de la surgencia. A medida que transcurre el agotamiento, los  contenidos  de  COT  disminuyen  progresivamente.  Los  valores  mínimos  se  registran  justo  antes de la llegada de una nueva recarga otoñal.   Las  aguas  del  manantial  se  encuentran  predominantemente  sobresaturadas  en  calcita,  aunque  próximas  al  equilibrio  o  ligeramente  subsaturadas  en  períodos  de  estiaje  (Fig. 6.42). En situaciones de aguas altas, sólo se registran valores de ISCAL negativos tras los  primeros  eventos de  recarga  significativos.  La presión parcial  de CO2  evoluciona de  forma  inversa  al  anterior  parámetro  (Fig.  6.42),  con  aumentos  considerables  tras  las  primeras  crecidas  importantes  del  año  hidrológico  y  descensos  durante  el  período  de  lluvias.  En  condiciones de decrecida y agotamiento, la presión parcial de CO2 de las aguas muestra una  tendencia al aumento.     El sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9) tiene instalada una bomba a escasos metros de  profundidad y no es posible  introducir sondas tomamuestras (Fig. 6.22A). Por ello, en este  punto de control se ha medido el nivel piezométrico en estiaje, en períodos de aguas bajas  (cuando no drenaba agua por la boca del sondeo), y se han cogido muestras de agua durante  los  períodos  en  los  que  el  sondeo  fue  surgente.  El  registro  piezométrico  e  hidroquímico  (conductividad  eléctrica  ‐CE‐,  componentes  mayoritarios,  parámetros  del  sistema  calcocarbónico, etc.) del sondeo se representa en la figura 6.43.  La evolución temporal de la mineralización del agua está controlada principalmente  por las concentraciones de SO4‐2, Mg+2 y Ca+2, que varían de forma análoga a la conductividad  eléctrica  (Fig.  6.43).  En  general,  las  aguas  se  diluyen  como  respuesta  a  los  eventos  de  precipitación  más  significativos,  con  un  desfase  de  aproximadamente  un  mes  respecto  a  éstos.  La  duración  de  estas  diluciones  es  inversamente  proporcional  a  la  intensidad  y  magnitud de los eventos de precipitación que las generan (Fig. 6.43). Los descensos de CE,  ‐ 386 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste        Figura 6.43. Evolución  temporal de  la  composición química de  las aguas drenadas por  el  sondeo del Arroyo del  Cerezo (P­9) durante los períodos de surgencia de los años hidrológicos 2008/09 y 2009/10.        ‐ 387 ‐ estimados  a  partir  del  registro  disponible,  son  de  30‐40  µS/cm,  lo  que  se  traduce  en  un  grado de dilución medio del 5 % con respecto al valor de CE previo a la recarga.  La aguas del sondeo muestran un estado predominante de sobresaturación en calcita  (Fig.  6.43)  durante  el  período  de  aguas  altas,  aunque  cuando  la  recarga  es  especialmente  significativa (diciembre de 2009‐febrero de 2010) las aguas llegan a estar subsaturadas. Los  valores de logPCO2 dependen de las condiciones de recarga (Fig. 6.43), según se deduce del  registro  disponible:  varían  poco  en  períodos  de  precipitaciones  abundantes  y  homogéneamente distribuidas en el  tiempo (2008/09), y aumentan  de  forma considerable  tras  lluvias  intensas  y  excepcionalmente  cuantiosas  (2009/10),  para  después  disminuir  a  medida que ocurre el período de recarga.   Las  concentraciones de Na+  y Cl‐  tienden  a disminuir durante  el  período de  lluvias  (Fig. 6.43), después del aumento inicial.   Los contenidos en COT y NO3‐ varían de forma similar entre ellos, aunque presentan  un doble comportamiento en el registro hidroquímico (Fig. 6.43): 1) aumentos paulatinos a  lo largo del período de surgencia y 2) picos muy marcados (valores máximos) a comienzos  del  período  de  lluvias,  que  decrecen  progresivamente  a  medida  que  avanza  el  año  hidrológico, como ocurre en la mayoría de manantiales considerados en esta Memoria.    A  partir  de  los  datos  hidroquímicos  de  las  65  muestras  de  agua  recogidas  en  el  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  y  de  las  49  tomadas  en  los  sondeos  de  Palomeras‐1  (P‐8)  y  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9)  se  ha  llevado  a  cabo  un  análisis  de  componentes  principales  (Fig.  6.44)  en  el  que  se  han  considerado  las  variables  hidroquímicas de la tabla 6.19.     CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 +3 4 Na K + Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,311 1 COT ‐0,378 ‐0,428 1 TAC ‐0,383 ‐0,094 ‐0,274 1 F­ 0,912 0,312 ‐0,270 ‐0,586 1 Cl­ 0,582 0,178 ‐0,318 ‐0,292 0,619 1 NO ­3 0,458 0,484 ‐0,307 ‐0,149 0,534 0,525 1 SO ­24 0,980 0,293 ‐0,297 ‐0,531 0,952 0,602 0,446 1 Na+ 0,506 0,031 ‐0,058 ‐0,577 0,520 0,394 0,217 0,530 1 K+ 0,475 0,042 0,264 ‐0,598 0,537 0,202 0,151 0,541 0,445 1 Ca+2 0,801 0,313 ‐0,465 ‐0,066 0,716 0,605 0,514 0,766 0,066 0,208 1 Mg+2 0,961 0,266 ‐0,400 ‐0,396 0,898 0,639 0,488 0,953 0,491 0,486 0,786 1 logPCO2 0,057 0,448 ‐0,318 0,215 0,095 0,298 0,500 0,017 ‐0,162 ‐0,051 0,269 0,121 1 ISCAL ‐0,087 ‐0,291 0,103 0,176 ‐0,217 ‐0,336 ‐0,457 ‐0,110 ‐0,114 ‐0,186 ‐0,121 ‐0,175 ‐0,874 1 ISDOL 0,182 ‐0,205 ‐0,027 0,026 0,029 ‐0,171 ‐0,322 0,158 0,093 ‐0,017 0,037 0,135 ‐0,868 0,921 1   Tabla 6.19. Matriz de  correlación del ACP  efectuado  con  los datos hidroquímicos del manantial del Barranco de  Palomeras (M­20) y de los sondeos de Palomeras­1 (P­8) y Arroyo del Cerezo (P­9).     ‐ 388 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  La matriz de correlación resultante (Tab. 6.19) pone de manifiesto que las variables  SO4‐2,  Mg+2,  F‐  y  Ca+2  son  las  que  más  contribuyen  a  la  mineralización  de  las  aguas.  Los  contenidos  en  Cl‐,  Na+,  K+  y  NO3‐  presentan  una  moderada  correlación  estadística  con  la  conductividad eléctrica, mientras que los valores de TAC e ISCAL y las concentraciones de COT  muestran una correlación baja y negativa con la CE. No obstante, cabe mencionar que tanto  las  correlaciones  estadísticas  entre  variables  resultantes  como  el  porcentaje  de  varianza  explicado  por  el  ACP  están  fuertemente  condicionados  por  el  gran  contraste  de  composiciones químicas entre las aguas del manantial y del sondeo del sector del Barranco  de Palomeras, así como las del sondeo del Arroyo del Cerezo.       Figura  6.44.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con los datos hidroquímicos del manantial del Barranco de Palomeras  (M­20) y de los sondeos de Palomeras­1 (P­8) y Arroyo del Cerezo (P­9).    Los dos primeros factores del ACP explican el 64,2 % de la varianza (Fig. 6.44A). El  factor 1 (42,9 %), que engloba a la mayoría de variables, representa la mineralización de las  aguas  y  el  tiempo  de  residencia  de  éstas  en  el  acuífero.  El  factor  2  (21,3  %)  está  representado por  los  índices de saturación en calcita  (ISCAL) y dolomita  (ISDOL),  en  la parte  negativa,  y  por  logPCO2,  en  la  positiva,  y  caracteriza  los  procesos  hidrogeoquímicos  relacionados con la disolución de calcita y dolomita que tienen lugar en el acuífero.   Las unidades estadísticas (muestras) se distribuyen en dos grupos diferenciados por  su mineralización y tiempo de permanencia en el acuífero (Fig. 6.44B):  Grupo situado en la parte positiva del factor 1, que incluye las muestras de agua del  sondeo del Arroyo del Cerezo  (P‐9), dispersas a  lo  largo del  factor 2. Destacan por  tener  mineralización  y  temperatura  más  elevadas  y  composición  química  enriquecida en SO4‐2, Mg+2, Ca+2, Cl‐, Na+ y K+.   ‐ 389 ‐ Agrupación de muestras en  la parte negativa del  factor 1, constituida por  las aguas  de manantial del Barranco de Palomeras (M‐20) y del sondeo de Palomeras‐1 (P‐8).  Este grupo de muestras se caracterizan por ser menos mineralizadas y por presentar  mayores  valores  de  TAC  y  COT  y  concentraciones  más  bajas  en  el  resto  de  componentes  hidroquímicos,  así  como  una  gran  variabilidad  en  los  valores  de  logPCO2  y  de  los  índices  de  saturación  en  calcita  y  dolomita  (gran  dispersión  a  lo  largo del factor 2).   Durante el primer año hidrológico (Fig. 6.42), las abundantes lluvias de la primavera  de  2008  causaron  una  importante  dilución  en  el  agua  del  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  que  se  encontraba  seco  desde  hacía  más  de  dos  meses.  En  el  año  hidrológico 2007/08,  además,  se  registraron  los  contenidos mínimos de  la mayoría de  los  componentes  hidroquímicos,  a  excepción  de  Na+,  NO3‐  y  COT,  que  alcanzaron  las  concentraciones  máximas  del  período  de  control.  Las  variaciones  de  las  respuestas  hidroquímicas  observadas  durante  el  año  más  seco  del  período  investigado  deben  estar  condicionadas por la menor saturación del acuífero. Así, las zonas más superficiales (suelo y  epikarst) contribuyen mayoritariamente al flujo del manantial (Fig. 6.44B), en detrimento de  la zona saturada del acuífero.   En  los  años  hidrológicos  2008/09  y  20009/10,  las  precipitaciones  cada  vez  más  abundantes, ocasionaron aumentos de caudal y un ascenso progresivo de la mineralización,  de  hasta  25  μS/cm  (Fig.  6.42).  Esta mineralización  estuvo  relacionada  con  la  tendencia  al  aumento de  los valores de  temperatura y TAC y de  las concentraciones de Ca+2, Mg+2 y Cl‐.  Esto  último  sugiere  la  participación  progresiva  de  aguas  más  mineralizadas  y  de  mayor  temperatura,  procedentes  de  la  zona  saturada  del  acuífero  (Fig.  6.44B),  en  el  flujo  del  manantial, como se ha deducido previamente (y en el mismo período: 2008/09‐2009/10) a  partir de los registros verticales de CE y de temperatura en el sondeo de Palomeras‐1 (Figs.  6.38 y 6.39).   Por  otro  lado,  las  escasas  variaciones  en  las  respuestas naturales  registradas  en  el  manantial del Barranco de Palomeras (M‐20; Fig. 6.42), especialmente durante el último año  hidrológico (2009/10) ‐el más húmedo de todos los considerados‐, parecen evidenciar una  gran capacidad de homogeneización de la señal de entrada cuando el acuífero está en carga.  Este acuífero, que está cubierto por las margas y margocalizas cretácicas en el entorno de la  surgencia, no parece  tener un gran desarrollo de  la karstificación,  según se deduce de  sus  respuestas naturales.  Con  respecto  al  sondeo  del Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  durante  el  primer  período de  surgencia (febrero a mayo de 2009) las variaciones hidroquímicas fueron menos marcadas,  con disminuciones generalizadas de la mayoría de componentes hidroquímicos, salvo de la  ‐ 390 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  temperatura, TAC, Ca+2, COT y NO3‐, que aumentaron progresivamente  (Figs. 6.43 y 6.44B).  En este período, las lluvias fueron relativamente abundantes pero discontinuas en el tiempo,  lo que ocasionó un ascenso piezométrico  continuado. El  sondeo  fue  surgente  tres meses y  medio después del primer ascenso de cota piezométrica. Esta respuesta hidrodinámica, así  como la dilución paulatina de las aguas y las variaciones de escasa magnitud de COT y NO3‐  sugieren  la  mezcla  progresiva  de  las  aguas  almacenadas  en  el  acuífero  con  las  aguas  de  recarga.  Cabe  recordar  que  se  trata  de  un  sector  acuífero  confinado,  de  ahí  el  carácter  surgente del sondeo.   En el período de surgencia del año hidrológico 2009/10 (enero a mayo de 2010) se  produjo  una  mayor  heterogeneidad  hidroquímica,  con  cambios  más  rápidos  y  de  mayor  magnitud  de  casi  todos  los  parámetros  (Figs.  6.43  y  6.44B),  como  consecuencia  de  las  abundantes precipitaciones registradas en este período. La primera respuesta hidroquímica,  transcurrido menos de 1 mes desde el comienzo de las lluvias, consistió en una disminución  puntual y rápida de  los valores de CE y TAC y de  los contenidos en SO4‐2, Mg+2 y Ca+2, y un  aumento de logPCO2, COT y NO3‐ (febrero de 2010). No obstante, la tendencia general de la  CE (y de  la temperatura del agua) ante un período continuado de  intensas precipitaciones,  fue  ascendente,  al  igual  que  TAC,  SO4‐2,  Mg+2  e  ISCAL,  mientras  que  la  evolución  de  Ca+2,  logPCO2, Na+, Cl‐, COT y NO3‐ resultó ser descendente (Fig. 6.43). Todo ello permite constatar  la  rápida  llegada  del  agua  de  infiltración  reciente,  poco  mineralizada  y  enriquecida  en  trazadores naturales del suelo (COT y NO3‐), que es seguida por agua con mayor tiempo de  permanencia en el acuífero, más mineralizada y de mayor temperatura, como respuesta a la  transferencia de carga hidráulica desde las zonas de recarga hasta este sector confinado del  acuífero.  Dicho  funcionamiento  hidrogeológico  es  coherente  con  la  evolución  de  las  respuestas naturales del manantial del Barranco de Palomeras (M‐20) y con las variaciones  de CE y  temperatura  registradas  (en profundidad) a  lo  largo de  la  columna del  sondeo de  Palomeras‐1  (P‐8).  No  obstante,  el  análisis  conjunto  de  las  respuestas  hidrodinámicas,  hidrotérmicas y,  en especial, de  las hidroquímicas apunta a que el  sector acuífero  captado  por el sondeo del Arroyo del Cerezo tampoco debe presentar una karstificación muy elevada.     6.5.4.3 Manantial del Carrizal (M­24)    Los  valores  de  conductividad  eléctrica  (CE)  del  agua  drenada  por  la  surgencia  muestran  una  tendencia  decreciente  en  el  transcurso  del  período  de  investigación  (Fig.  6.45), al contrario de lo que ocurre con el caudal, que tiende hacia valores progresivamente  más elevados conforme aumenta la pluviometría. Sin embargo, la temperatura del agua varía  muy poco.  ‐ 391 ‐ La  evolución  de  las  respuestas  hidroquímicas,  durante  las  crecidas  del  manantial,  muestra  diluciones  significativas  en  la  mineralización  del  agua,  cuya  magnitud  es  proporcional  a  la  intensidad  y  a  la  cuantía  de  las  precipitaciones  que  las  generan,  y  disminuciones  de  casi  todos  los  componentes  hidroquímicos  (Fig.  6.45).  Durante  los  períodos  de  decrecida  y  agotamiento,  las  aguas  tienden  a  recuperar  paulatinamente  los  valores  de  CE  previos  a  las  crecidas  hidrodinámicas.  Estas  diluciones  se  producen  rápidamente, en 1‐2 días, casi de forma sincrónica con las puntas de las crecidas, y pueden  alcanzar valores máximos del orden de 30 µS/cm, lo que representa un 7 % con respecto a la  mineralización  del  agua  previa  a  la  dilución.  La  escasa  magnitud  de  los  descensos  de  CE  registrados, así como las sutiles disminuciones de temperatura que experimenta el agua, de  0,1‐0,2  ºC  (Fig.  6.45),  ponen  de  manifiesto  el  bajo  desarrollo  de  la  karstificación  en  el  acuífero que drena el manantial del Carrizal.  Los  parámetros  hidroquímicos  TAC,  Ca+2, Mg+2, Na+,  Cl‐  y,  en menor medida,    SO4‐2  varían  de  forma  parecida  a  los  valores  de  CE  de  las  aguas  del  manantial  (Fig.  6.45).  No  obstante, los contenidos en SO4‐2, a diferencia del resto de componentes anteriores, tienden a  aumentar ligeramente a lo largo del período de estudio.  Los  contenidos  de  NO3‐  muestran  un  aumento  progresivo  durante  el  período  de  estudio  (Fig.  6.45),  aunque  la  evolución  general  puede  verse  interrumpida  por  aumentos  rápidos y puntuales (septiembre de 2007, octubre de 2008 y diciembre de 2009), de cierta  magnitud  ‐de hasta 11 mg/l‐,  en  respuesta a  los primeros eventos pluviométricos de  cada  año hidrológico, frecuentemente de carácter tormentoso.   Las concentraciones de COT suelen variar entre 0,1 y 0,3 mg/l (Fig. 6.45), con valores  levemente  superiores  durante  el  período de  aguas  altas.  Como  consecuencia  de  la  intensa  recarga  provocada  por  las  precipitaciones  de  diciembre  de  2009,  se  detectó  un  aumento  puntal de COT de mayor magnitud, que alcanzó el valor de 0,57 mg/l (Fig. 6.45) y coincidió  con el pico de NO3‐ de máxima concentración del período de registro (25 mg/l).   Los  valores  de  logPCO2  tienden  a  disminuir  ligeramente  a  lo  largo  del  período  de  investigación (Fig. 6.45). En general, se observan aumentos de  la presión parcial de CO2 en  las  aguas  de  la  surgencia  como  respuesta  a  los  episodios  más  importantes  de  recarga  y  disminuciones  durante  el  período  no  influenciado  por  las  lluvias. No  obstante,  los  valores  mínimos de logPCO2 se registraron como consecuencia de las lluvias de primavera (abril) de  2008  (Fig.  6.45).  Las  aguas  del  manantial  se  encuentran  en  equilibrio  o  ligeramente  saturadas  en  calcita,  con  tendencia  general  hacia  la  sobresaturación,  excepto  en  algunos  períodos de aguas altas.      ‐ 392 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste        Figura 6.45. Evolución temporal de la composición química de las aguas drenadas por el manantial del Carrizal (M­ 24) durante el período de investigación.    ‐ 393 ‐   Se  ha  efectuado  un  análisis  de  componentes  principales  con  las  141  muestras  de  agua  cogidas  en  el  manantial  del  Carrizal.  Las  variables  hidroquímicas  consideradas,  así  como los resultados obtenidos a partir del análisis estadístico, se resumen en la tabla 6.20 y  en la figura 6.46.     La matriz de correlación de  la  tabla 6.20 permite constatar  la  correlación existente  entre  la  conductividad  eléctrica del  agua del manantial  del  Carrizal  (M‐24)  y  las  variables  TAC,  Ca+2  y Mg+2.  El  resto  de  variables  hidroquímicas  (particularmente  COT,  temperatura,  NO3‐,  ISCAL  e  ISDOL)  presentan  una  baja  relación  estadística  y  de  signo  negativo  con  la  conductividad eléctrica.          CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­23 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp ‐0,155 1 COT ‐0,200 0,030 1 TAC 0,816 ‐0,039 ‐0,259 1 F­ 0,509 ‐0,043 ‐0,192 0,437 1 Cl­ 0,496 ‐0,125 ‐0,038 0,399 0,338 1 NO ­3 ‐0,136 0,100 0,409 ‐0,200 0,009 0,106 1 SO ­24 0,163 0,005 ‐0,012 0,111 0,460 0,082 0,474 1 Na+ 0,417 ‐0,044 0,064 0,335 0,224 0,525 ‐0,079 0,034 1 K+ 0,215 ‐0,161 0,046 0,178 0,043 0,383 ‐0,056 ‐0,184 0,315 1 Ca+2 0,556 ‐0,037 ‐0,021 0,498 0,256 0,657 0,038 0,069 0,660 0,269 1 Mg+2 0,550 ‐0,194 ‐0,198 0,382 0,341 0,430 ‐0,434 ‐0,113 0,519 0,259 0,393 1 logPCO2 0,267 0,089 0,259 0,201 0,114 0,282 0,015 ‐0,139 0,326 0,211 0,345 0,254 1 ISCAL ‐0,093 ‐0,095 ‐0,308 0,009 ‐0,035 ‐0,177 ‐0,054 0,150 ‐0,232 ‐0,172 ‐0,193 ‐0,173 ‐0,974 1 ISDOL ‐0,043 ‐0,119 ‐0,338 0,038 0,007 ‐0,141 ‐0,124 0,130 ‐0,177 ‐0,142 ‐0,177 ‐0,035 ‐0,957 0,988 1   Tabla 6.20. Matriz de correlación del ACP realizado con los datos hidroquímicos del manantial del Carrizal (M­24).      Figura  6.46.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con los datos hidroquímicos del manantial del Carrizal (M­24).    El porcentaje de varianza explicado por los dos factores principales del ACP (49,5 %)  denota un cierto grado de homogeneidad en  las características hidroquímicas de  las aguas  ‐ 394 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  analizadas (Fig. 6.46). El factor 1 (29,5 %), engloba las variables CE, Ca+2, Cl‐, Na+, Mg+2 y TAC,  en la parte positiva del eje, y representa la mineralización de las aguas. Por su parte, el factor  2 (20%) está definido por los índices de saturación (ISCAL e ISDOL), en la parte positiva, y las  variables logPCO2 y COT, en la negativa. Dicho factor caracteriza los procesos de infiltración  en  el  acuífero  y  el  sistema  calcocarbónico  de  las  aguas.  Las  variables  con  mayor  peso  estadístico en el factor 3, no representado en la figura 6.46A, son temperatura, NO3‐ y SO4‐2.  La distribución de las unidades estadísticas (Fig. 6.46B), muy dispersas a lo largo del  plano factorial 1‐2, permite distinguir:  Aguas  de  estiaje  (aguas  bajas):  en  la  parte  definida  por  los  valores  positivos  del  factor  1.  Tienen  mayor  mineralización,  concentraciones  más  elevadas  de  los  componentes hidroquímicos que derivan de la disolución de los materiales acuíferos  y  contenidos  mínimos  de  trazadores  de  infiltración  rápida.  Todas  estas  características químicas son inherentes a las aguas de la zona saturada del acuífero.    Aguas de crecida (aguas altas): muestras localizadas en la parte negativa del factor 1,  de baja mineralización y con los mayores contenidos de NO3‐ y COT. Corresponden a  las muestras  recogidas  en  situaciones  de máxima  crecida  en  los  años  hidrológicos  2008/09 y 2009/10, cuando debió producirse una gran participación de la zona no  saturada del acuífero, especialmente del suelo y del epikarst.   Aguas de transición (de composición intermedia): están situadas en torno al origen  de  coordenadas  y  presentan  características  hidroquímicas  mixtas,  es  decir,  mineralización  y  contenidos  intermedios  de  la  mayoría  de  componentes  hidroquímicos.  Es  el  caso  de  las  aguas  muestreadas  en  los  años  hidrológicos  2007/08 y 2008/09. Las que corresponden a la crecida de la primavera de 2007/08  muestran los valores más elevados de saturación en calcita y dolomita.  El  funcionamiento  hidrogeológico  del  manantial  del  Carrizal  (M‐24)  está  caracterizado  por  variaciones  hidroquímicas  de moderada‐baja magnitud,  que  se  llevan  a  cabo durante los períodos de crecida. La mezcla de agua recién infiltrada con la almacenada  en  el  acuífero  provoca  aumentos  puntuales  y  relativamente  rápidos  de NO3‐  y,  a  veces  de  COT,  y  una  disminución  paulatina  de  los  parámetros  característicos  de  la  zona  saturada  (TAC, Ca+2, Mg+2). La temperatura del agua permanece casi invariante como consecuencia de  la gran capacidad de filtro del sector acuífero drenado por la surgencia, que permite atenuar  las  variaciones  hidrotérmicas  inducidas  por  la  temperatura  del  aire  y  por  el  efecto  de  la  recarga. A medida que se establece la decrecida y el agotamiento del manantial se recuperan  progresivamente  los  valores  previos  al  período  de  precipitaciones  de  la  mayoría  de  componentes hidroquímicos. Parece que la zona saturada participa mayoritariamente en el  flujo  de  descarga  durante  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  bajas.  El  hecho  de  que  la  ‐ 395 ‐ tendencia de  los  contenidos en NO3‐ de  las aguas  sea ascendente a  lo  largo del período de  registro  indica  que  se  está  produciendo  una  contaminación  progresiva  de  las  aguas  como  consecuencia de las actividades ganaderas y agropecuarias que se desarrollan en el entorno  del manantial.   Por  consiguiente,  el  análisis  de  las  respuestas  hidrogeológicas  del  manantial  del  Carrizal  (M‐24)  pone  de manifiesto  que  el  funcionamiento  hidrogeológico  de  la  surgencia  está  dominado  por  un  sistema  de  drenaje  con  un  desarrollo  moderado‐bajo  de  la  karstificación,  tanto en  la zona no saturada, que amortigua  la  señal de entrada, como en  la  zona saturada, que homogeneiza dicha señal.     6.5.4.4 Manantial de Cañamero (M­26)    La conductividad eléctrica (CE) y la temperatura del agua drenada por la surgencia,  así  como  los  principales  componentes  hidroquímicos, muestran  valores  bajos  durante  los  períodos de aguas altas y elevados en estiaje (Fig. 6.47).   La respuesta tipo del manantial durante el período de precipitaciones se caracteriza  por  un  aumento  rápido  de  caudal  (con  un  desfase  en  torno  a  1‐2  días),  proporcional  a  la  magnitud  del  evento  pluviométrico,  y  un  descenso  generalizado  de  la  mineralización,  temperatura y de la mayoría de componentes químicos de las aguas (Figs. 6.47 y 6.48). Estas  diluciones, especialmente significativas durante los períodos de recarga (diciembre de 2007  a mayo de 2008, octubre de 2008 a marzo de 2009 y diciembre de 2009 a marzo de 2010) se  producen de  forma rápida, durante un período máximo de 13 días, y alcanzan magnitudes  que superan los 80 µS/cm (20 % con respecto al estado de máxima mineralización previo a  la recarga).   Los parámetros hidroquímicos TAC, Ca+2, Na+, Mg+2, SO4‐2 y Cl‐ evolucionan de forma  similar a la CE y a la temperatura del agua (Figs. 6.47 y 6.48). Durante los periodos de aguas  altas, los contenidos de Mg+2, SO4‐2 y Cl‐ permanecen bajos, a diferencia de los valores de TAC  y de la concentración de Ca2+, que aumentan rápidamente después de la dilución ocasionada  por  la  primera  crecida  del  año  hidrológico.  Sin  embargo,  COT  y  NO3‐  difieren  del  comportamiento  hidroquímico  general  descrito,  con  aumentos  rápidos  y  puntuales  de  concentración,  proporcionales  a  la  intensidad  y  magnitud  de  los  principales  eventos  de  precipitación, tras los cuales se registra una tendencia decreciente a medida que se establece  el  agotamiento  del manantial.  Los  aumentos más  significativos  de  ambos  componentes  se  observan después de las primeras crecidas importantes del año (Figs. 6.47 y 6.48), en las que  se alcanzan concentraciones máximas  (Tab. 6.15): 0,72 mg/l de COT (27/12/2009) y 13,3  mg/l de NO3‐ (20/10/2008).   ‐ 396 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste        Figura 6.47. Evolución temporal de  la composición química de  las aguas drenadas por el manantial de Cañamero  (M­26) durante  el período de  investigación. Las áreas grises  representan  las  crecidas  representadas  en  la  figura  6.48.  ‐ 397 ‐   Figura 6.48. Detalle de las evoluciones hidroquímicas de cinco crecidas registradas en el manantial de Cañamero (M­ 26)  durante  el  período  de  investigación.  La  situación  de  cada  crecida  en  la  evolución  general  de  las  respuestas  naturales de la surgencia puede verse en la figura 6.47.     ‐ 398 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Las  aguas  de  la  surgencia  permanecen  en  equilibrio  o  ligeramente  saturadas  con  respecto a  la calcita durante la mayor parte del tiempo (Figs. 6.47 y 6.48), aunque durante  las  crecidas  de  gran magnitud  (diciembre  de  2008  y  2009),  especialmente  en  el  período  otoño‐invierno, se registran valores de ISCAL  inferiores a 0. La sobresaturación de las aguas  en  este  mineral  se  alcanza  durante  el  período  de  recesión  de  caudales  del  manantial  (decrecida y agotamiento), o bien en la época de primavera tras un período de abundantes  lluvias (abril‐junio de 2008). La evolución de la presión parcial de CO2 es opuesta a la de ISCAL  (Figs.  6.47  y  6.48),  de  manera  que  los  valores  más  altos  del  primero  suelen  detectarse  durante los episodios más importantes de recarga. No obstante, los mínimos valores de PCO2  registrados en las aguas corresponden a las lluvias caídas en la primavera de 2008.   Se ha realizado un análisis estadístico multivariante (ACP) a partir de las muestras de  agua (182) recogidas en el manantial de Cañamero (M‐26), en su trop plein (Prado Medina,  M‐22)  y  en  el  sondeo  de  Prado  Medina  (S‐40).  Se  han  considerado  las  15  variables  hidroquímicas incluidas en la tabla 6.21 y representadas en la figura 6.49.   Los  coeficientes  de  correlación  estadística  obtenidos  (Tab.  6.21)  permiten  deducir  que la mineralización de las aguas está condicionada principalmente por las concentraciones  de  Na+,  Cl‐,  SO4‐2,  Mg+2  y  con  los  valores  de  TAC.  Los  contenidos  de  COT  varían  de  forma  opuesta a como lo hacen los parámetros anteriores y la conductividad eléctrica.    CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 4 Na + K+ Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp 0,623 1 COT ‐0,750 ‐0,521 1 TAC 0,744 0,131 ‐0,533 1 F­ 0,495 0,803 ‐0,495 0,127 1 Cl­ 0,780 0,650 ‐0,578 0,405 0,588 1 NO ­3 0,008 0,505 0,136 ‐0,283 0,514 0,263 1 SO ­24 0,765 0,770 ‐0,648 0,284 0,638 0,817 0,216 1 Na+ 0,857 0,697 ‐0,683 0,517 0,606 0,851 0,110 0,792 1 K+ 0,223 0,297 ‐0,111 ‐0,031 0,114 0,261 0,239 0,243 0,246 1 Ca+2 0,462 0,199 ‐0,134 0,586 0,130 0,340 0,216 0,125 0,363 0,211 1 Mg+2 0,676 0,574 ‐0,570 0,249 0,409 0,813 0,034 0,877 0,766 0,281 0,064 1 logPCO2 0,159 0,047 0,087 0,223 ‐0,016 0,093 0,027 0,025 0,111 0,109 0,250 0,046 1 ISCAL 0,156 0,056 ‐0,290 0,180 0,103 0,089 ‐0,064 0,095 0,119 ‐0,080 0,087 0,040 ‐0,909 1 ISDOL 0,403 0,207 ‐0,495 0,251 0,179 0,423 ‐0,136 0,449 0,416 0,032 0,027 0,506 ‐0,771 0,865 1   Tabla 6.21. Matriz de correlación del ACP efectuado con  los datos hidroquímicos de  los manantiales de Cañamero  (M­26) y Prado Medina (M­22) y del sondeo homónimo (S­40).     En el espacio de las variables (Fig. 6.49A) los dos factores principales explican el 61,8  % de la varianza. El factor 1 (43,6 %) engloba, en la parte positiva, a la CE, temperatura y a la  mayoría  de  las  variables  hidroquímicas  y,  en  la  parte  negativa,  al  contenido  en  COT.  Este  factor principal es indicativo de la mineralización y del tiempo de permanencia de las aguas  en  el  acuífero.  El  factor  2  (18,2 %)  incluye  la  variable  logPCO2,  en  la  parte  positiva,  y  los  ‐ 399 ‐ índices  de  saturación  en  calcita  y  dolomita,  en  la  parte  negativa.  Este  eje  representa  el  sistema calcocarbónico, que controla los procesos de disolución/precipitación de carbonatos  en las aguas.         Figura  6.49.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con los datos hidroquímicos de los manantiales de Cañamero (M­26) y  Prado Medina (M­22) y del sondeo de Prado Medina (S­40).    El  espacio  de  las  unidades  estadísticas  (Fig.  6.49B)  muestra  la  variabilidad  hidroquímica  de  las  aguas  del  manantial  de  Cañamero  (M‐26)  a  lo  largo  del  período  de  estudio, en función de las condiciones hidrodinámicas (aguas altas, intermedias y bajas). La  heterogeneidad hidroquímica aumenta progresivamente durante el periodo de investigación  (mayor dispersión entre las muestras de cada año hidrológico) y es especialmente marcada  en el año hidrológico más húmedo (2009/10). Las características químicas de las aguas de la  surgencia permiten describir la siguiente evolución (Fig. 6.49B):  En  la  parte  positiva  del  factor  1  (inicio)  se  encuentran  las  muestras  recogidas  en  condiciones de aguas bajas, con mayor mineralización, temperatura y los contenidos  más elevados en la mayoría de los parámetros relacionados con la disolución de los  materiales acuíferos.   El tránsito hacia condiciones de aguas altas queda definido por el desplazamiento de  las  muestras  hacia  posiciones  próximas  al  origen  de  coordenadas  (desde  valores  positivos a negativos del factor 1 y en el rango de valores positivos del factor 2). Así,  las  aguas  drenadas  en  las  primeras  crecidas  del  año  presentan,  entre  otras  características hidroquímicas, valores de PCO2 más elevados.  Las muestras que caracterizan las crecidas de mayor magnitud (lluvias invernales y  de primavera), a veces en respuesta a tormentas de cierta intensidad, se localizan en  la parte negativa del factor 1. Se trata de aguas muy diluidas, frías y ricas en COT. Las  ‐ 400 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  composiciones  extremas  corresponden  a  las muestras  del manantial  de  Cañamero  (M‐26) recogidas durante el  invierno de 2009/10 (valores más negativos del factor  1), así como a las de la surgencia de Prado Medina (M‐22) y sondeo homónimo (S‐40;  ambos activos sólo durante el invierno del último año hidrológico).  • Las aguas de decrecida y agotamiento, algo más saturadas en calcita (y dolomita) que  el resto, evolucionan a lo largo del factor 1 ‐desde valores negativos a positivos‐ y en  el  rango  de  valores  negativos  del  factor  2  (términos  más  mineralizados),  aunque  retornan  progresivamente  hacia  el  punto  (de  inicio)  en  el  que  se  sitúan  las  aguas  recogidas en estiaje.   La  evolución  temporal  de  las  características  químicas  del  agua  drenada  por  el  manantial  de  Cañamero  presenta  una  pauta  similar  durante  los  años  del  período  de  investigación. No obstante, las diferencias en la magnitud de las variaciones experimentadas  por  el  caudal,  la  temperatura,  la  conductividad  eléctrica  y  la mayoría  de  los  componentes  químicos disueltos en  las aguas ponen de manifiesto  la gran heterogeneidad hidroquímica  del acuífero drenado por la surgencia (Barberá y Andreo, 2011).   Las diluciones  rápidas y de  cierta magnitud que  tienen  lugar  como  respuesta  a  los  principales  eventos  de  recarga  revelan  la  existencia  de  flujos  rápidos,  desde  las  áreas  de  recarga  hasta  los  puntos  de  descarga,  a  través  de  un  sistema  de  conductos  kársticos,  fracturas  y  fisuras  (Fig.  6.50).  Este  patrón  de  flujo  es  el  resultado  de  la  mezcla  de  agua  almacenada en el acuífero con el agua de reciente infiltración, enriquecida en TAC y Ca+2 y en  trazadores  naturales  de  origen  orgánico,  principalmente  COT  y NO3‐,  que  proceden  de  las  partes más  superficiales  del  acuífero  (suelo  y  epikarst).  El  enriquecimiento  simultáneo de  parámetros  característicos  de  la  disolución  de  materiales  acuíferos  y  de  trazadores  de  infiltración  rápida  tras  los principales  episodios de  recarga,  pone de manifiesto que,  en  la  zona no saturada se producen los procesos de karstificación más importantes. En crecida, el  agua de infiltración circula rápidamente a través de la zona no saturada y se incorpora a la  zona saturada del acuífero, de manera que la primera participa más activamente en el flujo  subterráneo del manantial en periodos influenciados por las precipitaciones. El agua satura  los conductos kársticos y, desde éstos, fluye hacia los bloques anexos capacitivos (Fig. 6.50).    ‐ 401 ‐     Figura 6.50. Esquema hidrogeológico interpretativo del acuífero drenado por el manantial de Cañamero (M­26) y su  trop plein (Prado Medina, M­22), en el que se representa la distribución de la mineralización (deducida a partir del  análisis de CDF, Fig. 6.37),  la  evolución hidroquímica de  las aguas  y  las principales  líneas de  flujo,  en diferentes  condiciones hidrodinámicas:  crecida  (NPc)  y agotamiento  (NPa). Además  se  representan  las  evoluciones  tipo del  caudal (Q), conductividad eléctrica (CE) y temperatura (T) de las aguas de la surgencia.    Tras  el  cese  de  las  lluvias,  comienza  el  vaciado  de  los  conductos  kársticos  y,  en  agotamiento,  el  agua  circula  desde  los  bloques  capacitivos  (Fig.  6.50).  El  caudal  del  manantial  decrece  y  la mezcla  con  aguas de mayor  tiempo de  residencia  en  el  acuífero  se  homogeneiza progresivamente hacia términos mas mineralizados, con mayor temperatura y  con concentraciones más elevadas de componentes hidroquímicos (TAC, Ca+2, Mg+2, SO4‐2 y  Cl‐) procedentes de la disolución de las litologías (calizas, dolomías y arcillas con evaporitas)  existentes en las partes más profundas del acuífero (Fig. 6.50). Los contenidos de SO4‐2 y Cl‐,  ‐ 402 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  aunque  bajos,  reflejan  la  disolución  de  minerales  evaporíticos  (anhidrita,  yeso  y  halita)  existentes  en  las  arcillas  triásicas,  durante  el  periodo  de  estiaje.  La  evolución  similar  de  dichos componentes es coherente con un origen común, procedente de la zona saturada del  acuífero. El contenido de Mg2+ de las aguas procede de la disolución de las dolomías jurásicas  que  predominan  en  las  zonas  más  bajas  del  acuífero.  Las  concentraciones  de  COT  disminuyen durante los períodos de decrecida y agotamiento de la surgencia, mientras que  las de NO3‐ tienden a aumentar. La disminución de los valores de COT en el tiempo se debe a  la mineralización de la materia orgánica en el flujo a través de la zona no saturada (COT se  transforma en TAC). Por su parte, el aumento de  los contenidos de NO3‐ característicos del  acuífero puede explicarse porque el  efecto de dilución de  la  recarga en el acuífero deja de  tener importancia a medida que decrece el caudal de la surgencia.    6.5.5 Hydrogeochemical modeling    The hydrochemical data presented in the former chapters have been used to develop  an hydrogeochemical approach which main results have been previously published (Barberá  et al., 2014).    6.5.5.1 Background    Geochemical  modeling  methods  applied  to  major  ions  are  used  to  identify  the  hydrogeochemical processes, to quantify solute mass transfer and to delineate groundwater  flowpaths  in  the  aquifers  (Freeze  and  Cherry,  1979;  Plummer  et al.,  1990;  Parkhurst  and  Appelo, 1999). Thus,  the understanding of  the main hydrogeochemical processes  affecting  chemical composition of the groundwater and the quantification of mineral dissolution rates  permit  to determine  the karstification patterns of carbonate karst aquifers  (Almeida et al.,  1992; Cardenal et al., 1994; López‐Chicano et al., 2001; Moral et al., 2008; Ma et al., 2011).   In  the  Merinos‐Colorado‐Carrasco  carbonate  aquifers  (Fig.  6.51),  recent  studies  (Barberá  and  Andreo,  2011;  Barberá  et  al.,  2011)  have  highlighted  the  hydrogeological  characterization and the functioning of the system, from a detailed hydrochemical data set,  among  others  field  observations.  In  the  present  chapter,  the  analysis  of  the  non‐  conservative  chemical  parameters  dissolved  in  the  spring  and  borehole  waters  of  the  Merinos‐Colorado‐Carrasco aquifer system has been conducted jointly to the application of  inverse geochemical modeling methods, with the purpose of elaborating a hydrogeochemical  conceptual model that enhances the hydrogeological background of the test site.  ‐ 403 ‐     Figure 6.51. Location, geology, and hydrogeological profiles of the test site. Black arrows (A­F) in the map and the  white ones in the profiles (I­IV) represent the proposed groundwater flowpaths for hydrogeochemical modeling. Age  of lithologies: Triassic [Tri], Lower Jurassic [L­Jur], Upper Jurassic [U­Jur], Cretaceous [Cret], Cretaceous­Miocene [C­ M], Miocene [Mio] and Quaternary [Q].  ‐ 404 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  6.5.5.2  Molar  relationships  defining  specific  chemical  reactions  in  carbonate karst aquifers    Figure  6.52  (A‐D)  displays  the  main  ionic  (molar)  relationships  among  the  non‐ conservative  solutes  dissolved  in  the waters, which  are  associated with  the  dissolution  of  aquifers rocks: Ca+2, Mg+2, TAC and SO4‐2  (also rMg/Ca).  In Barranco de Palomeras  (M‐20),  Carrizal  (M‐24)  and  Ventilla  (M‐16)  spring  waters,  rMg/Ca  progressively  increases  as  alkalinity values, except for the low flow samples, showing linear regressions with different  slopes  (Fig.  6.52A).  Low  flow  samples  of  Cañamero  spring  (M‐26)  and  Arroyo  del  Cerezo  borehole  (P‐9)  waters  seem  to  describe  a  similar  trend  between  both  hydrochemical  indicators, although the slope defined by the samples  is significantly higher. Only  low flow  samples of Ventilla spring have an  inverse hydrochemical  relationship:  rMg/Ca diminishes  as  alkalinity  increases.  In  high  and  intermediate  flow  samples  of  Cañamero  spring,  Ca+2  contents increase and consequently rMg/Ca decreases, while alkalinity values are relatively  similar (Fig. 6.52A).       Figure 6.52. Scatter diagrams of ionic relationships among carbonate (A and B) and evaporite (C and D) dissolution  parameters in the studied karst waters. Hydrodynamic conditions in which the groundwater samples were collected:  (H) high, (I) intermediate and (L) low flow.  ‐ 405 ‐ Molar  relationship  Ca+2  +  Mg+2  versus  alkalinity  (Fig.  6.52B)  displays  most  of  the  samples parallelly aligned to the theoretical stoichiometric line 1:2, equivalent to the molar  relationship  0.45:1  modeled  using  PHREEQC  v.2.17  (Parkhurst  and  Appelo,  1999),  which  defines the selective dissolution of calcite and dolomite. Just some of the high flow samples  of Cañamero and Prado Medina springs, and practically all high flow samples of Barranco de  Palomeras  spring,  describe  this  line.  Arroyo del  Cerezo  borehole waters  show high Ca+2  +  Mg+2 contents, while alkalinity presents equivalent values to that of Carrizal spring waters.   Relationship between rMg/Ca and SO4‐2 evidences two different trends in the set of  samples  (Fig. 6.52C). By one side,  samples of Prado Medina (M‐22), Cañamero (M‐26) and  Barranco de Palomeras (M‐20) and some of  the Arroyo del Cerezo borehole (P‐9) define a  logarithmic curve, which tends to asyntothize  in  the range of high SO4‐2 contents. By other  side, Carrizal (M‐24), Ventilla (M‐16) and the rest of the Arroyo del Cerezo borehole samples  define a linear trend, between the two end‐members groups.   In  the  plot D  of  the  figure  6.52,  the  non  evaporitic  Ca+2  source  of  the waters  (Ca+2  from evaporite origin removed from the total Ca+2 measured in the samples) are represented  versus alkalinity. Most of samples are scattered over the stoichiometric line 1:2 (in this case,  the  fitting of  the samples  is much better), which control calcite net dissolution. Samples of  Barranco de Palomeras spring and some of the samples of Cañamero spring ‐especially those  taken  in high  flow conditions‐  are parallel  to  the  line 1:2,  although  they present  a  slightly  lower non evaporitic Ca+2 proportion  than  the  rest. Two clusters  in  the Arroyo del Cerezo  borehole samples can be differentiated, showing the minimim Ca+2 contents from carbonate  mineral dissolution. The  cluster of  samples with higher  (non evaporitic) Ca+2  contents  are  located  over  the  stoichiometric  line  1:3,  defining  simultaneous  calcite  and  dolomite  dissolution processes. The remaining group of waters (the minimum Ca+2 concentrations of  evaporite  origin),  which  defines  a  negative  relationship  between  both  hydrochemical  parameters,  outline  the  molar  relationship  1:4,  representing  dolomite  net  dissolution  processes.    6.5.5.3 Inverse geochemical modelling    A solute mass transfer along the main groundwater flowpaths of the studied aquifers  (A‐F,  in  Fig.  6.51) has been  calculated using NETPATH software  (Plummer et al.,  1994)  in  order  to  propose  a  hydrogeochemical  conceptual  model  and  test  the  chemical  (dissolution/precipitation)  reactions  that  take  place  in  the  studied  aquifers.  Geochemical  calculations consist  in modeling flowpaths according to three degree of chemical evolution  state of the waters taken on each site (Tab. 6.22): early (maximum dilution, XD), intermediate  ‐ 406 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  (average  composition,  XI)  and  evolved  (maximum  mineralization,  XM).  In  the  monitoring  sites with  intermediate and high  flow samples  (Prado Medina overflow spring and Arroyo  del  Cerezo  borehole)  were  differentiated  just  two  degrees  of  chemical  evolution  in  the  waters (XI and XM). The modeling sequence was performed as follows (see figure 6.51):   Single point flowpath (A, B, C, E): Rain‐XD (step 1), XD‐XI (step 2) and XI‐ XM (step 3),  Double point flowpath (D, F): XD‐YD (step 1), XI‐YI (step 2) and XM‐YM (step 3),  being X a local discharge site and Y a regional discharge site.    Initial­ Gas Mineral phase Exchange Description of the Geochemical Flow path final  aquifer sector  stage solutions CO2  Calcite Dolomite Gypsum Halite  Na/Ca Local buried discharge area  Early R‐VD 3,057 2,185 0,196 0,171 0,199 ‐ A  (NW): Ventilla Intermediate VD‐VI 0,768 0,237 0,034 0,051 0,009 ‐ spring (M‐16) Evolved VI‐VM 0,676 0,309 0,099 0,029 ‐0,009 0,016 Local uncovered Early R‐ZD 3,504 2,377 0,132 0,063 0,211 ‐ B discharge zone (NW):  Intermediate ZD‐ZI ‐0,264 ‐0,035 ‐0,004 0,005 0,005 ‐ Carrizal spring (M‐24) Evolved ZI‐ZM ‐0,279 ‐0,084 ‐0,008 ‐0,011 ‐0,046 0,019 Local uncovered Early R‐PD 2,071 1,497 0,204 0,037 0,064 0,013 C discharge area (CE): Prado  Intermediate PD‐PI 0,555 0,544 ‐0,112 0,039 0,059 ‐ Medina spring (M‐22)  Evolved ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Regional buried Early PD‐CD 0,522 0,052 ‐0,002 ‐0,013 0,012 ‐ D discharge zone (CE):  Intermediate PI‐CI ‐0,265 ‐0,546 0,206 0,026 0,035 ‐ Cañamero spring (M‐26) Evolved CI‐CM 0,188 ‐0,149 0,109 0,043 0,037 0,001 Local buried Early R‐LD 3,147 1,453 0,608 0,359 0,301 ‐ E discharge area (SE): Bco.  Intermediate LD‐LI ‐0,008 0,066 ‐0,043 ‐0,077 0,035 ‐ Palomeras spring (M‐20) Evolved LI‐LM ‐0,559 ‐0,090 ‐0,144 ‐0,117 ‐0,028 0,038 Transition buried zone (SE):  Early LD‐ED ‐0,237 ‐0,682 0,243 0,813 0,146 0,028 F Ayo. del Cerezo Intermediate LI‐EI ‐0,464 ‐1,411 0,572 1,617 ‐0,022 0,117 borehole (P‐9) Evolved ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐   Table 6.22. Mass transfer results along the considered flowpaths (A­F). Negative values indicate precipitation of the  mineral phase, while positive ones dissolution.  (­) Phase not considered  in  the calculations. Aquifer sectors  in Fig.  6.51: northwestern  (NW), central  (CE) and southeastern  (SE). Abbreviations: R, rain; V, Ventilla spring  (M­16); Z,  Carrizal spring (M­24); P, Prado Medina sping (M­22); C, Cañamero spring (M­26); L, Barranco de Palomeras spring  (M­20); E, Arroyo del Cerezo borehole (P­9). Subscripts: D, diluted; I, intermediate; M, mineralized.     Modeling  results  show  a  maximum  generation  of  CO2  dissolved  and  calcite  dissolution rate in diluted waters drained by Carrizal spring (Tab. 6.22). Dolomite and halite  dissolution rates are higher in  low mineralized waters from Barranco de Palomeras spring  while maximum gypsum dissolution was calculated for the less evolved waters collected in  the  Arroyo  del  Cerezo  borehole.  Cation  exchange  processes  between  Na+  and  Ca+  also  appeared  to be  relatively higher  in  the  latter water  samples.  CO2  consumption  and  calcite  precipitation processes are observed  in  the groundwater drained by Carrizal, Barranco de  Palomeras  springs  and  in  those  taken  in  the  Arroyo  del  Cerezo  outflowing  borehole,  as  mineralization of  the waters evolves  (Tab. 6.22). Groundwater  from Cañamero spring also  ‐ 407 ‐ reflects  a  Ca+2  deficit,  but  just  in  waters  with  an  intermediate  and  evolved  degree  of  mineralization.    6.5.5.4  Geochemical  evolution  of  the  groundwater  in  the Merinos­ Colorado­Carrasco carbonate aquifers       Ca+2  and  Mg+2  concentrations  measured  in  karst  waters  show  a  good  correlation  with  alkalinity  values,  according  to  the  stoichiometric  relationship  1:2,  that  define  the  simultaneous dissolution of  calcite  and dolomite  (Fig.  6.52B).  Thus,  the  chemistry of  early  evolved waters are controlled by the dissolution reactions of both carbonate minerals (Figs.  6.52B and D and 6.53), as  it  is expected due to the nature  lithologies  forming the aquifers.  However,  the  water  samples  are  scattered  according  to  a  molar  ratio  higher  than  the  theoretical one (parallely aligned over  the  line 1:2). The Ca+2 and Mg+2 excess suggest  that  geochemical  processes  participating  in  the  carbonate  mineral  dissolution  are  affected  by  different  geochemical mechanisms  than  those  typical  of  carbonate  equilibrium, which  are  attributed to the dissolution of anhydrite or gypsum from the evaporitic Triassic rocks, that  constitute the regional substratum of carbonate aquifers (Fig. 6.51).  The differences  in  the  reaction kinetics between  calcite  and dolomite,  faster  in  the  first one, and the higher dissolution rates of calcite in the more diluted waters (flowpaths A,  B, C and E  in Tab. 6.22 and Figs. 6.51 and 6.53),  suggest  that  calcite dissolution processes  rapidly  take  place  in  the  shallower  zones  of  the  aquifer,  where  purer  limestone  exists  (Langmuir,  1971;  Palmer  and  Cherry,  1984;  Parkhurst  and  Appelo,  1999).  Dolomite  dissolution also occurs in the first tens of meters of the aquifer, but in minimum proportions,  because even extraordinary pure limestones may contain Mg+2 impurities in calcite minerals  (Edmunds et al., 1987). Nevertheless,  the high development of karst  features close  to  land  surface  is  mainly  explained  by  the  predominance  of  calcite  dissolution  processes  as  a  consequence of  the  aquifer  recharge. The  exokarstic  landscape  is  especially  intense  in  the  Jurassic  limestones and,  in a  lesser extent,  in  the Miocene calcareous  sandstones  from  the  Ronda  basin  (Fig.  6.51),  rich  in  calcite,  in  which  karst  features  has  been  originated.  In  contrast, the development of voids or karst conduits in deeper zones appears to be relatively  poor in the NW sector. However, the higher values of alkalinity, CO2 enrichment and Ca+2 in  Ventilla  spring  and  the  relatively higher dissolution  rates  of  CO2  and  calcite  as  the waters  become more mineralized (Tabs 6.15. and 6.22) could explain the relative differences in the  degree of karstification in the NW sector, where Carrizal spring shows a lower development  of the karst drainage.     ‐ 408 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste      Figure  6.53. Hydrogeochemical  conceptual model  of  the  three  proposed  scenarios  for  the  studied  karst  aquifers.  Predominance of black arrows represents aquifer sectors drained by conduit flow systems while a higher density of  white arrows denotes a diffuse flow system.     The results of the inverse geochemical model show that, in general, as groundwater  became more mineralized, increase dissolved CO2 and Ca+2 concentrations. Therefore, waters  progressively  dissolve  calcite  until  achieve  the  oversaturation,  and  its  subsequent  precipitation along the flowpath (intermediate and evolved waters in flowpaths B, D, E and F  in Tab. 6.22 and Fig. 6.51). An evident consequence of the former geochemical process is the  formation of  the travertine deposits  in connection with Carrizal (M‐24), Cañamero (M‐26),  and also Barranco de Palomeras  (M‐20)  springs,  as occurred  in  the past  (Fig. 6.51)  (Cruz‐ Sanjulián, 1981), which corroborates the prevailing calcite oversaturation conditions of the  intermediate‐evolved waters  throughout  the  test  site. Dolomite  dissolution generally  takes  place  in  deeper  zones  of  the  aquifer  (where  the  dolomitic  rocks  exist),  but  groundwater  requires  longer  residence  times  to  reach  the  saturation  on  this mineral.  In  the  study  site,  more evolved ‐and therefore, older‐ waters flowing throughout the saturated zone are richer  in Mg+2 (also have high Mg/Ca values) due to the presence of the dolomitic formations in the  ‐ 409 ‐ base of the aquifers (Fig. 6.51).  In the case of Cañamero spring (central sector), the waters  more mineralized and oversaturated in calcite, due to the addition of dissolved Ca+2 and TAC  (alkalinity),  can  achieve  calcite  precipitation  and  progressively  dissolve  more  amount  of  dolomite  (Tab.  6.22  and  Fig.  6.53).  This  geochemical  process  has  been  defined  as  incongruent  dissolution  of  dolomite  (Wigley,  1973).  Other  authors  reported  the  same  phenomenon  (Freeze  and  Cherry,  1979;  Palmer  and  Cherry,  1984;  Edmunds  et  al.,  1987;  Moral et al., 2008) consisting  in an  increase  in Mg+2 and alkalinity and a slight decrease  in  Ca+2 concentrations.      Groundwater  stored  in  the  saturated  zone,  with  longer  residence  times,  tends  to  reach higher  temperature, Mg+2 and SO4‐2  contents and alkalinity,  rMg/Ca and SIDOL values  (Arroyo del Cerezo borehole waters; Tabs. 6.15 and 6.22 and Figs. 6.51, 6.52 and 6.53). The  addition  of  Ca+2  because  of  gypsum  dissolution  (common  ion  effect)  provoked  the  calcite  precipitation  in  the  deeper  waters  (previously  oversaturated  in  this  mineral)  and,  consequently,  dolomite  dissolution.  Hence,  the  more  evolved  waters  from  a  geochemical  point  are  indicative  of  ongoing  dedolomitization  processes  (Plummer,  1977;  Deike,  1990;  Plummer  et  al.,  1990;  Cardenal  et  al.,  1994;  López‐Chicano  et  al.,  2001;  Capaccioni  et  al.,  2001). Among the effects that characterize this process stand out the rising of Ca+2 and Mg+2  concentrations (and even SIDOL) and the decreasing in the alkalinity and pH values.  Finally,  the  high  concentrations  of  SO4‐2  and  the  higher  content  of  Cl‐  and  Na+  detected  in  the  groundwater  sampled  from  the  Barranco  de  Palomeras  spring  and  the  Arroyo  del  Cerezo  borehole  (SE  sector;  Tab.  6.15  and  Figs.  6.51  and  6.53)  indicate  the  presence of gypsum and halite minerals associated to the evaporitic formations. This could  also  explain  the  likely  occurrence  (although  minimum)  of  cation  exchange  (Na/Ca)  processes  in  the deeper  parts  of  the  aquifers, where  the Triassic  rock basement  is  rich  in  clayey minerals.     6.6 COMPOSICIÓN ISOTÓPICA      Los valores medios de δ18O de las aguas subterráneas muestreadas en manantiales y  sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco (Tab. 6.23) están comprendidos  entre ‐6,84 ‰, en el manantial de Cañamero (M‐26), y ‐6,42 ‰, en el de la Ventilla (M‐16).  Los valores medios de δ2H varían entre ‐41,68 ‰, en el manantial trop plein Prado Medina  (M‐22),  y  ‐39,69  ‰,  en  el  del  Carrizal  (M‐24).  El  exceso  en  deuterio  (d),  en  términos  generales, presenta valores medios comprendidos entre 10,04 ‰ en el sondeo del Arroyo  del Cerezo (P‐9) y 13,31 ‰ en el manantial de Cañamero.  ‐ 410 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste    Los coeficientes de variación de los isótopos δ18O y δ2H son generalmente bajos y, en  cualquier caso, inferiores o iguales al 4 % (Tab. 6.23). En cambio, el coeficiente de variación  de exceso en deuterio puede alcanzar hasta el 14 % en el manantial de Prado Medina.    18 2 Manantial/Sondeo δ O (‰) δ H (‰) d , exceso en deuterio (‰) (Referencia) n mín máx med cv mín máx med cv mín máx med cv Ventilla (M­16) 47 ‐6,80 ‐5,42 ‐6,42 4 ‐41,48 ‐38,67 ‐40,17 2 4,73 13,59 11,21 13 Bco. de Palomeras (M­20) 13 ‐7,01 ‐6,18 ‐6,49 3 ‐44,04 ‐38,47 ‐41,13 3 9,59 12,51 10,79 8 Prado Medina (M­22) 15 ‐7,26 ‐5,96 ‐6,66 4 ‐44,04 ‐40,22 ‐41,68 2 7,45 14,08 11,62 14 Carrizal (M­24) 23 ‐6,77 ‐6,17 ‐6,52 3 ‐40,82 ‐38,02 ‐39,69 2 10,47 14,09 12,45 9 Cañamero (M­26) 65 ‐7,31 ‐5,97 ‐6,84 4 ‐44,96 ‐38,62 ‐41,44 3 8,76 16,66 13,31 11 S. Palomeras­1 (P­8) 3 ‐6,77 ‐6,45 ‐6,64 ‐ ‐41,42 ‐39,91 ‐40,78 ‐ 10,16 13,76 12,35 ‐ S. Arroyo del Cerezo (P­9) 11 ‐6,64 ‐5,98 ‐6,44 3 ‐42,27 ‐40,51 ‐41,50 1 7,37 11,64 10,04 11   Tabla 6.23. Valores mínimo (mín), máximo (máx) y medio (med) y coeficiente de variación (cv, en %) de los datos  de δ18O, δ2H y exceso en deuterio (d) de las aguas subterráneas drenadas por los principales manantiales y sondeos  de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco durante el período de investigación.    Las  variaciones  isotópicas  registradas  en  las  aguas  de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado y Carrasco difieren según el manantial o sondeo que se considere (Fig. 6.54). En las  evoluciones temporales de la composición isotópica de las aguas (Fig. 6.54) se observa que  en  los manantiales  de  la  Ventilla  y  del  Carrizal  los  valores  de  δ18O  de  las  aguas  son más  elevados durante los períodos de crecida y bajos en el estiaje.   En la surgencia de Cañamero (M‐26), la variabilidad isotópica de las aguas responde  a  un  comportamiento  estacional,  marcado  por  la  composición  isotópica  de  las  aguas  de  lluvia,  la pluviometría  (efecto  cantidad) y  al  estado hidrodinámico del  acuífero  (Fig.  6.54).  Durante el año hidrológico 2007/08, las fluctuaciones de los valores de δ18O de las aguas son  mínimas (0,62 ‰), debido a la escasez de las precipitaciones y a las variaciones isotópicas  de poca magnitud de éstas (Fig. 6.54). Durante el año hidrológico 2008/09,  las aguas de la  surgencia presentan una mayor heterogeneidad isotópica (variaciones absolutas de δ18O de  hasta  1,17  ‰):  se  registran  rápidos  aumentos  de  caudal  acompañados  de  marcados  descensos de los valores de δ18O, como consecuencia de la infiltración rápida de las aguas de  recarga con composiciones isotópicas más ligeras (Fig. 6.54). En el registro isotópico del año  2009/10, la disminución de los valores δ18O, de cierta magnitud (hasta 0,92 ‰), se produce  de  forma  continuada,  como  respuesta  a  las  lluvias  excepcionalmente  cuantiosas  acaecidas  durante los meses de diciembre, enero y febrero, en los que se acumularon más del 80 % del  total anual (Fig. 6.54). A partir del mes de marzo los valores aumentan paulatinamente en las  aguas  del  manantial,  a  causa  del  enriquecimiento  isotópico  (valores  menos  negativos  de  δ18O) de  las aguas de recarga durante  la primavera. La composición  isotópica de  las aguas  ‐ 411 ‐       Figura 6.54. Variación temporal de los valores de δ18O de la precipitación (pluviocaptor de las Pilas) y de las aguas  subterráneas de los principales manantiales y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco durante el  período de investigación.      ‐ 412 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  del  manantial  trop  plein  Prado  Medina  (M‐22)  y  del  sondeo  homónimo  (S‐40),  recogidas  desde  diciembre  de  2009  a  marzo  de  2010,  es  relativamente  similar  (salvo  en  algunas  muestras isotópicamente más enriquecidas) a la del manantial de Cañamero (Fig. 6.54). Este  hecho  pone  de  manifiesto  que  tanto  el  agua  de  las  surgencias  como  la  del  sondeo  contribuyen a la descarga del mismo sistema acuífero en condiciones de elevada recarga.  Los  valores  de  δ18O  de  las  aguas  del manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20)  muestran  una  ligera  tendencia  descendente  a  lo  largo  del  período  de  registro  (Fig.  6.54),  aunque  las  variaciones  registradas de este  isótopo  son de  escasa magnitud  (inferiores  a 1  ‰).  La  disminución de  los  valores  de  δ18O puede  ser  debida  al  aumento de precipitación  (efecto  cantidad)  durante  el  período  de  estudio,  aunque  también  a  la  participación  progresiva  del  agua  almacenada  en  el  acuífero,  más  empobrecidas  isotópicamente  (como  ocurre con las aguas del sondeo Palomeras‐1; Fig. 6.54), en el flujo de la surgencia. Las aguas  del sondeo del Arroyo del Cerezo (P‐9), con composiciones isotópicas similares a las de las  aguas  del  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M‐20),  parecen  drenar  el  mismo  sector  acuífero (Fig. 6.54).  Las  aguas de  los manantiales de  la Ventilla  (M‐16)  y del  Carrizal  (M‐24) muestran  una  evolución  similar  de  los  valores  de  δ18O  (Fig.  6.54).  En  sendos  registros  isotópicos  se  observa  una  tendencia  general  ascendente  durante  el  período  de  estudio,  hacia  composiciones menos empobrecidas, que es más evidente en  la primera surgencia. Ambos  manantiales  responden  con  aumentos  de  caudal  y  de  δ18O,  frente  a  las  abundantes  precipitaciones  registradas  a  lo  largo  del  período  de  estudio  (Fig.  6.54),  especialmente  durante los años hidrológicos 2008/09 y 2009/10, como respuesta a la infiltración de agua  de lluvia de otoño e invierno más negativas desde el punto de vista isotópico. No obstante,  las  variaciones de δ18O en  las  aguas del manantial de  la Ventilla  son más acentuadas  (Fig.  6.54),  mientras  que  en  las  aguas  del  Carrizal,  los  cambios  isotópicos  son  los  de  menor  magnitud  de  todos  los  manantiales  y  sondeos  considerados  en  esta  Memoria.  Las  fluctuaciones  de  los  valores  de  δ18O  en  las  aguas  de  manantiales  reproducen,  de  forma  aproximada, las que se registran en las aguas de lluvia (Fig. 6.54). Esto se aprecia algo mejor  en el invierno de 2008/09, en el que las precipitaciones acaecidas entre noviembre y febrero  se caracterizan por unos valores de δ18O progresivamente crecientes (hacia composiciones  isotópicas menos empobrecidas). Estas variaciones  también se detectan en  las evoluciones  temporales  de  δ18O  de  ambas  surgencias,  en  un  período  de  tiempo  similar,  aunque  la  respuesta isotópica se produce de forma atenuada y con un ligero desfase. Por tanto, parece  que la movilización del agua de reciente infiltración, desde las zonas de recarga hasta las de  descarga, se produce de tal modo que no permite la homogeneización completa de la marca  ‐ 413 ‐ isotópica del  agua de  recarga  con  la del  agua  almacenada, más  empobrecida en δ18O. Esta  última se drena en los períodos de decrecida y agotamiento.  En la figura 6.55 se representan los valores de δ18O y δ2H de las aguas muestreadas  en los manantiales de la Ventilla (M‐16) y del Carrizal (M‐24). Se observa, de forma general,  que  las  aguas  recogidas  en  el  año  hidrológico  2007/08  se  encuentran más  próximas  a  la  Línea Meteórica Local (LML), mientras que las tomadas en los años 2008/09 y 2009/10 se  localizan más alejadas. La distribución de las muestras, alineadas de forma oblicua a la LML,  pone  de manifiesto  procesos  de  fraccionamiento  isotópico  por  evaporación  a  lo  largo  del  período de control, lo que es coherente con la tendencia general ascendente de los valores de  δ18O registrados durante el mismo. Las rectas de evaporación estimadas en cada surgencia  son relativamente paralelas entre sí y muestran una pendiente variable entre 2,1 y 2,5 (Fig.  6.55), bastante menor, en cualquier caso, que la correspondiente a la LML, definida por las  aguas  de  lluvia  recogidas  en  el  pluviógrafo  de  las  Pilas  (véase  situación  en  la  figura  6.1).  Dicha línea también muestra evidencias de fraccionamiento isotópico por evaporación de las  aguas de lluvia, probablemente como consecuencia del trayecto de la masa nubosa desde el  área fuente, pues tiene una pendiente algo menor (7,5) que la de la Línea Meteórica Global  (8). Por lo tanto, la tendencia creciente en los valores de δ18O de las aguas de los manantiales  de  la  Ventilla  (M‐16)  y  del  Carrizal  (M‐24)  parece  estar  influenciada  por  procesos  de  fraccionamiento  isotópico  debido  a  la  evaporación  de  las  aguas  de  recarga,  presumiblemente, en las zonas más superficiales del acuífero (suelo‐epikarst).         Figura 6.55. Relación entre los valores de δ18O y δ2H de las aguas drenadas por los manantiales de la Ventilla (M­16)  y del Carrizal (M­24) y rectas de evaporación estimadas para cada grupo de aguas. La Línea Meteórica Local se ha  obtenido  a  partir  de  la  composición  isotópica  de  las  37  muestras  de  agua  de  lluvia  recogidas  en  la  estación  pluviométrica de las Pilas (véase situación en la figura 6.1).   ‐ 414 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  A medida que se alcanza la saturación del suelo y del epikarst como consecuencia de  la acumulación de eventos de precipitación, el agua podría quedar expuesta a la evaporación  en superficie, en algunos casos sobre las calcarenitas miocenas, previamente a la infiltración  hacia zonas más profundas del acuífero. En las áreas deprimidas que hay en el borde de la  cuenca de Ronda (recuadro superior en  la figura 2.12), con drenaje superficial deficitario, se  observan encharcamientos después de períodos lluviosos (Fig. 2.13A).  De acuerdo con la variabilidad isotópica de las aguas, el sector acuífero drenado por  los manantiales  de Cañamero  (M‐26)  y  Prado Medina  (M‐22) muestra  un desarrollo  de  la  karstificación más elevado. Existe un sistema de conductos kársticos bien jerarquizados que  permite la rápida transferencia de las aguas de infiltración hacia las zonas de descarga, de tal  manera que limita la homogeneización de la señal isotópica de entrada.   Por  el  contrario,  las  variaciones  isotópicas  amortiguadas  ‐baja  variabilidad  isotópica‐ registradas en el manantial del Barranco de Palomeras (M‐20) y en el sondeo del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  particularmente  en  el  manantial,  como  respuesta  a  la  mezcla  (relativamente homogénea) de las aguas de recarga con las almacenadas en el acuífero, son  características de un sistema acuífero poco karstificado.                                      ‐ 415 ‐ 6.7 SÍNTESIS HIDROGEOLÓGICA DE LAS SIERRAS DE  LOS MERINOS, COLORADO Y CARRASCO    Los afloramientos carbonáticos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco se  extienden a lo largo de 43,2 km2. La geometría de los materiales permeables queda definida  por  tres  pliegues  anticlinales  en  “cofre”,  con  charnelas  subhorizontales  y  flancos  verticalizados  y  fallados.  Dichas  estructuras  están  orientadas  según  la  dirección  NE‐SO  y  presentan inmersión hacia el NE.     La  descarga  natural  de  los  acuíferos  se  produce  principalmente  hacia  el  borde  oriental, a través de los manantiales de Cañamero (M‐26), Carrizal (M‐24), Fuentezuela (M‐ 23) y Barranco de Palomeras (M‐20). La descarga se completa, en condiciones excepcionales  de  recarga,  con  los  caudales  drenados  por  la  surgencia  trop  plein  Prado  Medina  (M‐22),  asociada al manantial de Cañamero. No obstante, algunos de los sondeos inventariados, que  funcionan  ocasionalmente  de  forma  surgente,  como  los  del  Arroyo  del  Cerezo  (P‐9),  Cañamero‐1 (S‐41) y ‐2 (P‐10) y Prado Medina (S‐40) contribuyen al drenaje del acuífero en  aguas altas. Hacia el borde SO, existe descarga visible por la surgencia de la Ventilla (M‐16) y  subterráneamente hacia la Depresión de Ronda.    El análisis de los hidrogramas anuales revela variaciones de caudal más rápidas y de  mayor magnitud  en  el  manantial  de  Cañamero,  respuestas  atenuadas  en  la  surgencia  del  Carrizal  y  cambios  hidrodinámicos  intermedios  en  los  manantiales  del  Barranco  de  Palomeras y de la Ventilla. La disminución de los caudales durante el estiaje se produce con  mayor  lentitud  en  estos  dos  últimos  manantiales,  como  indican  los  coeficientes  de  agotamiento  calculados.  El  estudio  de  las  curvas  de  recesión  de  los  manantiales  de  Cañamero, Ventilla y del Carrizal pone de manifiesto un desarrollo de la karstificación más  elevado en el sector drenado por Cañamero y más bajo en drenado por el del Carrizal.     La surgencia trop plein de Prado Medina se activa cuando el manantial de Cañamero  supera el valor umbral de caudal de 3.670  l/s. Esta  limitación del sistema de drenaje para  evacuar un determinado caudal también se ha observado en los manantiales del Barranco de  Palomeras  y  de  la  Ventilla,  aunque  no  se  han  reconocido  otras  surgencias  trop  plein  asociadas a ellos. Los resultados obtenidos a partir del análisis de caudales clasificados del  manantial de Cañamero para el año hidrológico más húmedo de los períodos históricos y de  investigación, reflejan la marcada influencia de las condiciones de recarga sobre el régimen  hidrodinámico del mismo y corroboran la activación de la surgencia de Prado Medina, como  consecuencia de las limitaciones en el drenaje del manantial principal.     Las cotas piezométricas en los sondeos del extremo SO de los acuíferos carbonáticos  jurásicos  son  coherentes  con  un  gradiente  hidráulico  y  descarga  subterránea  hacia  la  ‐ 416 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste  Depresión  de  Ronda.  No  obstante,  las  variaciones  del  nivel  piezométrico  del  acuífero  carbonático  en  este  sector,  de  gran  magnitud  y  bien  correlacionadas  con  la  descarga  del  manantial de la Ventilla, contrastan con las fluctuaciones poco variables del nivel de agua en  los  sondeos  del  acuífero  detrítico  de  la  Depresión  de  Ronda,  lo  que  podría  explicar  un  funcionamiento hidrodinámico de la surgencia a partir de una componente de flujo rápida en  condiciones de crecida y otra más lenta durante los períodos de agotamiento.   Los  valores  de  caudal  específico  y  descensos  máximos  estimados  a  partir  de  las  pruebas  de  bombeo  realizadas  en  varios  sondeos  que  captan  calizas  y  dolomías  jurásicas  están  en  consonancia  con  el  grado  de  organización  interna  del  drenaje  kárstico  deducido.  Así, el acuífero drenado por el sondeo del Arroyo del Cerezo y por el manantial del Barranco  de Palomeras presenta un grado de karstificación menor que el de Cañamero.     Las variaciones de temperatura del agua han sido mayores durante las crecidas en el  manantial  de  Cañamero  y  su  trop  plein  (Prado  Medina)  y  también  en  el  manantial  de  la  Ventilla. Esto es indicativo de un mayor desarrollo de la karstificación en el sector acuífero  drenado por la surgencia de Cañamero. En cambio, las escasas fluctuaciones de temperatura  registradas  en  las  aguas  de  los manantiales  del  Carrizal  y  del  Barranco  de  Palomeras,  así  como  en  las  del  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo,  especialmente  en  la  primera  surgencia,  sugieren un sistema de drenaje poco karstificado.   Los  registros hidrotérmicos  (y de  conductividad  eléctrica)  realizados  en  la  vertical  del  sondeo  de  Palomeras‐1  (P‐8),  aunque  variables  dependiendo  de  las  condiciones  de  recarga  del  acuífero,  ponen  de  manifiesto  la  existencia  de  flujos  verticales  ascendentes,  característicos de áreas de descarga y, además, demuestran la contribución predominante de  la  zona  saturada  del  acuífero  al  flujo  del  manantial  del  Barranco  de  Palomeras.  Las  diferencias entre  los niveles de agua observados en  los sondeos de Palomeras‐1 (P‐8) y  ‐2  (P‐6) y de Palomeras‐3 (P‐7) por encima de  la cota piezométrica 565 m s.n.m., corroboran  esta última hipótesis.       Las  aguas  drenadas  por  los  manantiales  y  sondeos  de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco muestran  facies  hidroquímicas  predominantes  de  tipo  bicarbonatada  cálcica,  si  bien  las  del  sondeo  del  Arroyo  del  Cerezo  presentan  composiciones  más  sulfatadas.  El  análisis  de  las  curvas  de  frecuencias  de  la  conductividad  eléctrica  evidencia  diferentes morfologías y  rangos  de variación, de  acuerdo  con  la  elevada variabilidad en el  funcionamiento hidrogeológico. El  sector drenado por  el manantial de Cañamero presenta  rápidas respuestas frente a las precipitaciones, consistentes en la dilución de la mayoría de  componentes  hidroquímicos  procedentes  de  los materiales  acuíferos  y  el  enriquecimiento  simultáneo  de  las  aguas  en  trazadores  naturales  de  infiltración.  La mayor  heterogeneidad  hidroquímica de este sector acuífero también se deduce de la información suministrada por  ‐ 417 ‐ el  análisis  cuantitativo  de  las  curvas  de  frecuencia  de  la  conductividad  eléctrica,  que  demuestra la existencia de diferentes familias de aguas, algunas muy diluidas, consecuencia  de la circulación de flujos rápidos procedentes de las áreas de recarga del acuífero. Todo ello  es indicativo de un elevado grado de karstificación.    Sin  embargo,  en  el  sector  acuífero  drenado  por  el  manantial  del  Barranco  de  Palomeras, la continua movilización de aguas más mineralizadas a medida que se acumulan  los  principales  eventos  de  recarga  y  la  relativa  estabilidad  temporal  de  los  parámetros  indicadores de  infiltración rápida  (COT y NO3‐) demuestran  la  capacidad de regulación del  acuífero y de atenuación de la señal hidroquímica, entre otras (hidrodinámica, hidrotérmica  e isotópica). La baja variabilidad de la mineralización de las aguas en la vertical del acuífero,  al  menos  en  las  proximidades  del  manantial,  parece  estar  condicionada  por  una  mayor  homogeneización  de  la  señal  hidroquímica,  coherente  con  el  menor  desarrollo  de  la  karstificación de este sector. No obstante, la participación de la zona no saturada prevalece  sobre  el  flujo  procedente  de  la  zona  saturada  del  acuífero  en  condiciones  de  infiltración  puntuales  e  intensas  que  son  precedidas  de  un  estado mínimo  de  saturación  del  acuífero  (sequía).  La  zona  saturada  contribuye mayoritariamente durante  períodos  continuados de  recarga, en los que se registran los máximos caudales de descarga, y durante el estiaje.     Las  respuestas  hidroquímicas  e  isotópicas,  de menor  cuantía,  que  el manantial  del  Carrizal presenta frente a las precipitaciones ponen de manifiesto una escasa jerarquización  del drenaje kárstico en el sector acuífero que drena.    El doble comportamiento hidroquímico observado en el manantial de la Ventilla, con  diluciones en condiciones de recarga baja‐moderada y efecto pistón en períodos de elevadas  precipitaciones, evidencia una mayor participación de la zona no saturada en el primer caso.  La zona saturada contribuye más en condiciones de elevada recarga y después del cese de  las precipitaciones.    Los procesos de fraccionamiento isotópico por evaporación detectados en las aguas  de infiltración reciente, drenadas por los manantiales del Carrizal y de la Ventilla, permiten  constatar la importancia del conjunto suelo‐epikarst‐zona no saturada en el funcionamiento  hidrogeológico de los sectores acuíferos que drenan.      La karstificación se desarrolla con mayor intensidad en las partes más superficiales  del  acuífero,  especialmente  en  las  primeras  decenas  de  metros  de  los  afloramientos  carbonáticos  (epikarst  y  zona  no  saturada).  No  obstante,  este  proceso  hidrogeoquímico  también  tienen  lugar  en  la  zona  saturada  y  está  condicionado,  en  gran  medida,  por  la  presencia de materiales evaporíticos triásicos de la base del acuífero.           ‐ 418 ‐ Capítulo 6: Hidrogeología de la zona noroeste                                                                                                              ‐ 419 ‐     ‐ 420 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7. HIDROGEOLOGÍA DE LA ZONA NORORIENTAL  7.1  EL  ACUÍFERO  DE  LA  SIERRA  DE  ORTEGÍCAR  Y  DEL CERRO DE MATAGAYAR  7.1.1 Límites y geometría       Los  relieves  carbonáticos  que  constituyen  la  Sierra  de  Ortegícar  y  el  Cerro  de  Matagayar ocupan una superficie total de 5,5 km2 (Fig. 7.1). Dichos macizos están formados  por  afloramientos de  calizas del  Jurásico Medio  y  Superior,  aunque  en profundidad deben  encontrarse las dolomías del Jurásico Inferior (mapa geológico y cortes geológicos A‐A´ y B‐ B´ adjuntos).      Los materiales carbonáticos están delimitados en casi todo su perímetro por margas  y margocalizas  cretácicas mediante  contactos  estratigráficos  ‐sobre  todo  en  el  borde N‐  y  fallas normales (Fig. 7.1, mapa geológico y cortes geológicos A‐A´ y B‐B´ adjuntos). Por otra  parte,  las arcillas y areniscas  cretácico‐terciarias pertenecientes al  complejo del Flysch del  Campo de Gibraltar cabalgan sobre el  conjunto de rocas mesozoicas del Subbético  Interno  Occidental que afloran en la Sierra de Ortegícar y en el Cerro de Matagayar.    La geometría del acuífero corresponde a una estructura plegada anticlinal con forma  de  “cofre”,  de  dirección Nº60E,  en  la  que  el  flanco meridional  está  fallado  (Fig.  7.1, mapa  geológico y cortes geológicos A‐A´ y B‐B´ adjuntos). El flanco septentrional está afectado por  un  sistema  de  fallas  normales  subverticales  que  fragmentan  la  estructura  principal  en  bloques (corte geológico C‐C´ adjunto). Así, el acuífero queda dividido en tres afloramientos  calizos  principales  (Cerro  del  Escribano,  Cancho  de  Enmedio  y  Cerro  de  Matagayar),  separados  por  dos  pequeñas  fosas  tectónicas  en  las  que  afloran  margas  y  margocalizas  cretácicas.     Las formaciones jurásicas de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar podrían  tener  continuidad hacia  el NE,  como  se  representa  en  el  corte  geológico C‐C´  adjunto  y  se  deduce de las interpretaciones de los datos geofísicos (SEV y SEDT) realizados en la Cubeta  del Guadalteba  (véase apartado 2.2 de esta Memoria). Así,  las  calizas  y dolomías  jurásicas  parecen  hundirse  por  debajo  de  las margas  y margocalizas  cretácicas  y  de  los materiales  terciarios  del  Flysch,  a  cierta  profundidad.  En  el  depocentro  de  la  fosa  tectónica  que  hay  entre  las  sierras  de  Ortegícar  y  Teba  podrían  existir  espesores  de  materiales  cretácico‐ terciarios de varios centenares a mil metros (Figs. 2.7 y 2.8).  ‐ 421 ‐ ‐ 422 ‐ Figura 7.1. Esquema hidrogeológico de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar. [J] Jurásico; [C] Cretácico; [C­T] Cretácico­Terciario; [Q] Cuaternario. El recuadro con traza  blanca discontinua corresponde a la figura 7.3.  Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.1.2 Puntos de agua. Información procedente de sondeos      No se tiene constancia de que haya punto/s de descarga natural visible (manantial)  en  la  Sierra  de  Ortegícar  y  en  el  Cerro  de  Matagayar,  ni  tampoco  existe  información  documentada en  informes técnicos y atlas hidrogeológicos (IGME, 1983; DPM, 1988; DPM‐ IGME‐GHUMA, 2007) del drenaje de dichos macizos. Además, en los períodos de muestreo y  en  los  trabajos  de  campo  (geología  e  inventario)  realizados  durante  el  período  de  investigación tampoco se han detectado descargas visibles. El inventario de puntos de agua  del acuífero consta de dos sondeos (Tab. 7.1 y Figs. 7.1 y 7.2): el sondeo de Ortegícar (S‐42) y  el piezómetro de la Venta del Cordobés (P‐11).     x­UTM y­UTM Cota piez. Término Denominación  Referencia Uso [m] [m] [m s.n.m.] municipal Ortegícar S‐42 326.536 4.085.751 490 Cañete la Real Sin uso Venta del Cordobés P‐11 330.843 4.089.476 318 Teba Piezómetro de control   Tabla 7.1. Características principales de los sondeos inventariados la Sierra de Ortegícar y el Cerro de Matagayar.    El sondeo de Ortegícar (S‐42; Fig. 7.1), ubicado en el borde noroccidental de la sierra  homónima  (Fig.  7.2A),  fue  perforado  por  el  antiguo  Instituto  Nacional  de  Reforma  y  Desarrollo  Agrario  (IRYDA).  Se  desconoce  la  columna  de materiales  atravesados  por  este  sondeo,  la posible existencia de tramos productivos y su terminación. No obstante, se sabe  que tiene una profundidad de 152 m y que el nivel piezométrico se encuentra a 490 m s.n.m.  Actualmente el sondeo está en desuso.   El sondeo de la Venta del Cordobés (P‐11; Figs. 7.1 y 7.2B) se  localiza en el extremo  más oriental del Cerro de Matagayar y está emplazado en el cauce del Arroyo de la Esperilla.  Durante su perforación, se atravesaron 305 m de calizas jurásicas y no se tuvo constancia de  que se  intersectara nivel piezométrico alguno. El control detallado de la columna litológica  atravesada  reveló  la  escasa  karstificación  de  las  calizas.  La  ejecución  de  esta  perforación  formó  parte  de  las  actuaciones  desarrolladas  por  la  Dirección  General  de  Obras  Públicas  Hidráulicas (DGOPH, 1995), en los acuíferos de la cuenca del Río Guadalhorce, para paliar los  efectos del período de sequía. Desde entonces, el sondeo de la Venta del Cordobés (P‐11) se  utiliza como piezómetro de control en  la red del Servicio de Hidrología de  la Demarcación  Hidrográfica de las Cuencas Mediterráneas Andaluzas (DHCMA). La cota piezométrica media  en el sondeo se sitúa a 318 m s.n.m.  ‐ 423 ‐ Sondeo Tipo    A B C D Figura 7.2. (A) Vista de la vertiente O de la Sierra de Ortegícar. La flecha blanca señala la ubicación aproximada  del sondeo de Ortegícar (S­42). (B) Detalle del emplazamiento del piezómetro de la Venta del Cordobés (P­11) en  el cauce del Arroyo de la Esperilla (septiembre de 2007). (C) Estación de aforos del Río Guadalteba (foto realizada  en  septiembre  de  2007),  en  la  sección  de    aforos    denominada  G1  (véase  figura  7.3).  Al  fondo  se  observa  la  vertiente NO de la Sierra de Ortegícar, donde se emplaza el sondeo homónimo. (D) Imagen de Río Guadalteba en  condiciones de agotamiento (agosto de 2013), aguas abajo del Cortijo Huertas de  las Cuevas (sección G5 en  las  campañas de aforos diferenciales).    En  el  estado  actual  de  conocimiento  existen  dos  hipótesis  principales  sobre  la  descarga natural del acuífero de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar. Por un lado,  es  probable  que  haya  drenaje  hacia  el  cauce  del  Río  Guadalteba  (Figs.  7.1  y  7.3),  dada  su  proximidad al borde NNO del Cerro de Matagayar. Por otro, podría existir transferencia de  recursos  hídricos  subterráneos  a  otros  sistemas  hidrogeológicos,  particularmente  hacia  el  acuífero de las sierras de Teba y Peñarrubia (véase mapa hidrogeológico y corte geológico C‐ C´  adjuntos),  al  NE,  cuyo  drenaje  se  produce  por  el  manantial  de  Torrox  (M‐27).  En  esta  segunda hipótesis,  la descarga podría producirse mediante flujos profundos, aprovechando  las  formaciones carbonáticas que debe haber en profundidad en  la Cubeta del Guadalteba.  Una  tercera  hipótesis  consiste  en  que  la  descarga  de  la  Sierra  de  Ortegícar  del  Cerro  de  Matagayar se produjera hacia el Embalse del Guadalteba (mapa hidrogeológico adjunto), a  cota  350‐360  m  s.n.m.  No  obstante,  esta  última  hipótesis  parece  ser  la  menos  probable,  ‐ 424 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  porque no se  tiene constancia de que afloren calizas  jurásicas  en el vaso del embalse o de  que existiera descarga previamente a la construcción del mismo.      A  lo  largo  de  este  capítulo  (apartados  7.1  y  7.2)  se  tratará  de  proporcionar  información  hidrogeológica  disponible,  basada  en  las  observaciones  y  medidas  de  campo  realizadas  en  el  marco  de  esta  Tesis  Doctoral,  para  avanzar  en  la  caracterización  de  la  descarga de las sierra de Ortegícar, Matagayar, Teba y Peñarrubia.    7.1.3 Caracterización hidrogeológica   7.1.3.1 Aforos diferenciales en el Río Guadalteba    Se  han  realizado  nueve  campañas  de  aforos  diferenciales  de  caudal  en  el  Río  Guadalteba  para  determinar  la  posible  descarga  de  agua  subterránea  de  la  Sierra  de  Ortegícar y del Cerro de Matagayar hacia dicho cauce (Figs. 7.1, 7.2C y D y 7.3).       Figura. 7.3. Tramo del Río Guadalteba en el que se han realizado campañas de aforos diferenciales. La sección G1 del  río coincide con  la de  la estación de aforos (Fig. 7.2C). Véase situación en  la  figura 7.1 (recuadro de traza blanca  discontinua).     Los aforos se efectuaron con micromolinete en cinco puntos diferentes del río (G1­ G5, en Tab. 7.2 y Fig. 7.3), a lo largo de un tramo de 2 km comprendido entre la estación de  aforos del Guadalteba  (Fig. 7.2C) y el Cortijo de Huertas de  las Cuevas  (Fig. 7.2D). En esta  zona,  en  el  borde  N  del  Cerro  de  Matagayar,  el  contacto  entre  las  calizas  jurásicas  y  los  ‐ 425 ‐ materiales cretácicos se encuentra a su cota topográfica más baja (440‐450 m s.n.m., en Fig.  7.3)  y más  cercano  al  cauce del  río,  que en este  sector  se  encuentra por debajo de 400 m  s.n.m.  Las  cuatro  primeras  campañas  de  medida  se  llevaron  a  cabo  a  comienzos  de  la  presente  investigación  (2007‐2010)  entre  agosto  y  octubre  de  2007  (año  hidrológico  2006/07). Las cinco últimas se hicieron posteriormente, entre  los meses de mayo y agosto  de 2013 (año  hidrológico 2012/13) (Tab. 7.2).     Caudal (l/s) Fecha ΔQ/G1  (%) G1* G2 G3 G4 G5 ΔQ 01/08/2007 76,9 ‐ ‐ 74,6 ‐ ‐2,2 ‐2,9 08/08/2007 78,5 75,1 71,1 69,2 ‐ ‐9,3 ‐11,8 01/10/2007 88,6 ‐ ‐ 111,6 ‐ 23,0 25,9 10/10/2007 91,8 ‐ ‐ 110,8 18,9 20,6 Media** 21,0 8,0 23/05/2013 1.511,4 ‐ ‐ ‐ 1.600,2 88,8 5,9 10/06/2013 1.054,2 ‐ ‐ ‐ 1.145,7 91,5 8,7 28/06/2013 766,8 ‐ ‐ ‐ 829,8 63 8,2 09/08/2013 445,7 ‐ ‐ ‐ 504,6 58,9 13,2 27/08/2013 361,6 ‐ ‐ ‐ 412,9 51,3 14,2 Media 70,7 10,0 Tabla 7.2. Caudal del Río Guadalteba (secciones G1­G5) medido en las campañas de aforos diferenciales durante los  años 2007 y 2013. Se ha calculado el porcentaje de pérdida o ganancia con respecto al caudal medio en la sección G1  (ΔQ/G1).  (*) El punto G1 corresponde a  las medidas realizadas en  la  sección de  la estación de aforos.  (**) Media  realizada con los valores positivos de caudal (ganancias).    Durante  el  primer  período  de  control,  las  condiciones  hidrodinámicas  en  el  Río  Guadalteba fueron de aguas bajas (fin de estiaje) tras un período de baja pluviometría y de  pequeña crecida (se registraron 133 mm entre el 10/09/2007 y 03/10/2007). En el segundo  período,  la  situación hidrodinámica predominante  fue de  agotamiento,  aunque posterior  a  condiciones climáticas húmedas. El año hidrológico 2006/07 resultó ser de tipo medio (449  mm)  y  el  de  2012/13  de  tipo  húmedo  (635  mm),  de  acuerdo  con  el  registro  de  precipitaciones  de  la  estación  pluviométrica  del  Embalse  Guadalhorce‐Guadalteba,  cuyo  valor medio es de 505 mm para el período 1989/90‐2011/2012 (Tab. 3.1 y  Fig. 3.4).  A partir de los resultados obtenidos se observa que en las dos primeras campañas de  aforos diferenciales (01/08/2007 y 08/08/2007), el caudal medido en G4 es menor que el  aforado en G1  ‐estación de aforos‐ (Tab. 7.2 y Figs. 7.3 y 7.4),  lo que reflejaría pérdidas en  dicho tramo, comprendidas entre 2,2 y 9,3  l/s. En las dos campañas de medidas realizadas  en octubre de 2007 (días 1 y 10), después de un período de abundantes precipitaciones, se  determinaron variaciones positivas de caudal en el tramo G1‐G4, de entre 18,9 y 23 l/s (valor  medio de 21  l/s; Tab.  7.2),  respectivamente.  En  el  resto de  aforos diferenciales  (todos  los  efectuados  durante  el  año  2013;  Fig.  7.4)  también  se  detectan  ganancias  relativamente  ‐ 426 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  regulares  de  caudal  del  río  (70,7  l/s  de  media;  Tab.  7.2).  Por  tanto,  estos  resultados  indicarían  el  carácter  ganador  del  río  en  el  tramo  G1‐G4/G5  y  la    posible  existencia  de  descarga de agua subterránea del acuífero de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar  hacia  el  Río  Guadalteba.  Por  otro  lado,  la  diferencia  en  el  valor  medio  de  la  ganancia  de  caudal  entre  las  secciones  G1  y G5  del  río  en  los  dos  períodos  de  control  hidrodinámico,  comprendida entre 21 (2006/07) y 70,7 l/s (2012/13), está en consonancia con la diferente  recarga en sendos años hidrológicos, mucho mayor en el 2012/13.      Figura 7.4. Caudal del Río Guadalteba  en  las  secciones de aforos G1  y G4/G5  y ganancia de  caudal  en  el  tramo  comprendido entre G1y G4/G5 (véase localización en la Fig. 7.3) en las campañas de aforos diferenciales llevadas a  cabo  durante  2007  y  2013.  Precipitaciones  registradas  en  la  estación  del  Embalse  de  Guadalhorce­Guadalteba  (véase situación en Fig. 3.4).    La  recarga  estimada  para  los  años  del  período  de  investigación  ha  sido  de  1,15  hm3/año = 36,5 l/s (2007/08), 1,34 hm3/año = 42,5 l/s (2008/09) y 2,19 hm3/año = 69,5 l/s  (2009/10),  con un valor medio de 1,56 hm3/año (aproximadamente 50  l/s),  tal y como se  expone en el capítulo 8 de esta Memoria.  Por consiguiente, de  los  resultados obtenidos a partir de  las  campañas de medidas  diferenciales parece deducirse ganancia de caudal (especialmente en 2013) en el tramo del  río  comprendido  entre  la  estación  de  aforos  (G1)  y  el  Cortijo  de  Huertas  de  las  Cuevas  (G4/G5),  atribuible  a  la  descarga  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  del  Cerro  de  Matagayar.  No  obstante,  conviene señalar que  las medidas de caudal se han realizado con micromolinete,  cuya precisión se estima en ± 10 %, y el valor de las ganancias de caudal obtenidas queda en  muchos casos por debajo de dicha precisión (Tab. 7.2, columna derecha).   ‐ 427 ‐ Al mismo tiempo que se realizaban los aforos diferenciales en el río, se midió el valor  de la conductividad eléctrica del agua en la mayoría de secciones y campañas de aforos (Tab.  7.3). A partir de los datos obtenidos se aprecia una ligera mineralización de las aguas, en el  tramo G1‐G4, en dos de las campañas realizadas en 2007, y una sutil dilución de las mismas,  desde la estación de aforos (G1) hasta la sección G5, en las últimas cinco campañas de aforos  realizadas  en  2013.  Las  variaciones  de  mineralización  de  las  aguas,  aunque  son  prácticamente  insignificantes, podrían deberse a  la descarga de agua subterránea desde  la  Sierra  de  Ortegícar  y  el  Cerro  de  Matagayar  hacia  el  Río  Guadalteba.  Así,  el  aumento  de  conductividad eléctrica del agua del río sería consecuencia de  la mezcla de esta última con  agua  subterránea,  algo  más  mineralizada,  drenada  durante  la  primera  crecida  del  año  hidrológico  2007/08.  En  el  período  de  decrecida  y  agotamiento  del  año  2012/13,  la  disminución  de  la  conductividad  eléctrica  observada  en  las  aguas  superficiales,  estaría  asociada  al  drenaje de agua  subterránea más diluida, dada  la  elevada  recarga del  acuífero  durante el período previo. No obstante, estos mínimos cambios de conductividad eléctrica en  las  aguas  superficiales  (Tab.  7.3)  también  podrían  explicarse  a  partir  de  procesos  de  disolución/precipitación  de  calcita,  dado  el  régimen  hidrodinámico  turbulento  (desgasificación) de  las aguas y el contacto permanente con  la  atmósfera. En definitiva,  las  variaciones  de  conductividad  eléctrica  son  demasiado  sutiles  como  para  establecer  conclusiones sólidas. Para confirmar las relaciones hidrogeológicas entre el río y el acuífero  o entre éste y otros sistemas sería necesario, en futuras investigaciones, realizar ensayos de  trazadores.    Conductividad eléctrica (CE, µS/cm) Fecha G1 G2 G3 G4 G5 ΔCE 01/08/2007 ‐ ‐ ‐ 473 ‐ ‐ 08/08/2007 474 465 474 477 ‐ 3 01/10/2007 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 10/10/2007 489 ‐ ‐ 497 ‐ 8 23/05/2013 ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ 10/06/2013 479 ‐ ‐ ‐ 473 ‐6 28/06/2013 454 ‐ ‐ ‐ 441 ‐13 09/08/2013 400 ‐ ‐ ‐ 395 ‐5 27/08/2013 401 ‐ ‐ ‐ 397 ‐4   Tabla 7.3. Valores de conductividad eléctrica del agua del río Guadalteba en las diferentes secciones y campañas de  aforos diferenciales realizadas durante los años 2007 y 2013.           ‐ 428 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.1.3.2  Evolución  temporal  de  la  piezometría  en  los  sondeos  de  Ortegícar (S­42) y de la Venta del Cordobés (P­11)      Las medidas puntuales (6) efectuadas en el sondeo de Ortegícar (S‐42; Tab. 7.4 y Fig.  7.1) ponen de manifiesto  la  escasa  variación piezométrica,  inferior  a  2 m,  en  el  sector del  Cerro del Escribano (borde O de la sierra; Fig. 7.1). El sondeo tiene una columna de agua de  apenas 10 m y los datos piezométricos parecen indicar que corresponde a un nivel acuífero  colgado, probablemente asociado a las margas y margocalizas cretácicas.  El registro piezométrico en el sondeo de la Venta del Cordobés (P‐11; Tab. 7.4 y Fig.  7.5)  consta  de  una  serie  histórica  de  datos  de  nivel  piezométrico  (con  una  periodicidad  aproximada de mes y medio), que ha sido facilitada por la Demarcación Hidrográfica de las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA),  y  de  otra  serie  generada  a  partir  de  las  medidas mensuales durante  el  período de  investigación.  En  ambos períodos de  control  se  observan  variaciones  piezométricas  relativamente  rápidas  y  de  magnitud  muy  variable,  desde centrímetros (año 2006) hasta decenas de metros (1996, 1997, 1998 y 2010), como  respuesta a las precipitaciones.    Período Nº NPmáx. NPmín Amplitud piez. Denominación  Código Fuente de control medidas [m s.n.m.] [m] Ortegícar S‐42 dic‐2008 a feb‐2010 6 491,1 489,5 1,6 Tesis Venta del mar‐1996 a nov‐2007 97 362,1 303 59,6 DHCMAP‐11 Cordobés dic‐2007 a may‐2010 24 385 311 74,4 Tesis   Tabla 7.4. Datos de nivel piezométrico (máximo, NPmáx; mínimo, NPmín; y amplitud piezométrica) de los sondeos  inventariados en la Sierra de Ortegícar y en el Cerro de Matagayar, registrados durante el período de investigación.    Al comparar las variaciones piezométricas en el sondeo de la Venta del Cordobés (P‐ 11) con las del caudal del Río Guadalteba en la sección de la estación de aforos (Figs. 7.1, 7.2  y  7.5),  se  observa  que  evolucionan  de  forma  similar.  Teniendo  en  cuenta  esto  último,  el  hecho de que el sondeo resultó negativo (baja permeabilidad de las calizas atravesadas en la  columna) y su localización en el fondo del cauce del Arroyo de la Esperilla (Figs. 7.1 y 7.2B),  se  deduce  que  la  gran  amplitud  piezométrica  detectada  en  el  sondeo  debe  estar  condicionada,  en gran medida, por  la entrada directa de  las aguas  superficiales del  arroyo  hacia el interior del piezómetro. Este hecho, además, se ha constatado mediante observación  directa en el campo (Fig. 7.6).  ‐ 429 ‐ Sondeo Tipo     Figura 7.5. Evolución temporal del nivel piezométrico en el sondeo de la Venta del Cordobés (P­11) y del caudal del  Río  Guadalteba  (estación  de  aforos,  G1)  durante  el  período  comprendido  entre  1995  y  2011.  Precipitaciones  registradas en la estación del Embalse de Guadalhorce­Guadalteba.      Figura 7.6. Realización de un perfil de conductividad eléctrica y temperatura del agua en el piezómetro de la Venta  del Cordobés (P­11), el día 20/02/2009. En la imagen se observa, además, el efecto de la erosión hídrica en la base  de la boca del sondeo, por donde entra el agua superficial del Arroyo de la Esperilla.    Conviene tener presente que la posible cota de descarga de la Sierra de Ortegícar y  del Cerro de Matagayar hacia el Río Guadalteba, en el tramo comprendido entre la estación  ‐ 430 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  de aforos y el Cortijo de Huertas de  las Cuevas (Figs. 7.1, 7.2C y D y 7.3), es de 390‐400 m  s.n.m.,  y  la  cota  de  surgencia  del  manantial  de  Torrox  (M‐27,  en  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia; mapa hidrogeológico adjunto), hacia donde también cabría la posibilidad de que  se dirigiera el drenaje del acuífero, es de 370 m s.n.m. Sin embargo, el sondeo de la Venta del  Cordobés (P‐11), cuya cota piezométrica media (318 m s.n.m.) se encuentra claramente más  baja, no parece estar conectado hidrogeológicamente con el  río  ni con el manantial, por  lo  que es razonable descartar el flujo subterráneo desde el piezómetro hacia estos dos puntos.   7.1.3.3 Registros verticales de conductividad eléctrica y temperatura  del agua en el sondeo de la Venta del Cordobés (P­11)        Se han llevado a cabo siete campañas de medida de la conductividad eléctrica (CE) y  de la temperatura del agua en la vertical del piezómetro de la Venta del Cordobés (P‐11; Fig.  7.6), para  intentar caracterizar  los eventuales  flujos de agua subterránea que  fluyen por el  sector  acuífero  del  Cerro  de  Matagayar  en  diferentes  condiciones  hidrodinámicas.  Los  resultados  obtenidos,  así  como  la  representación  de  la  columna  litológica  del  sondeo,  se  recogen en la figura 7.7. Cabe resaltar que la perforación no está entubada.  Se  distinguen  tres  tipos  de  registros  (Fig.  7.7),  en  función  de  la  evolución  de  los  valores de CE del agua en profundidad:  Registros  verticales  sin  apenas  variaciones  de  este  parámetro  (09/01/08)  o  con  cambios de escasa magnitud (05/02/10, 25/03/10 y 13/05/10). La conductividad  eléctrica del agua se encuentra en el rango de valores de 1.300‐1.750 µS/cm y las  condiciones hidrodinámicos corresponden a períodos de crecida y decrecida.  Diagrafías  en  las  que  los  valores  de  CE  disminuyen  (de  2.400  a  1.100  µS/cm)  paulatinamente en profundidad (20/02/2009 y 07/04/09, período de aguas altas).  Registro  de  conductividad  eléctrica  con  tendencia  hacia  valores  crecientes  en  profundidad (18/12/09), variables desde 1.550 a 2.400 µS/cm, aproximadamente.  Las condiciones hidrodinámicas fueron de estiaje prolongado.  En cualquier caso,  las variaciones de CE registradas en  la vertical del sondeo están  influenciadas por la entrada de aguas de escorrentía y no se detectan cambios que pudieran  ser atribuibles a flujos de agua subterránea.  En  los  tres  tipos  de  diagrafías  (Fig.  7.7)  la  evolución  de  los  valores  de  CE  se  interrumpe aproximadamente en el metro 265, a partir del cual ‐y hasta el fondo del sondeo‐  se observa un repunte de la mineralización del agua (profundidad de 265‐270 m), seguida de  una dilución en profundidad y una posterior estabilización del valor de la CE en los últimos  25  m.  Este  hecho,  podría  deberse  a  la  colmatación  del  sondeo  en  su  tramo  final  como  ‐ 431 ‐ consecuencia  de  la  entrada  de  sedimentos  transportados  por  el  agua  de  escorrentía  del  Arroyo de la Esperilla.        Figura  7.7. Registros  verticales  de  conductividad  eléctrica  y  temperatura  del  agua  en  el  sondeo  de  la Venta  del  Cordobés  (P­11),  cuya  columna  litológica  está  enteramente  formada  por  calizas  jurásicas.  Los  valores  entre  paréntesis corresponden a la cota piezométrica en el momento de la realización de cada uno de los perfiles.    Por lo que respecta a la evolución hidrotérmica en la columna del piezómetro es igual  en todos los registros verticales (Fig. 7.7), con un aumento progresivo de la temperatura del  agua en profundidad,  independientemente de las condiciones hidrodinámicas. Los cambios  en la temperatura del agua detectados en las diagrafías, propios del equilibrio térmico con la  roca  en  profundidad,  son  coherentes  con  la  escasa  renovación  del  volumen  de  agua  en  el  interior del piezómetro. Al  igual que ocurre con  la evolución de  la conductividad eléctrica,  ‐ 432 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  por debajo de 265 m se detectan cambios en los valores de la temperatura del agua (valores  constantes), lo que podría corroborar la colmatación del sondeo en este tramo.     7.1.3.4 Composición química del agua      Las facies hidroquímicas del reducido número de muestras de agua recogidas en los  sondeos (Fig. 7.8) son de tipo sulfatada‐clorurada cálcico‐magnésica (Ortegícar) y sulfatada‐ clorurada sódica (Venta del Cordobés).         Figura  7.8. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las muestras  de  agua  de  los  sondeos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro del Matagayar durante el período de investigación.    Los valores de conductividad eléctrica de las seis muestras de agua (Tab. 7.5) varían  entre 760 µS/cm, en el  sondeo de Ortegícar  (S‐42), y 1.658 µS/cm, en el piezómetro de  la  Venta del Cordobés (P‐11). Los mayores valores de TAC y los contenidos más altos de Ca+2,  Mg+2 y SO4‐2 se registran en las aguas del piezómetro (Tab. 7.5).   La composición química del agua de los sondeos de la Sierra de Ortegícar y del  Cerro  de Matagayar  debe  estar  condicionada  por  las  características  de  las  perforaciones,  por  la  baja  permeabilidad  de  los  materiales  atravesados  y  por  la  nula  representatividad  del  registro  piezométrico.  En  el  caso  del  sondeo  de  la  Venta  del  Cordobés  (P‐11),  las  características químicas de  las  aguas deben estar  influenciadas,  además, por  la entrada de  agua superficial del Arroyo de la Esperilla.  ‐ 433 ‐ CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+ Ca+2 +2Denomin.  3 4 Mg pH logPCO IS IS (Ref.) 2 CAL DOL[µS/cm] [ºC] [mg/l] Ortegícar 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 (S­42) 760 15,7 7,6 2,39 228 0,2 66,5 127,9 58,3 11,6 7,1 45,2 26,3 ‐2,35 ‐0,01 ‐0,52 n 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 mín 1.119 17,4 7,6 0,97 245 0,6 117,3 34,2 206,0 138,7 5,5 81,0 35,3 ‐2,59 0,36 0,28 Venta del  Cordobés máx 1.658 18,2 7,9 2,82 340 0,9 243,6 60,9 396,5 240,6 6,6 102,5 58,9 ‐2,21 0,64 0,76 (P­11) med 1.362 17,8 7,8 1,98 312 0,8 177,5 46,4 289,8 184,5 6,1 92,5 47,0 ‐2,38 0,49 0,44 cv ­ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐   Tabla  7.5.  Valores  estadísticos  principales  (número  de  medidas/determinaciones,  n;  valor  mínimo,  mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­químicos y  componentes hidroquímicos de las aguas de los sondeos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar durante  el período de investigación.                                               ‐ 434 ‐ 28/12/09 Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.2  EL  ACUÍFERO  DE  LAS  SIERRAS  DE  TEBA  Y  PEÑARRUBIA  7.2.1 Límites y geometría      En el extremo NE del área de estudio se localizan los macizos carbonáticos de Teba y  Peñarrubia  (Fig.  7.9).  Estos  relieves,  formados  esencialmente  por  afloramientos  de  calizas  jurásicas,  se alinean según  las direcciones NE‐SO, en  la Sierra de Teba, de  forma similar al  resto de sierras situadas al SO (véase mapa geológico adjunto), y prácticamente NO‐SE, en la  de  Peñarrubia.  En  conjunto,  los  afloramientos  permeables  ocupan  una  superficie  aproximada de 7,2 km2.      Ambas  sierras  están  limitadas,  al N,  por  depósitos  aluviales  cuaternarios  (extremo  occidental)  y  por  areniscas  y  margas  miocenas  (extremo  oriental)  que  reposan,  discordantes,  sobre  las  calizas  jurásicas  (Figs.  7.9  y  7.10).  Más  al  N,  bajo  los  materiales  miocenos  y  cuaternarios,  afloran  arcillas  con  evaporitas  de  edad  Trías  Superior  (Cruz  Sanjulián,  1974).  Al  S,  afloran margas  y margocalizas  cretácicas  y  arcillas  y  areniscas  del  Flysch del Campo de Gibraltar. Los contactos entre las formaciones jurásicas y las cretácicas  son  predominantemente  estratigráficos,  aunque  pueden  ser  de  tipo mecánico  o  tectónico  sobre  todo en el borde occidental de  la Sierra de Teba. Los materiales del Flysch cabalgan  sobre  las  margas  y  margocalizas  cretácicas,  como  ocurre  en  el  resto  del  área  de  estudio,  aunque también lo hacen directamente sobre las calizas jurásicas, en el sector más oriental  de la Sierra de Peñarrubia (Fig. 7.9 y mapa geológico adjunto).     La  geometría  del  acuífero  queda  definida  por  una  estructura  anticlinal  (Figs.  7.9  y  7.10 y corte geológico C‐C´ adjunto) cuya mitad oriental (Sierra de Peñarrubia) está rotada     ‐aproximadamente  70º  en  el  sentido  de  las  agujas  del  reloj‐  con  respecto  a  la  occidental  (Sierra  de  Teba),  de modo  que  el  trazado  cartográfico  del  pliegue  presenta  una  forma  de  “rodilla”.  El  flanco meridional  muestra  buzamientos más  suaves  que  el  septentrional,  que  puede  llegar  a  tener  una  posición  casi  vertical  en  la  Sierra  de  Teba  (en  este  extremo,  el  pliegue anticlinal presenta vergencia hacia el N). La fracturación de la estructura plegada es  mayor en el macizo de Teba (Fig. 7.9), donde se observan fallas subverticales de direcciones  preferentes N30ºE y N110ºE.    7.2.2 Puntos de agua      La descarga del acuífero se produce por el manantial de Torrox (M‐27a, a la cota  370  m  s.n.m.;  Tab.  7.6  y  Figs.  7.9,  7.10  y  7.11A),  que  constituye  el  único  punto  de  descarga  ‐ 435 ‐   ‐ 436 ‐ Figura 7.9. Esquema hidrogeológico del acuífero de Teba­Peñarrubia. [J] Jurásico; [C] Cretácico; [C­T] Cretácico­Terciario; [Mio] Mioceno; [Q] Cuaternario.  Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  natural visible de ambas sierras. La surgencia se localiza en la margen izquierda del Tajo del  Molino,  cañón  excavado  por  el  Río  de  la  Venta  en  las  calizas  de  la  parte  occidental  de  la  Sierra de Peñarrubia (Figs. 7.9 y 7.11B). Este manantial es polisurgente (Torrox, M‐27a; Tp1‐ Torrox, M‐27b; Tp2‐Torrox, M‐27c)  durante períodos de elevada  recarga. No obstante,  las  surgencias  de  tipo  trop  plein  inventariadas  (con  prefijo  Tp‐,  en  la  tabla  7.6)  presentan  caudales exiguos en relación con la surgencia principal, la de Torrox (M‐27a).         Figura  7.10. Corte  hidrogeológico  por  el manantial  del Torrox  (M­27a).  La  orientación  aproximada  del  corte  se  indica en la figura 7.9.      Cota surg./  x­UTM y­UTM Término Denominación  Referencia piezom. Uso [m] [m] municipal [m s.n.m.] Torrox M‐27a 332.703 4.094.573 370 Teba Abastecimiento urbano/regadío Tp1­Torrox M‐27b 332.679 4.094.637 370 Teba Sin uso Tp2­Torrox M‐27c 332.805 4.094.874 380 Teba Sin uso Cant. Peñarrubia S‐43 334.777 4.093.373 ‐ Campillos Sin uso. Obstruido Campillos­2 S‐44 334.598 4.093.494 ‐ Campillos Abastecimiento urbano Campillos­1 S‐45 334.763 4.093.555 ‐ Campillos Abastecimiento urbano Campillos­3 S‐46 334.733 4.093.626 369 Campillos Sin uso. Sondeo de emergencia Tendedero­3 S‐47 334.024 4.093.738 ‐ Teba Uso ganadero Peñarrubia P‐12 334.012 4.093.752 367 Teba Piezómetro de control Tendedero­1 S‐48 333.696 4.093.801 ‐ Teba Uso ganadero Tendedero­2 S‐49 333.757 4.093.950 ‐ Teba Uso ganadero   Tabla 7.6. Principales características de los puntos de agua inventariados en las sierras de Teba y Peñarrubia.     El  agua  subterránea  drenada  por  el  manantial  de  Torrox  se  aprovecha,  mediante  acequias, para el regadío de 6,5 hectáreas de huertas anexas, pertenecientes a la Comunidad  de Regantes del Río de la Venta, y para consumo doméstico de la población de Teba ‐previa  mezcla con agua subterránea de otros acuíferos‐. El caudal restante se vierte directamente al  Arroyo de la Venta y termina en el Embalse del Guadalteba (Fig. 7.9).  ‐ 437 ‐ Sondeo Manantial Tipo A B C D Figura. 7.11.  (A) Vista de  la  caseta de  captación  y del  recinto donde nace  el manantial de Torrox  (M­27a). Foto  tomada en agosto de 2007. (B) Cañón fluviokárstico en el área del Tajo del Molino, visto desde el N (noviembre de  2008). (C) Imagen del sondeo de emergencia Campillos­3 (S­46), en el borde meridional de la Sierra de Peñarrubia.  (D) Río de la Venta (sección de aforos V1, véase situación en la figura 7.9) inmediatamente aguas arriba de la Sierra  de Peñarrubia. Decrecida de mayo de 2013.    Se han inventariado 7 sondeos y 1 piezómetro (Tab. 7.6 y Fig. 7.9), la mayoría de los  cuales  están  destinados  al  consumo  urbano  o  al  uso  agrícola  y  ganadero.  Los  sondeos  de  Campillos‐1, ‐2 y ‐3 (S‐45, S‐44 y S‐46; Figs. 7.9 y 7.11C) se aprovechan para abastecimiento  a la población de Campillos, localizada 7 kilómetros al N de las sierras de Teba y Peñarrubia.  Los sondeos de Tendedero‐1, ‐2 y ‐3 (S‐48, S‐49 y S‐47; Fig. 7.9) extraen agua subterránea en  la  finca  homónima,  donde  se  llevan  a  cabo  actividades  ganaderas  (porcinos)  y  agrícolas  (regadío  de  60  hectáreas  de  cultivo).  El  volumen  estimado  de  las  extracciones  de  agua  subterránea  en  la  Sierra  de  Peñarrubia  asciende  a  0,63  hm3/año  (0,27  hm3/año  en  los  sondeos  de  Campillos  y  0,36  hm3/año  en  los  de  la  Finca  de  Tendedero).  El  sondeo  de  la  cantera  de  Peñarrubia  (S‐43),  próximo  a  los  de  Campillos,  se  encuentra  abandonado  y  obstruido. Por último, el piezómetro de Peñarrubia (P‐12), que pertenece a la Demarcación  Hidrográfica  de  las  Cuencas  Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA),  se  utiliza  para  controlar  periódicamente el nivel piezométrico del acuífero de la Sierra de Peñarrubia.   ‐ 438 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  Según el Atlas hidrogeológico de la provincia de Málaga (DPM‐IGME‐GHUMA, 2007),  las salidas medias anuales del acuífero de las sierras de Teba y Peñarrubia (3 hm3/año), que  se  drenan  fundamentalmente  por  el  manantial  de  Torrox  (M‐27a)  y  por  los  sondeos  ubicados  en  esta  última  sierra,  son  superiores  a  las  entradas  sobre  los  afloramientos  permeables  carbonáticos  y  por  infiltración  de  agua  superficial  del  Río  de  la  Venta  (2,2  hm3/año). Esta diferencia en el balance hidrogeológico del acuífero, equivalente a un caudal  aproximado  de  25  l/s,  lleva  a  pensar  en  la  transferencia  de  recursos  subterráneos  desde  otros sistemas hidrogeológicos (DPM‐IGME‐GHUMA, 2007), probablemente procedentes de  la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar.    7.2.3 Hidrodinámica  7.2.3.1 Datos de caudal      El registro hidrodinámico del manantial de Torrox (M‐27a) consta de tres series de  datos  de  caudal  (Tab.  7.7  y  Fig.  7.12),  que  han  sido  proporcionados  por  el  IGME  y  por  la  Demarcación Hidrográfica  de  las  Cuencas Mediterráneas  Andaluzas  (DHCMA)  y  obtenidos  durante  el  período  de  control  de  esta  Tesis Doctoral.  El  cálculo  del  caudal medio  de  cada  serie  de  datos  se  ha  realizado  a  partir  de  la  integración  de  los  correspondientes  hidrogramas.    Denominación Período de Nº de Qmáx. Qmed.* Qmín. Qmáx./ cv Fuente (Referencia) registro medidas [l/s] [l/s] 3 [l/s] Qmín. [%][hm /a] feb‐75 a may‐01 72 224 78 2,46 5 45 157 IGME Torrox  nov‐01 a oct‐07 55 176 42 1,32 0 ‐ 92 DHCMA (M­27a) jul‐07 a may‐10 84 416 95 3,00 5 83 95 Tesis Tabla 7.7. Parámetros estadísticos de  las  series de datos de caudal drenado por el manantial de Torrox  (M­27a),  principal punto de descarga de las sierras de Teba y Peñarrubia. (*) Caudal medio calculado a partir de la integral  del hidrograma.    La serie de datos de caudal del IGME (Tab. 7.7 y Fig. 7.12A) comprende un período de  control que va desde febrero de 1975 a mayo de 2001. Consta de 72 aforos realizados con  una periodicidad media de 4 meses. El valor medio resultante es de 78 l/s (2,46 hm3/año),  mientras que los valores mínimo y máximo son 5 y 224 l/s, respectivamente. Los recursos  medios  anuales, procedentes de  la  infiltración de  las precipitaciones,  que  se han estimado  para  el  período  histórico  1964/65‐2009/10  ascienden  a  1,77  hm3/año  (véase  apartado  ‐ 439 ‐ 8.1.5.2), similares a los 1,7 hm3/año que figuran en el Atlas hidrogeológico de la provincia de  Málaga (DPM‐IGME‐GHUMA, 2007).      Figura 7.12. Registro hidrodinámico del manantial de Torrox (M­27a): series de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por la DHCMA (B), y obtenida durante el período de investigación (C).     La duración de la serie de datos suministrada por la DHCMA (Tab. 7.7 y Fig. 7.12B) es  de aproximadamente 7 años (noviembre de 2001 a octubre de 2007). Los valores mínimo,  medio y máximo de caudal, calculados a partir de 55 medidas mensuales, son 0; 42 y 176 l/s,  respectivamente.  El  valor  medio  de  caudal  durante  este  período  de  registro  es  aproximadamente la mitad del calculado a partir de la serie histórica de datos (IGME).  En tercer lugar, las medidas de caudal obtenidas durante la presente investigación se  llevaron a cabo entre julio de 2007 y mayo de 2010 (Tab. 7.7 y Fig. 7.12C). La serie de datos  ‐ 440 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  consta de 84 aforos, efectuados aproximadamente cada 10 días, aunque  la periodicidad de  medida es menor (cada 2 días) durante los períodos de lluvias. Los valores medios de caudal  de  los  años  hidrológicos  del  período  de  investigación  han  sido  los  siguientes  :  69  l/s  (2007/08), 73  l/s  (2008/09) y 143  l/s  (2009/10). El valor medio  (95  l/s) y máximo (416  l/s)  de  este  período  son  los más  elevados  del  registro  total  de  caudal  de  la  surgencia  de  Torrox  (M‐27a),  como  consecuencia  de  la  elevada  pluviometría,  mientras  que  el  valor  mínimo (5 l/s) coincide con el aforado por el IGME.  Los  recursos  medios  por  infiltración  del  aguas  de  lluvia  sobre  los  afloramientos  permeables de  las sierras de Teba y Peñarrubia, para cada uno de  los años del período de  investigación (véase apartado 8.1.5.2), ascienden a 1,41 hm3/año = 44  l/s  (2007/08), 1,71  hm3/año = 54 l/s (2008/09) y 3,02 hm3/año = 96 l/s (2009/10), con un valor medio de 2,04  hm3/año  =  65  l/s.  Por  tanto,  se  deduce  que  por  el manantial  de  Torrox  se  drenan  30  l/s  (~0,95  hm3/año) más  de  la  que  entra  por  infiltración  del  agua  de  lluvia  en  las  sierras  de  Teba y Peñarrubia.    7.2.3.2 Hidrogramas del manantial de Torrox (M­27a)      Los  hidrogramas  del  manantial  de  Torrox  correspondientes  al  período  de  estudio  (Fig.  7.13)  presentan,  en  general,  una  crecida  por  año  en  respuesta  a  las  precipitaciones.  Dichas  crecidas  han  ocurrido  en  períodos  diferentes  a  lo  largo  de  cada  año  hidrológico  y  muestran  hidrogramas  con  distinta  morfología,  amplitud  y  caudal  máximo.  Todo  ello  depende  fundamentalmente  de  la  cantidad,  intensidad  y  distribución  temporal  de  las  precipitaciones.  En  lo  que  respecta  a  los  parámetros  hidrodinámicos,  el  análisis  de  los  hidrogramas unitarios permite deducir tiempos de crecida comprendidos entre 25 y 90 días  y tiempos de base que varían entre 55 y 140 días, según la periodicidad de los aforos.  Las  lluvias  del  año  hidrológico  2007/08  previas  a  las  de  la  primavera  (Fig.  7.13),  fueron  poco  cuantiosas  y  estuvieron  homogéneamente  distribuidas  en  el  tiempo,  de  tal  forma que los caudales registrados durante el otoño y el  invierno no muestran variaciones  significativas,  con  un  valor  promedio  aproximado  de  45  l/s  (Fig.  7.13).  La  crecida  hidrodinámica  de  mayor  magnitud  se  produjo  entre  los  meses  de  abril  y  junio,  como  respuesta  a  las  abundantes precipitaciones acumuladas durante  el mes de abril  (111 mm;  estación de Teba‐pueblo en Fig. 7.9). Este evento de precipitación provocó un aumento de  caudal (327 l/s en la punta de la crecida), que se detectó casi 1 mes más tarde. Tras la punta  de caudal,  la decrecida y el agotamiento de la surgencia tuvieron lugar  lentamente. Esto se  traduce  en  un  hidrograma unitario  relativamente  puntiagudo  y  de  base  ancha  (tiempo de  base de 80 días).  ‐ 441 ‐   Figura  7.13.  Hidrogramas  anuales  de  la  surgencia  de  Torrox  (M­27a)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Teba­pueblo (véase localización en la figura 7.9) durante el período de  investigación.    En el año hidrológico 2008/09 (Fig. 7.13), las primeras lluvias significativas (otoño‐ invierno) después de eventos de precipitación dispersos y de poca cuantía, ocasionaron un  aumento  gradual  de  los  caudales  del  manantial  de  Torrox  (M‐27a),  aunque  de  poca  magnitud,  que  se  prolongó  hasta  comienzos  del  mes  de  febrero.  Las  precipitaciones  acaecidas en dicho mes y en marzo (110 mm), distribuidas en dos episodios de 5‐6 días de  duración,  propiciaron  la mayor  respuesta  hidrodinámica  del  año,  en  la  que  se  registró  un  caudal punta de 220  l/s. En este caso, el aumento de caudal, poco marcado, se caracterizó  por  un  tiempo  de  crecida  parecido  al  de  la  crecida  del  año  anterior  (35  días),  aunque  también  por  un  tiempo  de  base  algo  menor  (50  días).  El  agotamiento  del  manantial  se  estableció con una velocidad decrecimiento de  los caudales más  rápida entre  los meses de  abril y julio que entre este último mes y octubre.  Las  precipitaciones  acumuladas  durante  el  año  hidrológico  2009/10  (Fig.  7.13)  fueron  excepcionalmente  abundantes  (775 mm)  y  se  distribuyeron  de  forma  concentrada  entre  los meses  de  diciembre  y marzo.  Estas  lluvias  fueron  las  responsables  de  la mayor  crecida  (diciembre  de  2009  a  mayo  de  2010)  ocurrida  a  lo  largo  del  período  de  ‐ 442 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  investigación, que también resultó ser la mayor crecida registrada del período histórico. Las  características  principales  de  este  hidrograma  son:  una morfología  poco  puntiaguda  y  de  base amplia, con un caudal máximo de 416 l/s y tiempos de crecida y de base de 90 y 140  días, respectivamente.   No obstante, al margen de las fluctuaciones de caudal, resultan llamativas las formas  de  los  hidrogramas  mostrados  en  la  figura  7.13,  en  los  que  se  observan,  con  frecuencia,  respuestas hidrodinámicas muy amortiguadas y con un cierto desfase respecto a la señal de  entrada (lluvia).     7.2.3.3 Aforos diferenciales en el Río de la Venta          Se han llevado a cabo medidas de caudal en diferentes secciones del Río de la Venta,  en el tramo que discurre por el Tajo del Molino (Figs. 7.9 y 7.11B), con el objetivo de evaluar  la relación río‐acuífero en el entorno del manantial de Torrox (M‐27a). En concreto, se han  realizado  11  campañas  de  aforos  desde  febrero  a  agosto  de  2013  (el  año  hidrológico  2012/2013 fue de tipo húmedo), en las que se ha medido el caudal del río aguas arriba (V1,  en Figs. 7.9 y 7.11D) y aguas abajo (V2) del afloramiento de calizas jurásicas de la Sierra de  Peñarrubia, aprovechando el período más largo en el que ha circulado agua por el Tajo del  Molino. Las medidas de caudal se efectuaron con micromolinete, con una periodicidad media  quincenal, salvo en la segunda mitad de febrero y en el mes de marzo, períodos en los que  fue imposible aforar el Río de la Venta debido a la magnitud de las crecidas.  Los  resultados  obtenidos  (Tab.  7.8  y  Fig.  7.14)  ponen  de  manifiesto  que,  en  la  mayoría  de  las  campañas  de  aforos  diferenciales  (9  de  11),  parte  del  caudal  del Río  de  la  Venta se pierde en el tramo de cauce comprendido entre las secciones V1 y V2, de tal manera  que  el  cauce  resulta  ser  perdedor  a  su  paso por  el  Tajo  del Molino  (Fig.  7.9).  El  rango de  caudales  que  se  infiltra  en  las  calizas  jurásicas  está  comprendido  entre  18,6  l/s  (27/08/2013) y 243,4 l/s (11/04/2013) y presenta un valor medio de 62,5 l/s. La magnitud  de la pérdida (recarga al acuífero) es proporcional al caudal del río. El porcentaje medio de  las ganancias/pérdidas respecto al caudal medido en la sección V1 del río es del 16 % (Tab.  7.8), valor éste mayor que el error cometido por el aforo con micromolinete, estimado en un  10 %.   Sin embargo, en los dos aforos efectuados a finales del mes de abril y principios del  mes  de mayo  (área  sombreada  en  la  figura  7.14),  se  detecta  un  aumento  significativo    de  caudal (179‐193 l/s; Tab. 7.8) en el mismo tramo del río, por lo que el acuífero cede agua al  río,  que  resulta  así  ganador.  En  estas  condiciones,  el  acuífero  parece  haberse  saturado ‐ 443 ‐ Sección V1 Sección V2 ΔQ ΔQ/secc. V1 Torrox (M­27a) Fecha Q [l/s] [%]  Q [l/s] 07/02/2013 519,2 431,3 ‐87,9 16,9 236,3 11/04/2013 2022,1 1778,7 ‐243,4 12,0 306,8 25/04/2013 840,8 1020,2 179,4 21,3 321,4 08/05/2013 581,8 774,3 192,5 33,1 295,7 23/05/2013 645,9 609,0 ‐36,9 5,7 225,9 10/06/2013 403,1 344,8 ‐58,3 14,5 212,3 28/06/2013 242,3 208,3 ‐34 14,0 184 11/07/2013 200,5 177,8 ‐22,7 11,3 182,4 26/07/2013 192,1 158,1 ‐34 17,7 165,4 09/08/2013 147,1 120,3 ‐26,8 18,2 151 27/08/2013 124,5 105,9 ‐18,6 14,9 123,7 Media 538,1 520,8 ‐62,5 * 16,3 218,6   Tabla 7.8. Valores de caudal del Río de la Venta (en las secciones V1 y V2) y del manantial de Torrox (M­27a) en las  campañas  de  aforos  diferenciales  realizadas  desde  febrero  a  agosto  de  2013.  Se  ha  calculado  el  porcentaje  de  pérdida o ganancia con respecto al caudal medio en la sección V1. (*) Valor medio de las pérdidas de caudal en el  tramo V1­V2 del río.      Figura 7.14. Evolución del caudal del Río de la Venta en las secciones V1 y V2, de la diferencia de caudal medida en   el tramo del río comprendido entre las secciones anteriores (Tajo del Molino), del caudal drenado por el manantial  de Torrox (M­27a) y de  la componente de origen superficial del caudal de  la surgencia, desde  febrero a agosto de  2013. Precipitaciones registradas en la estación de Teba­pueblo.  ‐ 444 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  con  el  agua  de  la  infiltración  de  las  precipitaciones  previas  sobre  los  afloramientos  carbonáticos y con la procedente de la escorrentía del Río de la Venta. Al mismo tiempo, se  registran los máximos caudales en el manantial de Torrox (M‐27a).    Las  pérdidas  estimadas  en  el  tramo V1‐V2  del  Río  de  la  Venta  (Fig.  7.9), mediante  aforos  diferenciales  (Tab.  7.8  y  Fig.  7.14),  permiten  deducir  que  las  aguas  superficiales  contribuyen ‐por término medio‐ un 29 % al flujo subterráneo drenado por la surgencia, si  se  asume  que  el  todo  el  caudal  infiltrado  en  el  río  (valor  medio  de  62,5  l/s)  termina  drenándose  por  el  manantial  de  Torrox.  A  lo  largo  del  período  de  agotamiento  del  río  (últimos  7  aforos)  el  caudal  que  se  infiltra  hacia  el  acuífero  permanece  casi  constante,  en  torno a 18 l/s.    7.2.3.4 Los sondeos del sistema  7.2.3.4.1 Información procedente de los sondeos    Los datos relativos a la columna litológica atravesada por los sondeos y al acabado de  los  mismos  son  muy  escasos.  Tan  sólo  se  tiene  conocimiento  de  que  la  mayoría  de  perforaciones de las sierras de Teba y Peñarrubia tienen profundidades de entre 100 y 300  m e intersectan principalmente calizas jurásicas. Por ejemplo,  el sondeo de Campillos‐3 (S‐ 46;  Figs.  7.9  y  7.11C)  tiene  242  m  perforados  enteramente  en  este  tipo  de  materiales  acuíferos  y  los  sondeos  de  explotación  de  la  Finca  de  Tendedero  (S‐47,  S‐48  y  S‐49),  que  también atraviesan  las  formaciones  jurásicas,  tienen una profundidad de 198‐200 m (Tab.  4.2).  En los sondeos de Campillos (S‐44, S‐45 y S‐46), la explotación de aguas subterráneas  se  realiza  de  forma  continuada.  Los  sondeos  de  Campillos‐1  (S‐45)  y  Campillos‐2  (S‐44)  bombean alternativamente, con un caudal de 17 l/s durante 12 horas al día (0,27 hm3/año =  8,5  l/s), mientras  que  el  de  Campillos‐3  (S‐46;  Fig.  7.11C)  se  reserva  para  situaciones  de  emergencia  (reparación  de  bombas,  cambio  de  tuberías,  etc).  Los  sondeos  de  la  Finca  de  Tendedero bombean un caudal de 30 l/s durante 14   horas al día y 4 meses al año, que se  reduce a 15 l/s (14 horas al día) durante 6 meses (en total 0,36 hm3/año = 11,5 l/s).         ‐ 445 ‐ 7.2.3.4.2  Evolución  temporal  de  la  piezometría  en  los  sondeos  de  Peñarrubia (P­12) y de Campillos­3 (S­46)      La serie histórica de datos de nivel piezométrico en el piezómetro de Peñarrubia (P‐ 12),  suministrada  por  la  DHCMA,  consta  de  39  medidas  (con  una  periodicidad  mensual  aproximadamente)  tomadas  entre  febrero  de  2007  y  abril  de  2010.  En  el  transcurso  del  período  de  estudio,  se  han  realizado  algunas  medidas  (12)  de  nivel  piezométrico  en  el  sondeo de Campillos‐3 (S‐46), repartidas entre septiembre y diciembre de 2007 (7 medidas  quincenales) y entre enero y mayo de 2010 (5 mensuales).       Figura 7.15. Evolución piezométrica de  los  sondeos de Peñarrubia  (P­12)  y de Campillos­3  (S­46). El  registro de  precipitaciones corresponde a la estación pluviométrica de Teba­pueblo.    La  figura  7.15  muestra  la  evolución  temporal  de  la  cota  piezométrica  en  ambos  sondeos.  El  registro  del  piezómetro  de  Peñarrubia  muestra  valores  de  cota  piezométrica  comprendidos entre 365 y 377 m s.n.m. y permite observar variaciones de nivel suaves, con  cierta inercia y de magnitud proporcional a la cuantía e intensidad de las precipitaciones que  las generan. La mayor fluctuación piezométrica tuvo lugar entre diciembre de 2009 y marzo  de  2010  (Fig.  7.15),  como  consecuencia  de  las  abundantes  precipitaciones.  Tras  dicho  período de recarga,  la  cota piezométrica del  sondeo ascendió algo más de 11 m durante 3  meses. Esta velocidad de ascenso piezométrico, relativamente lenta, así como la amplitud de  las fluctuaciones de nivel, denotan un bajo desarrollo de la karstificación en el entorno del  piezómetro.   ‐ 446 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  Por otro  lado,  la cota piezométrica del sondeo de Campillos‐3 (S‐46) evoluciona de  forma  parecida  a  la  del  piezómetro  de  Peñarrubia  (P‐12)  en  los  períodos  en  los  que  coinciden  ambos  registros  (Fig.  7.15).  La  amplitud de  las  variaciones piezométricas  es del  mismo  orden,  en  torno  a  11  m.  No  obstante,  los  niveles  piezométricos  máximos  que  se  observan en el sondeo (enero a abril de 2010) se sitúan  ligeramente por debajo de  los del  piezómetro, probablemente a causa de la influencia de los bombeos próximos.  Durante  la mayor parte del período de registro,  la cota piezométrica del sondeo de  Peñarrubia  (P‐12) ha permanecido de 3 a 4 metros por debajo de  la cota de surgencia del  manantial de Torrox  (Fig.  7.15),  situado a 1.500 m al NO  (Fig.  7.9).  Esto podría  reflejar  la  afección por los bombeos en los sondeos de abastecimiento a la Finca de Tendedero (S‐47, S‐ 48 y S‐49; Fig. 7.9) y a la población de Campillos (S‐44 y S‐45). No obstante, llama la atención  el hecho de que la cota piezométrica en los sondeos esté por debajo de la cota de surgencia  del manantial y éste mantenga su régimen de descarga.    7.2.4 Hidrotermia      Durante el período de investigación, se ha controlado la respuesta hidrotérmica del  manantial de Torrox (M‐27a), a partir de medidas puntuales de temperatura del agua y del  registro  continuo  (horario) obtenido mediante datalogger.  La  temperatura media del  agua  de la surgencia es 22,2 ºC (Tab. 7.9), 4,8 ºC superior a la temperatura media del aire             ‐ durante  el  período  de  estudio‐  en  la  estación  termopluviométrica  del  Embalse  del  Guadalteba (17,4 ºC; Tab. 3.14 y Fig. 7.9), situada a 340 m s.n.m. La amplitud térmica           ‐ diferencia  entre  los  valores máximo  y mínimo  de  temperatura‐  del  agua  es  relativamente  baja (0,9‐1,3 ºC), así como el coeficiente de variación (~1 %).  Durante  las  campañas  de  muestreo  de  2013  se  han  medido,  además  de  la  temperatura del agua del manantial de Torrox, la de los manantiales trop plein Tp1‐Torrox  (M‐27b) y Tp2‐Torrox (M‐27c) (Tab. 7.9). La temperatura del agua en estos últimos ha sido  de 21,2 ºC y 15,7 ºC, respectivamente. Los valores de Tp1‐Torrox indican el carácter termal  de la surgencia trop plein, al igual que ocurre con el manantial principal.  El día 28/01/2012 se midió  la  temperatura del agua del sondeo Campillos‐3 (S‐46,  situado a 2,5 km al SE del manantial) a las cotas: 245, 295, 335 y 360 m s.n.m. (Tab. 7.9). Los  valores obtenidos, comprendidos entre 18,3 ºC (cota 295 m s.n.m.) y 18,6 ºC (360 m s.n.m.),  son  similares  al  valor  medio  de  la  temperatura  ambiente  de  la  zona  y  contrastan  con  el  medido el mismo día en el manantial de Torrox (21,8 ºC).   La diferencia entre  los valores medios de  la temperatura del agua del manantial de  Torrox (M‐27a) y la del aire, así como la menor temperatura del agua subterránea en otras  ‐ 447 ‐ partes del acuífero (sondeo de Campillos‐3, en la Sierra de Peñarrubia) ponen de manifiesto  la  existencia  de  flujos  relativamente  profundos  hacia  la  zona  de  descarga  de  la  surgencia  (Fig. 7.9). Este sistema de flujos podría estar influenciado por la estructura y geometría del  acuífero, particularmente por la disposición de los estratos calizos del flanco meridional de  las sierras de Teba y de Peñarrubia, que tienden a ser más verticales conforme profundizan.  Ello  provoca  el  aumento  de  la  permeabilidad  vertical  (Sánchez‐Navarro  et  al.,  2004)  y  facilitaría el flujo ascendente de agua con temperatura mayor que la ambiental.     Denominación Altitud Período Tipo de  Nº de Tmáx. Tmed. Tmín. Amplitud cv (Referencia) [m s.n.m.] de registro registro medidas [ºC] [ºC] [ºC] [ºC] [%] jul‐07 a may‐10 P 95 22,8 22,2 21,5 1,3 1 Torrox  370 (M­27a) jul‐07 a abr‐10 C 10.796 22,4 22,2 21,5 0,9 1,3 feb‐ago 13 P 11 21,7 21,6 21,4 0,3 0,5 Tp1­Torrox 370 feb‐ago 13 P 3 21,4 21,2 20,9 0,5 ‐ (M­27b) Tp2­Torrox 380 feb‐ago 13 P 2 15,7 15,7 15,6 0,1 ‐ (M­27c) 360 1 ‐ 18,6 ‐ ‐ ‐ Campillos­3 335 1 ‐ 18,4 ‐ ‐ ‐28‐enero‐2010 P (S­46) 295 1 ‐ 18,3 ‐ ‐ ‐ 245 1 ‐ 18,5 ‐ ‐ ‐   Tabla 7.9. Valores máximo (Tmáx.), medio (Tmed.) y mínimo (Tmín.), amplitud y coeficiente de variación (cv) de  la  temperatura  del  agua  del manantial  de  Torrox  (M­27a)  y  de  las  surgencias  trop  plein  asociadas,  durante  el  período de investigación y a lo largo de las campañas de aforos realizadas en 2013. También se incluyen los datos de  temperatura del agua en el sondeo de Campillos­3, tomados el día 28 de enero de 2010, cuando dicho sondeo  fue  objeto de actuaciones de mantenimiento que permitieron el registro en profundidad.       Con  respecto  a  la  procedencia  de  los  flujos  de  agua  cabe plantear  dos  hipótesis, a  priori no excluyentes entre ellas: 1) que se trate de agua infiltrada en las sierras de Teba y  Peñarrubia y en el cañón del Tajo del Molino (a través del Río de la Venta), y 2) que proceda  de  la  Sierra  de  Ortegícar  y  del  Cerro  de  Matagayar  (véase  mapa  hidrogeológico  y  corte  geológico  C‐C´  adjuntos).  En  el  primer  caso,  el  agua  de  infiltración  descendería  en  profundidad  para  después  ascender,  todo  ello mediante  flujos  relativamente  rápidos  y  de  corto  recorrido  (Fig.  7.10).  En  la  segunda  hipótesis,  el  agua  infiltrada  en  los  macizos  carbonáticos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar fluiría lentamente a través  de  los materiales  jurásicos que  existen en profundidad en  la Cubeta del Guadalteba (mapa  hidrogeológico y corte geológico C‐C´ adjuntos) y terminaría drenándose por el manantial de  Torrox.     La temperatura del agua del manantial de Torrox (M‐27a) permanece casi invariable  (22,3‐22,5  ºC)  en  condiciones  de  estiaje  y  diminuye  durante  los  períodos  de  recarga  (Fig.  ‐ 448 ‐ Sondeo Manantial Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.16). Los descensos hidrotérmicos se producen de forma progresiva y pueden prolongarse  a lo largo de varios meses (diciembre a marzo‐abril de los años hidrológicos 2008/2009 y de  2009/2010),  hasta  que  se  alcanza  el  valor mínimo  anual  de  la  temperatura  del  agua.  No  obstante, este comportamiento puede estar precedido por un aumento puntual ‐y de varias  décimas  de  ºC‐  de  la  temperatura  del  agua,  tal  y  como  se  observa  durante  los  meses  de  noviembre de 2008 y diciembre de 2009 (Fig. 7.16). La magnitud  de  las disminuciones de  temperatura  del  agua  es  variable,  aunque  inferior  a  1  ºC.  Así,  el  tiempo de  respuesta  y  la  amplitud de la variación hidrotérmica dependen de la distribución, intensidad y cuantía de la  recarga (tanto por infiltración de agua de lluvia como de escorrentía). Una vez se establece la  decrecida y posterior agotamiento, el agua drenada por la surgencia tiende a recuperar los  valores previos al evento de recarga (22,3 ºC).        Figura 7.16. Gráfico superior: evolución de la temperatura del agua y del caudal drenado por el manantial de Torrox  (M­27a) durante el período de  investigación. Gráfico  inferior: precipitaciones registradas en  la estación de Teba­ pueblo junto con la temperatura del aire medida en la estación termopluviométrica de Teba­colegio (véase situación  en la figura 7.9).      Las  variaciones  hidrotérmicas  registradas  en  el  manantial  de  Torrox  (M‐27a),  relativamente  amortiguadas,  así  como  la  gran  homogeneización  térmica  de  las  aguas  drenadas  por  la  surgencia  durante  el  estiaje,  que  corresponderían  al  volumen  de  agua  almacenada  en  la  zona  saturada  del  acuífero,  también  reflejan  un  drenaje  lento,  probablemente a través de un medio poco karstificado.     ‐ 449 ‐ 7.2.5 Hidroquímica  7.2.5.1 Composición química de las aguas. Distribución espacial      En  la  figura  7.17  se  representa  la  composición  química  del  agua  del manantial  de  Torrox  y  de  otros  puntos  del  acuífero  de  Teba‐Peñarrubia,  así  como  de  las  aguas  superficiales del Río de  la Venta,  aguas arriba del Tajo del Molino  (sección V1  en  la  figura  7.9).   Las aguas subterráneas son de facies bicarbonatada cálcica (Fig. 7.17) en el sondeo  de  Campillos‐3  (S‐46)  y  bicarbonatada‐sulfatada‐clorurada  cálcico‐sódicas  en  los  manantiales de Torrox (M‐27a) y Tp1‐Torrox (M‐27b). Las aguas superficiales del Río de la  Venta  (en  la  sección V1),  así  como  las  aguas  subterráneas drenadas por  la  surgencia Tp2‐ Torrox  (M‐27c), muestran  facies hidroquímica de  tipo  sulfatada‐clorurada  cálcico‐sódica y  contenidos relativamente altos en NO3‐.      Figura 7.17. Diagrama de Piper  en  el que  se  representa  la  composición química de  las aguas muestreadas  en  el  sector de las sierras de Teba y Peñarrubia.    La  distribución  de  las  muestras  en  el  diagrama  de  Piper  (Fig.  7.17)  pone  de  manifiesto  que  la  composición  química  de  las  aguas  de  los manantiales  de  Torrox  y  Tp1‐ Torrox  puede  ser  el  resultado  de  la  mezcla,  en  proporciones  variables,  de  las  aguas  del  sondeo  de  Campillos‐3  (S‐46),  representativas  de  la  recarga  del  acuífero  a  través  de  los  ‐ 450 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  afloramientos  carbonáticos  de  las  sierras,  y  de  las  aguas  del  Río  de  la  Venta  (en  V1).  Asimismo, de la figura 7.17 se deduce que las aguas del manantial de Tp2‐Torrox tienen una  gran afinidad química con las aguas del río de la Venta.   Los  valores  medios  de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  subterráneas  están  comprendidos entre 609 µS/cm, en el sondeo de Campillos‐3, y 1.827 µS/cm, en el manantial  de Tp2‐Torrox. En el agua del Río de la Venta, el valor medio de la conductividad eléctrica  durante las campañas de aforos diferenciales efectuadas es de 2.560 µS/cm (Tab. 7.10). Los  coeficientes de variación de la conductividad eléctrica son relativamente bajos en las aguas  subterráneas, del 3 al 5 % (manantial de Torrox) y más elevados en las aguas superficiales  (10 %).      Los  datos  relativos  al  Río  de  la  Venta  (Tab.  7.10),  en  la  sección  V1,  muestran  los  mayores  valores  medios  de  todos  los  parámetros  hidroquímicos  (pH,  COT,  iones  mayoritarios e índices de saturación en calcita y dolomita), a excepción de la presión parcial  de CO2 en las aguas, que presenta el valor más bajo (logPCO2 = ‐3,05), próximo al atmosférico  (‐3,5).  Durante  el  período  de  aforos  diferenciales,  cuando  circulaba  agua  por  el  Río  de  la  Venta, los mayores contenidos medios en Cl‐, SO4‐2, K+, Ca+2 y Mg+2 de las aguas subterráneas  se registraron en el manantial de Tp2‐Torrox (M‐27c), mientras que los valores medios más  elevados  de  TAC  y  Na+  se  detectan  en  la  surgencia  de  Torrox  (M‐27a)  (Tab.  7.10).  Los  contenidos medios de NO3‐  y COT de  las  aguas  subterráneas  son muy variables: desde 5,8  mg/l y 0,2 mg/l, respectivamente, en el sondeo de Campillos‐3 (S‐46), hasta 72,6 mg/l y 0,66  mg/l, en la surgencia Tp2‐Torrox (M‐27c). Por otro lado,  las aguas subterráneas presentan  valores medios  de  logPCO2  comprendidos  entre  ‐2,36  (Tp2‐Torrox)  y  ‐1,77  (Torrox)  y  se  encuentran generalmente en equilibrio o ligeramente saturadas en calcita, y subsaturadas en  dolomita,  salvo  las  de  la  surgencia  Tp2‐Torrox  que muestran  valores medios  positivos  de  ISDOL.   El agua del sondeo de Campillos‐3 (S‐46), con los contenidos más bajos de la mayoría  de  parámetros  considerados,  presenta  características  químicas  típicas  del  drenaje  de  un  acuífero carbonático. Al igual que ocurre con otros acuíferos estudiados en esta Memoria, la  alcalinidad  total  (TAC)  y  los  contenidos  de  Ca+2  y  Mg+2  del  agua  del  sondeo  se  deben  fundamentalmente  a  la  disolución  de  minerales  carbonáticos  (calcita  y  dolomita)  que  constituyen  las  formaciones acuíferas: calizas y, en menor medida, dolomías. Estas últimas  se  disponen  estratigráficamente  por  debajo  de  las  primeras,  formando  parte  de  la  zona  saturada del acuífero (Fig. 7.10).   Las elevadas concentraciones de Cl‐, SO4‐2, Na+ y ‐en parte‐ Ca+2 (Tab. 7.10) detectadas  en las aguas subterráneas proceden de la disolución de halita, anhidrita y yeso, que se hallan  ‐ 451 ‐ en las arcillas con evaporitas del Trías Superior (Fig. 7.10). Estos materiales se encuentran  en  la  base  del  acuífero  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia,  pero  también  afloran  al  N  de  estos  macizos,  en  la  cuenca  hidrográfica  del  Río  de  la  Venta.  La  existencia  de  aguas  mineralizadas,  con  elevadas  concentraciones  de  componentes  químicos  de  origen  evaporítico,  por  la  disolución  de  yeso  y  halita  existentes  en  el  substrato  de  acuíferos  carbonáticos, es un hecho bien conocido en la Cordillera Bética (López‐Chicano et al., 2001;  Moral et al., 2008; Mudarra y Andreo, 2011;  Martos Rosillo, 2008). No obstante, en las aguas  del Río de la Venta (Tab. 7.9) se han medido los máximos contenidos de Cl‐, SO4‐2 y Na+, por  lo que dichos componentes parecen tener, al menos en parte, un origen superficial.    CE  Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+ Ca+2 +23 4 Mg pH logPCO2 ISCAL ISDOL [µS/cm] [ºC] [mg/l] Período de investigación (2007/08­2009/10) n 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 88 mín 1.215 21,5 7,0 0,16 287 0,2 54,6 16,1 192,7 110,5 2,6 122,5 41,2 ‐2,28 ‐0,15 ‐0,97 máx 1.398 22,5 7,7 0,63 310 0,3 206,9 32,5 356,1 136,6 5,0 151,6 48,0 ‐1,66 0,62 0,56 med 1.312 22,2 7,3 0,24 299 0,2 141,1 24,5 276,2 123,9 3,7 138,4 45,3 ‐1,91 0,21 ‐0,27 cv 3 1 2 24 2 12 30 14 11 5 15 5 3 6 ‐ ‐ n 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 mín 602 18,3 7,5 0,18 192 0,1 59,4 5,6 30,4 39,8 0,4 68,2 8,9 ‐2,38 0,04 ‐1,03 máx 612 18,6 7,6 0,22 207 0,1 61,0 6,0 32,3 40,9 0,9 71,7 9,3 ‐2,26 0,11 ‐0,87 med 609 18,5 7,5 0,20 201 0,1 60,4 5,8 31,7 40,5 0,8 69,5 9,1 ‐2,30 0,07 ‐0,97 cv ­ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ Campañas de aforos diferenciales (2012/13) n 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 mín 1.418 21,4 6,9 0,25 295 0,2 216,7 30,9 333,6 133,6 5,1 150,0 46,7 ‐1,98 ‐0,15 ‐1,01 máx 1.445 21,7 7,4 0,36 320 0,6 263,5 39,0 394,9 140,0 8,7 152,8 47,6 ‐1,60 0,33 ‐0,05 med 1435 21,6 7,1 0,31 315 0,3 245,5 35,2 370,5 135,3 6,0 151,7 47,1 ‐1,77 0,08 ‐0,55 cv 5 1 2 12 2 33 7 7 7 2 21 1 1 7 ‐ 59 n 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 mín 1.026 20,9 7,1 0,23 284 0,2 135,4 21,6 195,2 81,3 2,7 100,0 29,7 ‐1,99 ‐0,03 ‐0,82 máx 1.043 21,4 7,4 0,26 301 0,2 145,8 23,0 200,0 87,8 3,0 112,7 31,3 ‐1,81 0,19 ‐0,35 med 1.035 21,2 7,3 0,25 293 0,2 140,6 22,3 197,6 84,5 2,8 106,4 30,5 ‐1,90 0,08 ‐0,58 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 mín 1.820 15,6 7,5 0,62 279 0,2 299,7 66,6 622,5 113,4 6,4 214,9 42,4 ‐2,54 0,41 ‐0,17 máx 1.833 15,7 7,9 0,70 281 0,2 310,8 78,6 633,3 150,5 7,6 235,2 53,1 ‐2,18 0,83 0,73 med 1.827 15,7 7,7 0,66 280 0,2 305,2 72,6 627,9 132,0 7,0 225,0 47,7 ‐2,36 0,62 0,28 cv ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ ‐ n 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 11 mín 2.170 8,8 8,1 1,22 279 0,6 292,9 40,9 726,5 188,0 4,8 223,8 72,5 ‐3,54 1,09 1,19 máx 3.030 21,7 8,8 5,13 478 0,8 724,1 118,4 905,7 335,0 10,3 302,3 84,0 ‐2,59 1,74 2,75 med 2.560 17,9 8,4 2,21 329 0,6 522,8 81,3 816,4 279,6 7,3 245,8 79,2 ‐3,05 1,43 2,12 cv 10 21 3 59 22 11 27 29 8 18 22 8 5 10 11 18 Tabla  7.10.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­químicos y  de  los componentes químicos de  las aguas en el sector de  las sierras de Teba y Peñarrubia  (véase situación en  la  figura  7.9).  Los  datos  corresponden  al  período  de  investigación  (2007/08­2009/10)  y  a  las  campañas  de  aforos  diferenciales (2012/13).    ‐ 452 ‐ Sondeo Río de la Tp2­Torrox  Tp1­Torrox  Torrox  Torrox  Punto  Campillos­3 Venta (V1 ) (M­27c) (M­27b) (M­27a) (M­27a) (Ref.) (S­46) Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  Los  valores más  elevados de TAC,  Ca+2  y Mg+2  en  las  aguas de  los manantiales que  drenan  hacia  el  Tajo  del  Molino  (Tab.  7.10  y  Fig.  7.9)  deben  tener  un  doble  origen:  subterráneo, procedente de la disolución de las calizas y dolomías jurásicas (como se deduce  de la composición química de las aguas del sondeo Campillos‐3), y superficial, habida cuenta  de las mayores concentraciones de estos componentes detectadas en las aguas del Río de la  Venta (Tab. 7.10). Ahora bien, la contribución de flujos más profundos (locales y, sobre todo,  regionales) al caudal de la zona de descarga del acuífero, con aguas de mayor temperatura y  relativamente mineralizadas,  también podría  proporcionar  concentraciones  adicionales  de  casi todos los componentes hidroquímicos.    De los contenidos de NO3‐ en las aguas de los manantiales de Torrox (M‐27a, M‐27b y  M‐27c), 4 a 13 veces superiores que los determinados en el agua del sondeo de Campillos‐3  (Tab. 7.10), se deduce que la fuente puntual de contaminación de las aguas del acuífero en el  tramo  del  Tajo  del  Molino  es  la  infiltración  de  las  aguas  del  Río  de  la  Venta.  Los  focos  principales  de  contaminación  son  las  actividades  ganaderas  (purines  de  las  granjas  de  cerdos)  y  agrícolas  ubicadas  sobre  la  cuenca  hidrográfica  del  Río  de  la  Venta  (también  denominado Río Almargen), al NO de las sierras de Teba y Peñarrubia.    Por lo que respecta al contenido en COT, los valores más elevados se han detectado  en el agua del río, hasta 5,13 mg/l (Tab. 7.10). Las aguas subterráneas, a excepción de las del  trop­plein  Tp2‐Torrox  (M‐27c)  tienen  contenidos  relativamente  bajos  de  COT  (0,20‐0,31  mg/l; Tab. 7.10), que podrían atribuirse a la escasa cobertera edáfica sobre el acuífero y a la  baja  producción  de  materia  orgánica  en  éste  (Batiot  et  al.,  2003a  y  2003b;  Perrin  et  al.,  2003).  No  obstante,  también  pueden  explicarse  por  la  mineralización  progresiva  de  la  materia  orgánica  a  lo  largo  del  flujo  subterráneo,  desde  la  zona  de  recarga  hasta  la  de  descarga.      Se ha efectuado un análisis de componentes principales  (ACP) con  las aguas de  los  manantiales, del sondeo Campillos‐3 y del Río de la Venta, en la sección V1 (Tab. 7.11 y Fig.  7.18).  El  análisis  estadístico  multivariante  trata  de  precisar  las  relaciones  hidroquímicas  entre  las  119  muestras  de  agua,  dada  la  relación  entre  flujos  de  aguas  subterráneas  y  superficiales  en  la  zona  de  descarga  del  Tajo  del  Molino,  demostrada  mediante  métodos  hidrodinámicos. Las variables hidroquímicas consideradas (15) son la que figuran en la tabla  7.11.       La matriz de correlación obtenida (Tab. 7.11) muestra coeficientes elevados entre la  mayoría  de  variables.  Los  dos  factores  principales  del  ACP  explican  un  porcentaje  de  varianza del 86,5 %. Las variables que presentan una mayor correlación estadística con  la  conductividad  eléctrica  son  Na+,  SO4‐2,  Ca+2,  Cl‐,  Mg+2,  F‐,  ISDOL,  ISCAL  y  COT.  En  cambio,  la  ‐ 453 ‐ temperatura y la presión parcial de CO2 (logPCO2) están correlacionadas de forma negativa  con la mineralización del agua.    CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­3 SO ­2 Na+4 K + Ca+2 Mg+2 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp ‐0,476 1 COT 0,842 ‐0,388 1 TAC 0,587 0,201 0,640 1 F­ 0,885 ‐0,516 0,703 0,411 1 Cl­ 0,936 ‐0,410 0,834 0,535 0,804 1 NO ­3 0,849 ‐0,771 0,588 0,211 0,850 0,747 1 SO ­24 0,951 ‐0,621 0,735 0,392 0,895 0,876 0,948 1 Na+ 0,975 ‐0,370 0,846 0,603 0,863 0,952 0,750 0,888 1 K+ 0,778 ‐0,493 0,472 0,382 0,719 0,745 0,801 0,820 0,736 1 Ca+2 0,948 ‐0,601 0,703 0,455 0,864 0,847 0,925 0,959 0,885 0,816 1 Mg+2 0,932 ‐0,312 0,679 0,565 0,867 0,814 0,803 0,900 0,908 0,739 0,917 1 logPCO2 ‐0,723 0,692 ‐0,636 ‐0,002 ‐0,727 ‐0,700 ‐0,779 ‐0,782 ‐0,696 ‐0,480 ‐0,717 ‐0,641 1 ISCAL 0,861 ‐0,565 0,751 0,292 0,806 0,812 0,802 0,858 0,840 0,575 0,832 0,803 ‐0,949 1 ISDOL 0,876 ‐0,489 0,746 0,353 0,816 0,814 0,786 0,858 0,861 0,582 0,837 0,846 ‐0,916 0,993 1   Tabla 7.11. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica del  sector de  las  sierras de  Teba y Peñarrubia durante los períodos de control de 2007/08 a 2009/10 y de 2012/13.          Figura  7.18.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  casos)  del  ACP  llevado  a  cabo  con  la  información hidroquímica del sector de las sierras de Teba y Peñarrubia.    En el espacio de las variables (Fig. 7.18A), el factor 1 explica el 75,2 % de la varianza  y está determinado por  los contenidos en Na+, SO4‐2, Ca+2, Cl‐, Mg+2, F‐, NO3‐, COT y K+ y  los  índices  de  saturación  mineral  (ISCAL  e  ISDOL),  en  la  parte  positiva,  y  por  logPCO2,  en  la  negativa. Todas  las  variables pueden  considerarse  representativas de  la mineralización de  las  aguas,  a  excepción  de  la  última  (logPCO2)  que  permitiría  diferenciar  entre  el  origen  superficial  y  subterráneo  de  las mismas.  Por  otro  lado,  el  factor  2  (11,3 %)  engloba  a  las  ‐ 454 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  variables alcalinidad (TAC) y  temperatura, parámetros que  también caracterizarían ambos  tipos de aguas.      El  plano  factorial  de  las  unidades  estadísticas  (Fig.  7.18B)  permite  distinguir  tres  agrupaciones de muestras químicamente diferentes. El primer grupo, situado en el espacio  de valores máximos del  factor 1, corresponde a  las aguas superficiales del Río de  la Venta,  caracterizadas por una elevada mineralización y por las mayores concentraciones de todos  los componentes hidroquímicos. También presentan una gran dispersión a lo largo del factor  2  (debido  a  la  variación  en  los  valores  de  alcalinidad),  de  lo  que  se  desprende  la  gran  heterogeneidad química (y estadística) de  las muestras. En el extremo negativo de  los dos  factores (Fig. 7.18B), las muestras del sondeo de Campillos‐3 (S‐46) representan a las aguas  menos  evolucionadas  hidrogeoquímicamente,  con  los  valores más  bajos  de  conductividad  eléctrica y de temperatura y los menores contenidos en todos los componentes químicos. La  tercera  agrupación  incluye  las  aguas  recogidas  en  los  manantiales  de  Torrox  y  de  Tp1‐ Torrox (origen de coordenadas) y de Tp2‐Torrox (valores positivos del factor 1 y negativos  del factor 2), que presentan una mineralización intermedia y valores variables de logPCO2 y  temperatura  (Fig.  7.18B),  mínimos  en  las muestras  de  la  última  surgencia  y  que  parecen  relacionados con el río.     7.2.5.2 Evolución  temporal de  la  composición química del agua del  manantial de Torrox (M­27a)      En la figura 7.19 se representa el hidrograma del manantial de Torrox,  junto con la  temperatura, conductividad eléctrica y composición química de sus aguas.  Un  análisis  general,  a  lo  largo  del  período  de  investigación,  permite  constatar  la  tendencia  al  aumento  progresivo  de  la  conductividad  eléctrica  a  lo  largo  del  período  de  investigación.  La mineralización  del  agua  es menor  en  el  estiaje  y más  elevada durante  el  período  de  aguas  altas  (noviembre‐diciembre  a  marzo‐abril,  Fig.  7.19).  El  tiempo  de  respuesta  y  la  magnitud  de  las  variaciones  de  la  conductividad  eléctrica  del  agua,  que  consisten fundamentalmente en ascensos seguidos de descensos progresivos, dependen de  las  condiciones  de  recarga  en  el  acuífero,  bien  por  infiltración  de  agua  de  lluvia  en  los  afloramientos carbonáticos o bien por infiltración de aguas superficiales del Río de la Venta.  En cualquier  caso,  los principales  factores  condicionantes de estos  cambios hidroquímicos  son  la  cantidad,  intensidad  y  distribución  temporal  de  las  precipitaciones.  Por  ejemplo,  durante el año hidrológico 2007/08,  las precipitaciones acumuladas (406 mm) provocaron  un  aumento  neto  de  la  conductividad  eléctrica  del  agua  de  58  µS/cm.  Al  año  siguiente  (2008/09),  las  lluvias  fueron  más  cuantiosas  (491  mm)  y  más  intensas,  por ‐ 455 ‐       Figura 7.19. Evolución temporal de la composición química de las aguas del manantial de Torrox (M­27a) durante el  período de investigación.      ‐ 456 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  lo  que  se  registraron  variaciones  ascendentes  de  183  µS/cm.  Durante  el  último  año  hidrológico,  2009/10,  las  abundantes  lluvias  (929  mm)  caídas  en  apenas  tres  meses  ‐de  enero a abril‐, propiciaron un ascenso neto de 124 µS/cm. Los descensos de conductividad  eléctrica  del  agua,  que  sucedieron  a  los  aumentos  observados  en  los  años  2007/08  y  2008/09, tuvieron una magnitud parecida: 122 y 137 µS/cm, respectivamente.  Los  aumentos  de  conductividad  eléctrica  detectados  en  las  aguas  del manantial  de  Torrox  (M‐27a;  Fig.  7.19)  sugieren  la  mezcla,  en  diferentes  proporciones,  de  las  aguas  subterráneas del acuífero (600 µS/cm aproximadamente, representadas por las del sondeo  de Campillos‐3; Tab. 7.9) con las aguas superficiales del Río de la Venta, más mineralizadas  (2.000‐3.000 µS/cm), cuya  infiltración se ha constatado mediante aforos diferenciales (Fig.  7.14). En el registro horario de conductividad eléctrica (registro continuo, en la figura 7.19)  de las aguas de la surgencia, particularmente durante el período de recarga de 2009/10, se  observan  bruscas  diluciones  ‐de  magnitud  variable‐  asociadas  a  las  variaciones  hidrodinámicas, con valores mínimos de CE de 872 µS/cm (diciembre de 2009).  La mineralización de las aguas de la surgencia está condicionada por las variaciones  de TAC y de los contenidos de Ca+2, Mg+2, Na+ y Cl‐ (Fig. 7.19). Estos componentes muestran  una  tendencia  general  ascendente  a  lo  largo  del  período  de  control,  como  ocurre  con  el  caudal de la surgencia y con los valores de conductividad eléctrica. En cada año hidrológico,  todos  los  componentes  químicos  aumentan  como  consecuencia  de  la  recarga  del  acuífero  (Fig. 7.19) y disminuyen a medida que se produce el agotamiento del manantial de Torrox  (M‐27a).  Este  comportamiento  es  más  evidente  en  el  año  hidrológico  2008/09.  Las  observaciones  anteriores  apuntan  a  un  origen  común  de  casi  todos  los  parámetros  hidroquímicos de  la  surgencia,  asociado a  las  aguas del Río de  la Venta,  dada  las  elevadas  concentraciones y la gran variabilidad de todos ellos. No obstante, la interpretación anterior  también  es  compatible  con  una  posible  descarga  subterránea  procedente  de  la  Sierra  de  Ortegícar y del Cerro de Matagayar, mediante flujos largos y profundos, enriquecidos en SO4‐ 2, TAC, Ca+2, Mg+2, Na+ y Cl‐) hacia las sierras de Teba y Peñarrubia.  Los  contenidos  en  NO3‐  presentan  una  evolución  análoga  a  la  de  la  conductividad  eléctrica del agua y a la de TAC, Ca+2, Mg+2, Na+ y Cl‐ (Fig. 7.19), con valores bajos en el estiaje  y  más  elevados  durante  el  período  de  precipitaciones.  En  dicha  evolución  temporal,  se  observa  que  las  concentraciones  de  NO3‐  son  progresivamente  crecientes  a  lo  largo  del  período  de  investigación  (23,9  mg/l  en  2007/08,  27,1  mg/l  en  2008/09  y  28,4  mg/l  en  2009/10; Fig. 7.19), coincidiendo con el aumento de los caudales drenados por el manantial  y de  la  escorrentía  superficial.  El  enriquecimiento en NO3‐ de  las  aguas de  la  surgencia de  Torrox se debe a la infiltración de agua de escorrentía del Río de la Venta.   ‐ 457 ‐ Por lo que respecta a los valores de COT, las aguas del manantial de Torrox (M‐27a)  muestran  contenidos  bajos  y  poco  variables,  comprendidos  entre  0,2  y  0,3 mg/l,  con  una  tendencia  ligeramente descendente durante el período de registro (Fig. 7.19). No obstante,  se  distinguen  varios  aumentos  rápidos  y  puntuales  de  este  parámetro  (enero  de  2008  y  marzo de 2010), de hasta 0,63 mg/l, que parecen estar asociados a episodios de recarga. La  disminución de materia orgánica en las aguas de la surgencia, con respecto a las del Río de la  Venta,  puede  explicarse  a  partir  de  diferentes  procesos  biogeoquímicos  que  afectan  a  los  contenidos de COT y NO3‐ (Sánchez‐Monedero et al., 2001; Toran y White, 2005; Emblanch et  al.,  2006;  Mudarra,  2012).  Por  un  lado,  las  respuestas  hidroquímicas  generalmente  desfasadas con respecto a la señal de entrada (lluvia) permitirían la mineralización del COT  (se transforma en TAC), a lo largo del flujo del agua subterránea por el interior del acuífero  (Batiot et al., 2003a y b). Por otro  lado, deben existir procesos de dilución por mezcla con  aguas  subterráneas  de  menor  concentración  en  NO3‐  y  de  desnitrificación,  posiblemente  debido a las condiciones reductoras en el medio acuífero en profundidad (Panno et al., 2001;  Vesper  et  al.,  2001).  Las  menores  concentraciones  de  NO3‐  en  las  aguas  del  sondeo  de  Campillos‐3 (S‐46) podrían explicarse por dilución, aún mayor con aguas procedentes de la  infiltración  en  los  afloramientos  carbonáticos  y/o  por  procesos  de  desnitrificación  en  el  medio acuífero.    Las aguas drenadas por el manantial de Torrox (M‐27a) se encuentran en equilibrio  o ligeramente saturadas en calcita (Fig. 7.19), aunque muestran, desde el inicio hasta el final  del período de control, una tendencia creciente a  la saturación en este mineral. La presión  parcial de CO2 (logPCO2) en las aguas evoluciona de forma opuesta al índice de saturación en  calcita  (Fig.  7.19),  presenta  valores  cada  vez  más  negativos  a  lo  largo  del  período  de  investigación.  Esta  tendencia  es  coherente  con  una  mezcla  progresiva  con  las  aguas  superficiales del Río de la Venta, equilibradas con la presión de CO2 en la atmósfera (logPCO2  = ‐3,5). No obstante, en algunos casos (octubre de 2008 y diciembre de 2009) se observan  aumentos de logPCO2, puntuales y de cierta magnitud, asociados a las primeras crecidas del  año hidrológico.       Se  ha  realizado  un  análisis  de  componentes  principales  (ACP)  con  el  propósito  de  conocer  la  relación  existente  entre  las  distintas  variables  hidroquímicas  (15)  y  la  composición  química  de  las  muestras  de  agua  (88)  recogidas  en  el  manantial  de  Torrox   durante el período 2007/08‐2009/10 (Tab. 7.12 y Fig. 7.20).   Los  coeficientes  de  correlación  obtenidos  (Tab.  7.12)  revelan  que  los  parámetros  hidroquímicos  Na+,  TAC,  NO3‐,  Cl‐,  Ca+2  y  Mg+2  contribuyen  mayoritariamente  a  la  mineralización  del  agua  de  la  surgencia.  La  temperatura  muestra  una  correlación  significativa,  aunque  negativa,  con  la  conductividad  eléctrica.  El  resto  de  variables  (ISCAL,  ‐ 458 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  ISDOL,  COT  y  logPCO2)  presenta  una  relación  estadística  poco  significativa  con  la  conductividad eléctrica.     CE Temp COT TAC F­ Cl­ NO ­ SO ­2 Na+ K+ Ca+2 Mg+23 4 logPCO2 ISCAL ISDOL CE 1 Temp ‐0,691 1 COT 0,073 ‐0,098 1 TAC 0,795 ‐0,709 ‐0,029 1 F­ ‐0,147 0,025 ‐0,173 ‐0,042 1 Cl­ 0,678 ‐0,614 ‐0,111 0,656 ‐0,073 1 NO ­3 0,795 ‐0,815 0,040 0,720 0,097 0,632 1 SO ­24 0,429 ‐0,164 0,099 0,239 0,024 ‐0,148 0,435 1 Na+ 0,874 ‐0,704 ‐0,002 0,783 ‐0,169 0,869 0,768 0,110 1 K+ 0,569 ‐0,631 0,224 0,555 ‐0,095 0,410 0,628 0,195 0,613 1 Ca+2 0,672 ‐0,321 ‐0,080 0,603 ‐0,182 0,782 0,460 0,014 0,808 0,305 1 Mg+2 0,670 ‐0,147 0,037 0,462 ‐0,359 0,369 0,360 0,418 0,608 0,258 0,665 1 logPCO2 ‐0,158 0,247 0,170 ‐0,087 ‐0,072 ‐0,086 ‐0,152 ‐0,114 ‐0,203 ‐0,005 ‐0,140 ‐0,086 1 ISCAL 0,290 ‐0,326 ‐0,174 0,244 0,030 0,233 0,244 0,106 0,355 0,078 0,314 0,201 ‐0,980 1 ISDOL 0,280 ‐0,321 ‐0,167 0,226 0,024 0,196 0,234 0,128 0,332 0,074 0,264 0,200 ‐0,986 0,997 1   Tabla 7.12. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  las muestras de agua del  manantial de Torrox (M­27a), principal punto de descarga de las sierras de Teba y Peñarrubia.          Figura  7.20.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes principales realizado con la información hidroquímica del manantial de Torrox (M­27a).    Los dos factores principales explican el 61,3 % de la varianza (Fig. 7.20A), lo que da  cuenta de una cierta heterogeneidad hidroquímica de las aguas drenadas por el manantial de  Torrox  (M‐27a).  El  factor  1  (43  %  de  la  varianza),  está  definido  por  la  mayoría  de  las  variables: CE, Na+, TAC, NO3‐, Cl‐, Ca+2, K+ y Mg+2, en la parte positiva, frente a la temperatura  del  agua,  en  la  negativa.  El  factor  2  (18,3  %)  está  caracterizado  por  la  oposición  entre  logPCO2  y  COT  (parte  positiva)  y  los  índices  de  saturación  mineral,  ISCAL  e  ISDOL  (parte  negativa). Así, el factor 1 queda definido por la mineralización de las aguas, mientras que el  ‐ 459 ‐ factor 2 caracteriza  los procesos de disolución‐precipitación de  los minerales carbonáticos  en las aguas. Por otro lado, las variables SO4‐2 y F‐ están asociadas al factor 3 (9,9 %), que no  se ha representado en la figura 7.20.     El espacio de las unidades estadísticas del ACP (Fig. 7.20B) permite diferenciar dos  conjuntos  de  muestras:  1)  aguas  menos  mineralizadas,  de  mayor  temperatura  y  con  concentraciones más elevadas de SO4‐2,  recogidas en  condiciones hidrodinámicas de aguas  bajas  e  intermedias  durante  los  tres  años  hidrológicos  estudiados;  y  2)  aguas  más  mineralizadas y frías, con las concentraciones más elevadas de casi todos los componentes  hidroquímicos,  muestreadas  durante  las  crecidas  de  los  años  hidrológicos  2008/09  y  2009/10. Estas últimas son el resultado de  la mezcla de aguas del Río de  la Venta y aguas  subterráneas del acuífero.        7.2.5.3  Curva  de  distribución  de  frecuencias  (CDF)  de  la  conductividad eléctrica del agua drenada por el manantial de Torrox  (M­27a)      La curva de distribución de  frecuencias correspondiente a  los  valores puntuales de  conductividad  eléctrica  (CE)  del  agua  del  manantial  de  Torrox  (M‐27a)  se  muestra  en  la  figura 7.21. El intervalo de clases utilizado es de 10 µS/cm, superior a la precisión del equipo  de medida (± 1 µS/cm).        Figura 7.21. Curva de frecuencias de  los valores de conductividad eléctrica medidos en las aguas del manantial de  Torrox (M­27a) a lo largo del período de investigación.    ‐ 460 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  La  curva  de  frecuencias  de  los  valores  de  CE muestra  una  serie  de modas  que  se  distribuyen  en  un  rango  de  variación  de  183  µS/cm  (Fig.  7.21).  Entre  ellas,  destaca  el  intervalo  de  1.300‐1.310  µS/cm,  con  la  máxima  frecuencia  (18  %),  que  caracteriza  a  las  aguas  drenadas  por  el  manantial  durante  la  mayor  parte  del  tiempo,  en  condiciones  de  decrecida  y  agotamiento.  Existe  otra  moda,  definida  por  la  clase  de  valores  1.370‐1.390  µS/cm  (7  %),  que  representa  las  aguas  de  mayor  mineralización,  drenadas  durante  los  períodos de crecida, cuando hay escorrentía que fluye por el río.   Todas  estas  características,  de  acuerdo  con  la  metodología  de  Bakalowicz  (1977,  1979), serían indicativas de un moderado grado de karstificación del acuífero drenado por el  manantial  de  Torrox  (M‐27a).  No  obstante,  debe  tenerse  en  cuenta  que  la  surgencia  está  afectada  por  la  mezcla  con  aguas  superficiales  del  Río  de  la  Venta,  que  contribuyen  a  la  variabilidad hidroquímica de las aguas que drena la surgencia.    7.2.5.4 Registro vertical de conductividad eléctrica y temperatura en  el sondeo de Campillos­3 (S­46)      Se ha llevado a cabo un registro de la conductividad eléctrica (CE) y temperatura del  agua en la vertical del sondeo Campillos‐3 (S‐46) (Fig. 7.22). Las medidas se realizaron el día  28/01/2012,  en una  situación hidrodinámica de  aguas  altas.  Cabe  recordar que  el  sondeo  podría estar influenciado por las extracciones de agua en alguno de los sondeos, Campillos‐1  (S‐44) o Campillos‐2 (S‐45), situados a escasos centenares de metros (Fig. 7.9).  Los valores medios de CE y temperatura del agua en  la columna del sondeo son de  609  µS/cm  y  18,9  ºC,  respectivamente,  mientras  que  los  valores  puntuales  de  ambos  parámetros en el agua del manantial de Torrox (M‐27a), el mismo día (28/01/2012), son de  1.385 µS/cm y de 21,7 ºC. Estas observaciones ponen de manifiesto la gran heterogeneidad  hidroquímica e hidrotérmica existente en el acuífero.  El registro obtenido a partir de los parámetros físico‐químicos (Fig. 7.22) demuestra  la homogeneización hidroquímica en casi toda la columna del sondeo, al menos hasta los 220  m (cota piezométrica 225 m s.n.m., 155 m por debajo de la cota de surgencia del manantial),  profundidad a la que se observa un cambio considerable de la CE del agua, con un aumento  de  140  µS/cm.  Algo  parecido  se  observa  en  el  registro  de  temperatura  que,  desde  la  superficie hasta la cota 225 m s.n.m. muestra un aumento progresivo. Los aumentos bruscos  de conductividad eléctrica y temperatura por debajo de dicha cota pueden ser debidos a que  el  fondo del  sondeo  tenga una entubación ciega, que  impide  la renovación del volumen de  agua  a  mayor  profundidad.  En  cualquier  caso,  la  temperatura,  conductividad  eléctrica  y  composición química  (véase  apartado 7.2.5)  del  agua de  los  sondeos  de  Campillos  y  de  la  ‐ 461 ‐ sierra  de  Peñarrubia  son  claramente  diferentes  a  las  del  manantial  de  Torrox  y  sus  trop  pleins.  Si  a  esto  se  añade  el  hecho  de  que  la  cota  piezométrica  en  estos  sondeos  suele  encontrarse 3‐4 m por debajo de la del manantial (Fig. 7.15) y que éste no se agota, a pesar  de las reducidas dimensiones del acuífero de las sierras de Teba y Peñarrubia, cabría pensar  que la conexión hidráulica entre los sondeos y el manantial debe ser limitada.        Figura 7.22. Variación de los valores de conductividad eléctrica y temperatura del agua en la columna del sondeo de  Campillos­3 (S­46), en el registro realizado el día 05/02/2010.  ‐ 462 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.2.6 Composición isotópica      Se han determinado los valores de δ18O y δ2H y el exceso en deuterio (d) de las aguas  del manantial de Torrox (M‐27a) y del sondeo de Campillos‐3 (S‐46) durante el período de  investigación (Tab. 7.13). Por otro lado, durante las campañas de aforos diferenciales del Río  de la Venta (febrero a agosto de 2013), se han analizado estos mismos isótopos en las aguas  subterráneas de los manantiales de la zona de descarga del Tajo del Molino (Torrox, M‐27a,  M‐27b y M‐27c) y en las aguas superficiales del río en la sección V1 (véase situación de los  puntos  en la figura 7.9).  Los valores medios de δ18O, δ2H y exceso en deuterio (d) en las aguas drenadas por el  manantial de Torrox, correspondientes al período de control (2007/08‐2009/10), son de ‐ 6,25 ‰, ‐39,86 ‰ y 10,11 ‰, respectivamente (Tab. 7.13). La única muestra del sondeo de  Campillos‐3,  recogida  a  110 m de profundidad,  presenta  valores  isotópicos de        ‐6,43 ‰  (δ18O), ‐40,46 ‰ (δ2H) y 11,01 ‰ (d).      δ18O (‰) δ2H (‰) d , exceso en deuterio (‰) Punto de agua Ref. n mín máx med cv mín máx med cv mín máx med cv Torrox M‐27a 24 ‐6,52 ‐5,95 ‐6,25 3 ‐41,02 ‐38,67 ‐39,86 2 8,65 12,67 10,11 10 S. Campillos­3 S‐46 1 ‐ ‐ ‐6,43 ‐ ‐ ‐ ‐40,46 ‐ ‐ ‐ 11,01 ‐ Torrox M‐27a 11 ‐6,53 ‐6,08 ‐6,38 2 ‐40,29 ‐38,72 ‐39,80 1 9,92 12,48 11,21 8 Tp1­Torrox M‐27b 2 ‐6,39 ‐6,33 ‐6,36 ‐ ‐39,77 ‐39,53 ‐39,65 ‐ 11,15 11,37 11,26 ‐ Tp2­Torrox M‐27c 2 ‐5,99 ‐5,74 ‐5,87 ‐ ‐36,14 ‐36,05 ‐36,10 ‐ 9,88 11,76 10,82 ‐ Río de la Venta  V­1 11 ‐5,86 ‐5,47 ‐5,67 2 ‐36,99 ‐35,48 ‐36,32 1 7,45 10,17 9,02 10     Tabla 7.13.  Valores mínimo (mín), máximo (máx) y medio (med) y coeficiente de variación (cv, en %) de δ18O, δ2H y  exceso  en  deuterio  (d)  de  las  aguas  subterráneas  (manantial  y  sondeo)  en  el  sector  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia, durante el período de investigación y entre febrero y agosto de 2013.      Durante el año 2013, los valores medios de los dos isótopos (δ18O y δ2H) y del exceso  de deuterio (d) en las aguas del manantial de Torrox (M‐27a) fueron, respectivamente, ‐6,38  ‰, ‐39,80 ‰ y 11,21 ‰ (Tab. 7.13), mientras que los valores obtenidos en las aguas del Río  de  la  Venta  (en  la  sección  V1)  resultaron  ser  de  ‐5,67  ‰,  ‐36,32  ‰  y  9,02  ‰,  respectivamente. Las aguas subterráneas de los manantiales de Tp1‐Torrox y de Tp2‐Torrox  muestran composiciones isotópicas intermedias entre las dos anteriores, más afines a las del  manantial  principal  (Torrox,  M‐27a)  en  el  primer  caso  y  a  las  del  Río  de  la  Venta  (en  la  sección V1), en el segundo.      Los  datos  de  δ18O  y  δ2H  de  las  aguas  subterráneas  y  superficiales  registrados  en  sendos períodos de control se representan en la figura 7.23, junto con las líneas meteóricas  ‐ 463 ‐ Período Año 2012/2013 de estudio local  (LML),  elaborada  a  partir  de  la  composición  isotópica  de  (19) muestras  de  agua  de  lluvia recogidas en la Sierra de Peñarrubia (véase situación en la figura 3.4), y global (LMG),  definida por Craig (1962).   Las muestras de agua del Río de la Venta (en la sección V1) y del manantial de Tp2‐ Torrox (M‐27c), con valores  isotópicos menos negativos, se distribuyen próximas a  la LMG  (Fig.  7.23),  aunque  con  una  recta  de  regresión  de  menor  pendiente  (m1,  de  1,8),  lo  que  sugiere fraccionamiento isotópico por evaporación. Pese al reducido número de muestras de  agua  del  manantial  de  Tp2‐Torrox,  los  datos  isotópicos  corroboran  que  procede  directamente del agua superficial del Río de la Venta.         Figura 7.23. Representación de los valores de δ18O y δ2H de las aguas subterráneas en el sector de las sierras de Teba  y Peñarrubia. m1, m2 y m3 corresponden a las pendientes de las rectas de ajuste de las muestras de agua del Río de la  Venta y del manantial de Torrox (M­27a), respectivamente, de 2007 a 2010 y durante 2013.     El resto de muestras de agua subterránea parece dividirse en dos agrupaciones (Fig.  7.23). El primer grupo,  situado entre  la LML y  la LMG,  está  representado por parte de  las  muestras del manantial de Torrox (M‐27a), recogidas entre 2007 y 2010 y en 2013, por las  de  Tp1‐Torrox  (M‐27b),  así  como  por  la  muestra  del  sondeo  de  Campillos‐3  (S‐46).  El  segundo grupo está formado por  las demás muestras de agua del manantial de Torrox (M‐ 27a) que se distribuyen más cercanas de la LMG. Los valores de δ18O y δ2H de estas últimas,  generalmente menos negativos, y la localización menos alejada de las aguas superficiales en  ‐ 464 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  la figura 7.23 podrían indicar que son el resultado de la mezcla de las aguas subterráneas del  acuífero (representadas por las muestras del primer grupo) con las superficiales del Río de  la Venta. De hecho, el ajuste mediante regresión lineal de las muestras de agua del manantial  de Torrox (M‐27a) con pendientes muy inferiores (m2 = 2,9, para las muestras recogidas en  el período de estudio y m3 = 1,5   para aquellas tomadas en 2013) a  la de  la LMG (m = 8) y  similares  a  la  definida  por  las  aguas  superficiales,  permiten  reforzar  dicha  hipótesis.  Esto  podría  indicar  que  el  fraccionamiento  isotópico  en  las  aguas  de  la  surgencia  se  debe  a  la  mezcla previa con las del río, que han sufrido evaporación.      En  la  figura 7.24  se  representa  la  evolución de  los  valores  de δ18O de  las  aguas de  lluvia recogidas en la Sierra de Peñarrubia y  la de las aguas subterráneas del manantial de  Torrox  (M‐27a). A modo comparativo,  se  representa el valor de este  isótopo medido en  la  única muestra de agua tomada en el sondeo de Campillos‐3 (S‐46).      Figura  7.24. Variación  temporal  de  los  valores  de  δ18O  de  la  precipitación  (Sierra  de  Peñarrubia),  de  las  aguas  subterráneas  del  manantial  de  Torrox  (M­27a)  y  del  sondeo  de  Campillos­3  (S­46)  durante  el  período  de  investigación.    Los  valores  de  δ18O  de  las  aguas  del  manantial  de  Torrox  (M‐27a)  siguen  una  tendencia ascendente a lo largo del período de investigación (Fig. 7.24), hacia composiciones  menos  empobrecidas  desde  el  punto  de  vista  isotópico.  Dicha  evolución  general,  probablemente  está  condicionada  por  la  mezcla  de  las  aguas  superficiales  del  Río  de  la  Venta,  más  enriquecidas  en  δ18O,  con  las  aguas  subterráneas  del  acuífero,  empobrecidas  isotópicamente  (compárense  en  la  figura  7.24  los  valores  de  δ18O  del  agua  del  sondeo  de  Campillos‐3, representativas del acuífero, y los del manantial de Torrox). Así, la componente  ‐ 465 ‐ superficial que participa en el flujo de la surgencia parece ser cada vez mayor con respecto a  la subterránea, debido al aumento del caudal de escorrentía a lo largo del período de control  y,  por  lo  tanto,  a  la  mayor  infiltración  de  agua  del  río  hacia  el  acuífero,  como  se  ha  demostrado en las campañas de aforos diferenciales del Río de la Venta (Fig. 7.14).   No obstante, el manantial de Torrox  (M‐27a) responde con aumentos puntuales de  δ18O  asociados  a  las  principales  crecidas  de  caudal,  que  reproducen,  en  cierta medida,  las  variaciones  de  este  parámetro  registradas  en  la  aguas  meteóricas  (octubre  de  2007  y  diciembre de 2008 a marzo de 2009; Fig. 7.24). Las respuestas isotópicas registradas en las  aguas del manantial,  consecuencia de  la  recarga, muestran una escasa amplitud,  inferior a  0,4 ‰ en el caso de δ18O, lo cual es coherente con un sistema de drenaje poco jerarquizado,  probablemente con un bajo a moderado desarrollo de la karstificación.                                               ‐ 466 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  7.3  SÍNTESIS  HIDROGEOLÓGICA  DE  LA  ZONA  NORORIENTAL      Los  afloramientos  de  calizas  del  Jurásico  Medio  y  Superior  que  constituyen  los  macizos  de  Ortegícar  y  Matagayar  ocupan  una  superficie  total  de  5,5  km2.  Dichos  afloramientos  carbonáticos  están  delimitados  en  casi  todo  su  perímetro  por  materiales  impermeables  (margas  y margocalizas  cretácicas  y  arcillas  y  areniscas  cretácico‐terciarias  del  Flysch)  mediante  contactos  estratigráficos  y  tectónicos.  El  conjunto  jurásico  presenta  una geometría plegada en anticlinal con  forma de “cofre”, de dirección Nº60E, en  la que el  flanco meridional está fallado.   Parece que hay descarga del acuífero hacia el río, pero la mayoría de los resultados  obtenidos, mediante  los  aforos  diferenciales  hechos  con micromolinete  en  el  cauce,  están  dentro del margen de error del método de medida. Los datos de conductividad eléctrica del  agua del río presentan variaciones demasiado sutiles, tampoco concluyentes sobre la posible  existencia de descarga del acuífero hacia el río.  Los  sondeos  que  existen  en  la  Sierra  de  Ortegícar  y  en  el  Cerro  de Matagayar  no  permiten  obtener  información  representativa  de  la  piezometría  del  acuífero  ni  de  la  composición química del agua subterránea.  Por tanto, no se han obtenido argumentos irrefutables de que la Sierra de Ortegícar y  el Cerro de Matagayar se drenan hacia el cauce del Río Guadalteba situado inmediatamente  al N.  Al  NE,  el  acuífero  carbonático  constituido  por  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia  ocupa  una  extensión  aproximada  de  7,2  km2.  Los  materiales  que  lo  forman  son  esencialmente  calizas  y  dolomías  jurásicas,  aunque  estas  últimas  no  afloran  y  deben  encontrarse entre las primeras y el sustrato triásico (arcillas con evaporitas). La geometría  del  acuífero  corresponde  a  una  estructura  plegada  en  anticlinal,  cuyo  extremo  oriental  (Sierra de Peñarrubia, de dirección NO‐SE) está rotado con respecto al occidental (Sierra de  Teba, orientado según la dirección NE‐SO).     El manantial de Torrox (M‐27a), ubicado en el borde SO de la Sierra de Peñarrubia  (área  del  Tajo  del  Molino),  constituye  el  principal  punto  de  descarga  natural  visible  del  acuífero.  El  análisis  de  los  hidrogramas  revela  morfologías  relativamente  suaves  y  respuestas  lentas y amortiguadas en el  tiempo  frente a  las precipitaciones. Esta surgencia,  permanente, muestra un caudal medio histórico (según los datos del IGME) de 78 l/s (2,46  hm3/año), aunque los recursos medios anuales estimados por infiltración del agua de lluvia  ascienden a 1,77 hm3/año (56 l/s). Durante el período de investigación la recarga media por  infiltración de las precipitaciones ha sido de 2,04 hm3/año (65 l/s), mientras que la descarga  ‐ 467 ‐ ha sido de 3 hm3/año (95 l/s). Es decir, el manantial tiene un caudal de descarga superior al  de  la  lluvia  que  se  infiltra  en  los  afloramientos  permeables  de  las  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia.  Los aforos diferenciales  realizados en el Río de  la Venta,  aguas arriba y  aguas  abajo  del  Tajo  del Molino,  demuestran  que  el  río  es  perdedor  durante  la mayor  parte  del  tiempo  (agua  intermedias‐bajas),  aunque  puede  ser  ganador  en  condiciones  de  elevada  recarga  del  acuífero,  cuando  el  manantial  drena  mayor  caudal.  En  concreto,  los  aforos  diferenciales  realizados  en  el  año  2012/2013  (de  tipo  húmedo  y  similar  a  2009/10)  demuestran que el caudal medio infiltrado fue de 62,5 l/s.   En  la  parte  oriental  de  la  Sierra  de  Peñarrubia,  donde  se  hallan  los  sondeos  de  abastecimiento a  la Finca de Tendedero y a  la población de Campillos,  se bombearon 0,63  hm3/año  (equivalente  a  un  caudal  de  20  l/s)  durante  el  período  de  registro,  sin  que  aparentemente esto afectara al  funcionamiento del manantial, aunque  la cota piezométrica  se  encuentra  3‐4  m  por  debajo  de  la  cota  de  surgencia  del  manantial.  Las  variaciones  piezométricas  registradas  en  los  sondeos  existentes,  relativamente  lentas  y  de  poca  amplitud, denotan un bajo desarrollo de la karstificación en el entorno de las perforaciones,  pero también podría ser consecuencia de los bombeos.   La  temperatura media del agua del manantial de Torrox  (22,2 ºC), 4,8  ºC superior  que la ambiental, demuestra el carácter mesotermal de la surgencia y, por tanto, la existencia  de flujos profundos ascendentes (emergen hacia el manantial principal y su trop plein ‐Tp1‐ Torrox‐),  que  se  producen  a  favor  de  la  estructura  geológica  (estratos  subverticales  del  flanco  meridional  del  anticlinal).  El  registro  hidrotérmico  del  manantial,  escasamente  variable  en  condiciones  de  estiaje  o  de  baja  recarga,  muestra  descensos  graduales  de  la  temperatura  del  agua  durante  períodos  de  abundantes  lluvias,  que  pueden  atribuirse  al  enfriamiento producido por la recarga procedente de la escorrentía del Río de la Venta. Los  datos  de  temperatura  del  agua  en  el  sondeo  de  Campillos‐3  no  muestran  evidencias  de  termalismo.  El agua del manantial de Torrox (M‐27a) presenta una conductividad eléctrica media  relativamente  elevada  (1.312  µS/cm)  y  es  de  facies  bicarbonatada‐sulfatada‐  clorurada  cálcico‐sódica. La curva de frecuencias de la conductividad eléctrica del manantial presenta  amplio  rango  de  variación  y  morfología  bimodal.  La  moda  de  mayores  valores  de  conductividad eléctrica corresponde a los períodos de recarga, cuando predomina la mezcla  con  agua  procedente  del  Río  de  la  Venta,  y  la  moda  de  menores  valores  caracteriza    la  decrecida y agotamiento del manantial. La conductividad eléctrica y la composición química  del  agua  del  sondeo  de  Campillos‐3,  de  tipo  bicarbonatada  cálcica,  son  características  de  acuíferos carbonáticos con un substrato arcilloso‐evaporítico triásico.  ‐ 468 ‐ Capítulo 7: Hidrogeología de la zona nororiental  Los elevados contenidos de componentes químicos de origen evaporítico (SO4‐2, Cl‐,  Na+2 y Ca+2) en las aguas del manantial de Torrox demuestran la disolución de yeso y halita  diseminados  en  las  arcillas  del  Trías  superior.  La  variabilidad  química  de  las  aguas  de  la  surgencia probablemente se debe más a la mezcla de agua de diferente composición química,  procedente de la infiltración del agua del Río de la Venta (en el área del Tajo del Molino), que  a  la  karstificación  del  acuífero  drenado  por  el  punto  de  descarga.  Se  observan  aumentos  progresivos  de  casi  todos  los  componentes  químicos  durante  los  eventos  de  recarga,  seguidos de disminuciones paulatinas. Las concentraciones relativamente altas de NO3‐ y de  los  componentes  químicos  mayoritarios,  coincidiendo  con  los  picos  de  caudal,  reflejan  la  contaminación (de origen antrópico) de las aguas de la surgencia, a causa de la infiltración  de las aguas superficiales del río. Los bajos contenidos de COT registrados en las aguas del  manantial pueden explicarse por  la mineralización de la materia orgánica en el interior del  acuífero, debido a  la existencia de  flujos  lentos y profundos,  que contribuyen a  la descarga  del manantial y probablemente a las condiciones reductoras del medio en profundidad.    El  enriquecimiento  progresivo  de  los  valores  de  δ18O  del  agua  drenada  por  la  surgencia de Torrox (M‐27a) en el transcurso del período de investigación se produce por la  mezcla,  progresivamente  creciente,  de  las  aguas  superficiales  del  Río  de  la  Venta  (valores  isotópicos menos negativos)  con  las  aguas  subterráneas del  acuífero,  durante períodos de  abundantes  lluvias.  Este  hecho  queda  constatado  por  las  evidencias  de  fraccionamiento  isotópico  por  evaporación  en  las  aguas  del manantial,  proceso  característico  de  las  aguas  superficiales.    Por  consiguiente,  el  hecho  de  que  el  agua  del  manantial  de  Torrox  sea  termal  y  presente una conductividad eléctrica relativamente elevada, del orden del doble de la de los  sondeos situados en la parte oriental de la Sierra de Peñarrubia, y una composición química  enriquecida  en  todos  los  componentes,  requiere  invocar  un  contexto  hidrogeológico  en  el  que se produzcan flujos profundos y de largo recorrido, con cierto tiempo de permanencia  del agua en el acuífero, lo que explicaría mejor las respuestas amortiguadas (hidrodinámicas,  hidrotérmicas e hidroquímicas). Este hecho es difícil justificarlo únicamente por el flujo que  se produciría a escala de las sierras de Teba y Peñarrubia, porque los flujos serían de corto  recorrido y tendrían que descender y ascender rápidamente. Por ello, en la situación actual  de conocimiento, no se puede descartar que el manantial de Torrox tenga una componente  de flujo procedente de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar.             ‐ 469 ‐                                                             ‐ 470 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico 8. BALANCE HIDROGEOLÓGICO  En este capítulo se estiman las entradas y  las salidas de agua en  los acuíferos de  la  Serranía oriental de Ronda diferenciados en la presente investigación con el fin de establecer  el balance hidrogeológico en dichos sistemas. El balance se ha llevado a cabo para cada uno  de los tres años hidrológicos que constituyen el período de investigación (2007/08, 2008/09  y 2009/10). Para el período de datos históricos, se ha llevado a cabo una estimación de los  recursos  hídricos  renovables  a  partir  de  la  información  disponible.  Cabe  recordar  que,  de  acuerdo con el apartado 3.3, el período de estudio no puede considerarse representativo de  unas condiciones pluviométricas medias, sino más bien húmedas.  A continuación se describen los métodos utilizados para la estimación de las distintas  componentes del balance y se exponen los principales resultados obtenidos.     8.1 ENTRADAS    Las  entradas  se  han  estimado  a  partir  de  la  cantidad  de  lluvia  que  cae  sobre  los  materiales  acuíferos  y  de  la  que  se  evapotranspira.  La  diferencia  entre  ambas  permite  obtener  la  lluvia  útil  (PU)  que,  dependiendo  de  las  características  del  terreno  (permeabilidad, pendiente, etc.), puede dar lugar a infiltración o escorrentía superficial.   En  las  sierras del  área de  estudio,  las principales  entradas de  agua proceden de  la  infiltración  directa  de  las  precipitaciones  en  los  afloramientos  carbonáticos  y,  en  algunos  puntos, de la infiltración procedente de las aguas superficiales. La escorrentía superficial que  pudiera  generarse  sobre  los  afloramientos  carbonáticos  se  ha  considerado  despreciable  a  efectos de balance hidrogeológico, habida cuenta de la elevada permeabilidad de las calizas y  dolomías jurásicas que afloran en superficie, de la gran abundancia de formas exokársticas y  de  la escasa pendiente del  terreno (< 10 %) en buena parte de  las áreas de recarga de  los  acuíferos.  En  relación  con  la  escorrentía  superficial,  cabe  señalar  que  se  desarrolla  principalmente sobre las margas y margocalizas cretácicas y sobre las arcillas del Flysch.  Con objeto de precisar  los volúmenes de agua que se  infiltran,  se han utilizado tres  metodologías  diferentes:  balance  hidrológico  del  suelo  (Thornthwaite,  1948),  método  de  Kessler (1967) y método APLIS (IGME‐GHUMA, 2003; Andreo et al., 2008; Marín, 2009). El  balance  de  masas  de  Cl‐  (Schoeller,  1962;  Custodio  y  Llamas,  1983;  Alcalá,  2005)  se  ha  desestimado en esta investigación a causa de la detección de concentraciones de este ión en  las  aguas  subterráneas,  que  son  atribuibles  a  las  evaporitas  diseminadas  en  las  arcillas  triásicas del sustrato acuífero.  ‐ 471 ‐ 8.1.1 Precipitaciones      Se  han  considerado  dos  períodos  para  el  análisis  de  las  precipitaciones  (P):  uno  histórico  (1964/65‐2009/10)  y  otro  el  de  investigación  (2007/08‐2009/10).  En  ambos  casos,  el  registro  pluviométrico  disponible  para  el  cálculo  de  la  precipitación media  anual  procede de las mismas estaciones pluviométricas utilizadas en los apartados 3.2 y 3.3 de esta  Memoria.  A  diferencia  del  análisis  pluviométrico  realizado  en  el  capítulo  3,  las  precipitaciones  medias  anuales  se  han  estimado  a  partir  de  la  planimetría  de  isoyetas  (mediante  el  uso  de  Sistemas  de  Información  Geográfica),  método  que  resulta  ser  más  apropiado  en  zonas  montañosas  porque  tiene  en  cuenta  la  influencia  de  la  altitud  en  la  distribución  de  las  precipitaciones.  Los  resultados  obtenidos  para  ambos  períodos  se  recogen en la tabla 8.1.    Período histórico (1964/65­2009/10) Período de investigación Área Seco Húmedo Acuífero  2 Medio  2007/08 2008/09 2009/10 P media(km ) (1998/99) (2009/10) mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a Sierra 12,83 478 6,13 893 11,46 1.811 23,24 927 11,90 909 11,67 1.811 23,24 1.216 15,60 Hidalga Sierra 35,23 338 11,90 765 26,95 1.380 48,62 793 27,95 804 28,31 1.380 48,62 992 34,96 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 327 14,11 733 31,67 1.194 51,59 614 26,54 770 33,26 1.194 51,59 859 37,12 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 205 1,13 564 3,12 763 4,21 401 2,21 467 2,58 763 4,21 544 3,00 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 142 1,02 462 3,32 786 5,65 366 2,63 445 3,20 786 5,65 532 3,83 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 298 34,29 683 76,51 1.187 133,31 620 71,23 679 79,01 1.187 133,31 829 94,51 carbonáticos Tabla  8.1.  Precipitaciones  medias  anuales  obtenidas  a  partir  de  la  planimetría  de  isoyetas  en  los  principales  acuíferos del área de estudio, para los años seco, medio y húmedo del período histórico (1964/65­2009/10) y para  cada uno de los años hidrológicos del período de estudio (2007/08­2009/10).      La  precipitación  media  del  período  histórico  registrada  sobre  los  afloramientos  carbonáticos es de 76,51 hm3/año (Tab. 8.1). En los acuíferos diferenciados, el valor medio  de precipitación es más elevado en  las  sierras de  los Merinos,  Colorado y Carrasco  (31,67  hm3/año), en la zona noroccidental del área de estudio, y mínimo en los macizos de la Sierra  de Ortegícar y del Cerro de Matagayar (3,12 hm3/año), en la zona nororiental.     Durante el período de estudio (2007/08‐2009/10) la precipitación media sobre los  aproximadamente 104 km2 de superficie permeable es de 94,51 hm3/año, un 18 % más que  ‐ 472 ‐ Nororiental Norocc. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico el valor medio estimado para el período histórico (Tab. 8.1). En  las sierras de  los Merinos,  Colorado  y  Carrasco,  es  donde más  precipitación  se  ha  acumulado  durante  este  período:  37,12  hm3/año.  En  los  acuíferos  de  la  zona  nororiental,  de menor  extensión  y  situados  a  cotas  topográficas  más  bajas,  se  ha  estimado  una  lluvia  media  comprendida  entre  3,00  hm3/año en la Sierra de Ortegícar y en el Cerro de Matagayar y 3,83 hm3/año en las sierras  de Teba y Peñarrubia.   Los resultados obtenidos mediante planimetría de isoyetas (Tab. 8.1) reproducen las  variaciones espaciales y temporales de las precipitaciones en la Serranía oriental de Ronda  deducidas del estudio climatológico del capítulo 3 de esta Memoria.     8.1.2 Cálculo de  la evapotranspiración real por el método  de  Thornthwaite  (1948)  a  partir  de  los  datos  de  las  estaciones meteorológicas      Se ha estimado la evapotranspiración real (ETR) y la lluvia útil (PU) en las distintas  estaciones  meteorológicas  con  datos  disponibles  de  precipitación  y  temperatura  del  aire,  durante  los  períodos  1981/82‐1997/98  y  2007/08‐2009/10.  La  longitud  del  período  histórico  considerado,  de  17  años  hidrológicos,  podría  resultar  insuficiente  (poco  representativa)  de  acuerdo  con  las  recomendaciones  de  la  Organización  Meteorológica  Mundial  (OMM).  Sin  embargo,  permite  comparar  el  mayor  número  series  de  datos  de  precipitación  (11)  y de  temperatura del  aire  (6),  procedentes de  estaciones  relativamente  bien  distribuidas  a  lo  largo  del  área  de  estudio.  Las  estaciones  pluviométricas  son  (véase  situación  en  la  figura  3.4):  Ronda‐CSE,  Parchite,  Arriate,  Cuevas  del  Becerro,  Taramal,  El  Burgo,  Ardales, Higuera,  Embalse  Conde  de Guadalhorce,  Almargen  y  Teba‐pueblo.  Por  su  parte,  las  estaciones  termométricas  son: Ronda‐OP, Quejigales,  El Burgo, Ardales, Embalse  Conde  de  Guadalhorce  y  Teba‐colegio.  A  pesar  de  la  corta  duración  del  período  histórico,  éste representa condiciones climatológicas muy variables, con 5 años secos (entre ellos el de  1994/95, que resultó ser el  tercero menos  lluvioso), 8 de  tipo medio y 4 húmedos (el año  1989/90 fue el segundo con mayor precipitación).   En  el  caso  del  período  de  investigación  se  han  considerado  14  estaciones  pluviométricas  (Ronda‐CSE, Quejigales,  Añoreta,  Parchite,  Arriate,  Cuevas  del Becerro,  Las  Pilas,  Cañete  la  Real,  Ardales,  Higuera,  Embalse  Conde  de  Guadalhorce,  Embalse  Guadalhorce‐Guadalteba, Almargen y Teba‐pueblo) y 5 termométricas (Ronda‐OP, Añoreta,  Embalse Guadalhorce‐Guadalteba, Embalse del Guadalteba y Teba‐colegio).  Los  cálculos  se han  efectuado a partir de datos de precipitación y  temperatura del  aire, mensuales para el período histórico y diarios para el período de estudio, mediante el  ‐ 473 ‐ código  TRASERO  v.2.1.0  (Padilla  et  al.,  2011).  En  primer  lugar,  se  ha  evaluado  la  evapotranspiración  potencial  (ETP)  para  cada  una  de  las  6  estaciones  termométricas.  El  segundo paso ha consistido en la obtención de las series de datos de ETR en las estaciones  pluviométricas,  a  las  que  previamente  se  les  ha  asignado  la  estación  termométrica  más  cercana y/o de altitud similar. Para ello, se han considerado capacidades de campo de 25 y  50  mm,  dada  la  escasa  extensión  y  potencia  de  la  cubierta  edáfica  sobre  los  macizos  carbonáticos del área de estudio. Por último, se ha calculado la lluvia útil (PU) en cada una de  las estaciones pluviométricas, restando los valores de ETR de los de precipitación (P).          Los valores medios de ETR (Tab. 8.2) estimados para el período histórico (1981/82‐ 1998/99) según el método de Thornthwaite varían entre 285 mm (cc = 25 mm) y 311 mm  (cc = 50 mm). El balance hídrico mensual efectuado proporciona valores medios anuales de  lluvia útil (PU = P‐ETR) comprendidos entre 350 mm (cc = 25 mm) y 324 mm (cc = 50 mm).       Pluviometría Temperatura Evapotranspiración real (ETR ) Lluvia útil (PU ) Acuífero cc = 25 mm cc = 50 mm cc = 25 mm cc = 50 mmEstación P med  Estación T med pluviométr. (mm)  termométr. (ºC) ETR (mm) % P ETR (mm) % P PU (mm) % P PU (mm) % P Sierra Ronda‐CSE 625 Ronda‐OP 15,3 284 45,4 312 49,9 341 54,6 313 50,1 Hidalga Taramal 1.064 Quejigales 10,7 280 26,3 307 28,9 784 73,7 757 71,1 El Burgo 588 El Burgo 15,1 280 47,6 305 51,9 308 52,4 283 48,1 Sierra Blanquilla Ronda‐CSE 625 Ronda‐OP 15,3 284 45,4 312 49,9 341 54,6 313 50,1 Taramal 1.064 Quejigales 10,7 280 26,3 307 28,9 784 73,7 757 71,1 Sierras de Parchite 640 Ronda‐OP 15,3 293 45,8 320 50,0 347 54,2 320 50,0 Merinos,  Ronda‐CSE 625 Ronda‐OP 15,3 284 45,4 312 49,9 341 54,6 313 50,1 Colorado y Carrasco Cuevas del Becerro 788 Ronda‐OP 15,3 313 39,7 341 43,3 475 60,3 447 56,7 Ardales 524 Emb. CondeSierra de Guadalhorce 16,9 286 54,6 311 59,4 238 45,4 213 40,6 Ortegícar La Higuera 589 El Burgo 15,1 278 47,2 303 51,4 311 52,8 286 48,6 y Cerro de  Matagayar Cuevas del  Becerro 788 Ronda‐OP 15,3 313 39,7 341 43,3 475 60,3 447 56,7 Teba‐pueblo 450 Teba‐colegio 16 257 57,1 281 62,4 193 42,9 169 37,6 Sierras de Teba y  Emb. Conde Emb. Conde Guadalhorce 522 Peñarrubia Guadalhorce 16,9 292 55,9 318 60,9 230 44,1 204 39,1 Almargen 562 Teba‐colegio 16 286 50,9 313 55,7 276 49,1 249 44,3 Media total (valores en negrita): 285 47,1 311 51,4 350 52,9 324 48,6 Tabla 8.2. Evapotranspiración real (ETR) y  lluvia útil (PU) obtenidas mediante balance hídrico mensual del suelo  (Thornthwaite, 1948) en varias estaciones del área de estudio para el período 1981/82­1998/99.    Los  resultados  obtenidos  para  el  período  de  investigación  (Tab.  8.3),  a  partir  del  mismo método,  revelan valores medios anuales de ETR más bajos, entre 238 mm (cc = 25  mm)  y  276 mm  (cc  =  50 mm).  En  lo  referente  a  la  lluvia  útil,  los  valores medios  anuales  resultantes se encuentran en el rango 548‐586 mm (cc = 50 y 25 mm). Este rango de valores  de  lluvia  útil,  equivalente  a  la  infiltración  eficaz media  procedente  de  la  precipitación,  es  ‐ 474 ‐ Nororiental Noroccid. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico relativamente  elevado.  El  alto  porcentaje  de  recarga  calculado  (64,4‐69,4  %)  puede  ser  atribuible a la elevada pluviometría registrada en el último año hidrológico (2009/10) y a la  distribución más concentrada de las lluvias durante los años 2008/09 y 2009/10 del período  de investigación, lo que minimizaría los efectos de la evaporación del agua disponible en el  suelo.    Pluviometría Temperatura Evapotranspiración real (ETR ) LLuvia útil (PU ) Acuífero cc = 25 mm cc = 50 mm cc = 25 mm cc = 50 mmEstación P med Estación T med pluviométrica  (mm)  termométrica (ºC) ETR ETR PU PU (mm) % P (mm) % P (mm) % P (mm) % P Sierra Añoreta 991 Añoreta 13,5 251 25,3 284 28,7 740 74,7 707 71,3 Hidalga Quejigales 1.506 Añoreta 13,5 262 17,4 304 20,2 1.244 82,6 1.202 79,8 Ronda‐CSE 783 Ronda‐CSE 14,6 239 30,5 280 35,8 544 69,5 503 64,2 Sierra Añoreta 991 Añoreta 13,5 251 25,3 284 28,7 740 74,7 707 71,3 Blanquilla Quejigales 1.506 Añoreta 13,5 262 17,4 304 20,2 1.244 82,6 1.202 79,8 Ronda‐CSE 783 Ronda‐CSE 14,6 239 30,5 280 35,8 544 69,5 503 64,2 Sierras de Merinos, Parchite 815 Ronda‐CSE 14,6 251 30,8 289 35,5 564 69,2 526 64,5 Colorado Las Pilas 820 Añoreta 13,5 237 28,9 268 32,7 583 71,1 552 67,3 y Carrasco Cuevas del Becerro 888 Ronda‐CSE 14,6 244 27,5 274 30,9 644 72,5 614 69,1 Sierra de Cañete la Real 676 Teba‐colegio 18,8 220 32,5 264 39,1 456 67,5 412 60,9 Ortegícar La Higuera 741 Emb. Guadalhorce‐ y Cerro de  Guadalteba 16,9 230 31,0 264 35,6 511 69,0 477 64,4 Matagayar Cuevas del Becerro 888 Ronda‐CSE 14,6 244 27,5 274 30,9 644 72,5 614 69,1 Emb. Guadalhorce‐ 502 Emb. Guadalhorce‐Sierra de Guadalteba Guadalteba 16,9 215 42,8 249 49,6 287 57,2 253 50,4 Teba­ Teba‐pueblo 608 Teba‐colegio 18,8 216 35,5 255 41,9 392 64,5 353 58,1 Peñarrubia Almargen 740 Teba‐colegio 18,8 254 34,3 309 41,8 486 65,7 431 58,2 Media total (valores en negrita): 238 30,6 276 35,6 586 69,4 548 64,4   Tabla  8.3.  Evapotranspiración  real  (ETR)  y  lluvia  útil  (PU)  obtenidas mediante  balance  hídrico  diario  del  suelo  (Thornthwaite, 1948) en varias estaciones del área de estudio para el período 2007/08­2009/10.    8.1.3  Estimación  de  la  lluvia  útil  por  el  método  de  Thornthwaite (1948) en los acuíferos del área de estudio        A  partir  de  los  valores  medios  anuales  de  precipitación  (P),  obtenidos  mediante  planimetría  de  isoyetas  (Tab.  8.1),  y  de  la  evapotranspiración  real  (ETR),  calculada  por  el  balance diario de Thornthwaite para el período de estudio (Tab. 8.3), se ha cuantificado el  valor medio anual de la lluvia útil (PU) o infiltración eficaz procedente de la precipitación en  los  diferentes  acuíferos,  durante  el  período  de  investigación  (Tab.  8.4).  La  PU  media  (hm3/año) se ha calculado a partir de la diferencia entre los dos primeros componentes del  balance  antes  citados  (P­ETR),  multiplicando  el  resultado  por  la  superficie  de  roca  permeable. El valor de PU obtenido en cada acuífero, además, se ha expresado como % de la  precipitación media registrada durante cada año hidrológico. Al considerar únicamente  las  ‐ 475 ‐ Nororiental Noroccidental Meridional Zona áreas  ocupadas por materiales  carbonáticos,  la  escorrentía  superficial  que potencialmente  pudiera generarse en ellos, se consideran despreciables a efectos de balance hidrogeológico.   En  la  zona  meridional,  los  valores  medios  de  lluvia  útil  (Tab.  8.4)  están  comprendidos entre 11,83 hm3/año (cc = 50 mm) y 12,30 hm3/año (cc = 25 mm) en Sierra  Hidalga  y  entre  24,77  hm3/año  (cc  =  50  mm)  y  26,11  hm3/año  (cc  =  25  mm)  en  Sierra  Blanquilla.     Evapotranspiración real (ETR ) Lluvia útil (PU ) Área P media Acuífero  2 cc = 25 mm cc = 50 mm cc = 25 mm cc = 50 mm(km ) mm hm3/a mm hm3/a % P mm hm3/a % P mm hm3/a % P mm hm3/a % P Sierra 12,83 1.216 15,60 257 3,30 21,1 294 3,77 24,2 959 12,30 78,9 922 11,83 75,8 Hidalga Sierra 35,23 992 34,95 251 8,84 25,3 289 10,18 29,1 741 26,11 74,7 703 24,77 70,9 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 859 37,14 243 10,50 28,3 278 12,01 32,3 616 26,64 71,7 581 25,12 67,7 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 544 3,00 231 1,28 42,5 267 1,47 49,1 313 1,73 57,5 277 1,53 50,9 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 532 3,83 228 1,64 42,8 271 1,95 50,9 304 2,19 57,2 261 1,88 49,1 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 732 94,52 242 25,55 32,0 280 29,39 37,1 587 68,97 68,0 549 65,13 62,9 carbonáticos     Tabla 8.4. Valores medios anuales de evapotranspiración real (ETR) y lluvia útil (PU) calculados mediante balance  hídrico diario del suelo (Thornthwaite, 1948) en los acuíferos del área de estudio (período 2007/08­2009/10).    La  PU  en  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  (Tab.  8.4)  es  de  25,12  hm3/año (cc = 50 mm) y 26,64 hm3/año (cc = 25 mm).  En  la  zona  nororiental,  los  valores  medios  de  lluvia  útil  (Tab.  8.4)  se  encuentran  entre  1,53  hm3/año  y  1,73  hm3/año,  en  los  macizos  de  Ortegícar  y  Matagayar,  para  capacidades de campo de 50 y 25 mm, respectivamente. En las sierras de Teba y Peñarrubia,  los  valores  medios  de  esta  componente  están  comprendidos  entre  1,88  hm3/año  y  2,19  hm3/año para capacidades de campo de 50 y 25 mm, respectivamente.          ‐ 476 ‐ Nororiental Norocc. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico 8.1.4  Cálculo  de  la  infiltración  eficaz  por  el  método  de  Kessler (1967)       Este método empírico permite calcular la tasa de recarga en acuíferos carbonáticos a  partir  de  series  de  datos  pluviométricos.  Fue  inicialmente  propuesto  por  Kessler  (1967)  para el estudio de una región kárstica de Hungría, aunque puede aplicarse a zonas de clima  templado  en  las  que  se  registran  dos  máximos  pluviométricos  anuales,  generalmente  de  enero a abril y de septiembre a diciembre (López Vera y Saiz, 1975).    En  la  tabla  8.5  se  recogen  las  tasas  medias  de  infiltración  obtenidas,  según  dicho  método, en las estaciones pluviométricas de Ronda‐CSE, Taramal, El Burgo, Parchite, Cuevas  del  Becerro,  Teba‐pueblo  y  Embalse  Conde  de  Guadalhorce,  para  el  período  1964/65‐ 2009/10.  El método de Kessler permite obtener una  tasa media de  recarga  del  54,8 % de  la  precipitación (Tab. 8.5). El valor medio de la infiltración es de 359 mm (37,33 hm3/año) en  los casi 104 km2 de afloramientos carbonáticos.    Pluviometría Tasa de infiltración Acuífero Estación pluviométrica P med (mm)  % P med mm Ronda‐CSE 615 54,7 336 Sierra Hidalga Taramal 1.014 55,9 567 El Burgo 592 53,6 317 Sierra Blanquilla Ronda‐CSE 615 54,7 336 Taramal 1.014 55,9 567 Sierras de Parchite 632 56 354 Merinos, Colorado Ronda‐CSE 615 54,7 336 y Carrasco Cuevas del Becerro 763 56,8 433 Teba‐pueblo 474 55 261 Sierra de Ortegícar y Cerro de Matagayar El Burgo 592 53,6 317 Cuevas del Becerro 763 56,8 433 Sierras de Teba y Teba‐pueblo 474 55 261 Peñarrubia Emb. Conde de Guadalhorce 479 51,7 248 Media total (valores en negrita) 653 54,8 359 Tabla 8.5. Tasa media de  infiltración eficaz calculada a partir del método de Kessler  (1967) en varias estaciones  pluviométricas del área de estudio para el período 1964/65­2009/10.       Si  se  aplica  el mismo procedimiento a  los  años  tipo del período 1964/65‐2009/10  (Tab.  8.6),  para  el  conjunto  de  los  macizos  carbonáticos,  se  obtiene  un  valor  medio  de  infiltración eficaz de 42,24 hm3/año, mínimo de 18,94 hm3/año en el año seco (1998/99) y  máximo de 73,56 hm3/año en el húmedo (2009/10).    ‐ 477 ‐ Septentrional (E) Sept. (O) Meridional Zona Durante  el  período  de  investigación,  la  infiltración  eficaz  media  sobre  los  afloramientos  carbonáticos  asciende  a  52,16  hm3/año  (Tab.  8.7).  El  reparto  de  la  recarga  media por sistemas acuíferos es el siguiente: 8,62 hm3/año en Sierra Hidalga, 19,12 hm3/año  en Sierra Blanquilla, 20,72 hm3/año en  las sierras de  los Merinos, Colorado y de Carrasco,  1,65 hm3/año en el acuífero constituido por la Sierra de Ortegícar y en el Cerro de Matagayar  y 2,04 hm3/año en las sierras de Teba y Peñarrubia.    Tasa Año seco (1998/99) Año húmedo (2009/10) Año medio Área media P media Infiltración P media Infiltración P media Infiltración Acuífero  (km2) infiltr. (isoyetas) eficaz (isoyetas) eficaz (isoyetas) eficaz (%) mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a Sierra 12,83 55,3 478 6,13 264 3,39 1.811 23,24 1.001 12,84 893 11,46 494 6,34 Hidalga Sierra 35,23 54,7 338 11,90 185 6,51 1.380 48,62 755 26,59 765 26,95 418 14,74 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 55,8 327 14,11 182 7,87 1.194 51,59 666 28,79 733 31,67 409 17,67 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 55,1 205 1,13 113 0,62 763 4,21 421 2,32 564 3,12 311 1,72 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 53,4 142 1,02 76 0,54 786 5,65 420 3,02 462 3,32 246 1,77 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 54,9 298 34,29 164 18,94 1.187 133,31 653 73,56 683 76,51 376 42,24 carbonáticos Tabla  8.6. Valores  de  infiltración  eficaz  obtenidos  con  el método  de Kessler  en  los  acuíferos  del  área  de  estudio  durante los años tipo (seco, húmedo y medio) del período 1964/65­2009/10.    Tasa 2007/08 2008/09 2009/10 Media Área media P media Infiltración P media Infiltración P media Infiltración P media Infiltración Acuífero  (km2) infiltr. (isoyetas) eficaz (isoyetas) eficaz (isoyetas) eficaz (isoyetas) eficaz (%) mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a Sierra 12,83 55,3 927 11,90 513 6,58 909 11,67 503 6,45 1.811 23,20 1.001 12,85 1.216 15,60 672 8,62 Hidalga Sierra 35,23 54,7 793 27,95 434 15,29 804 28,31 440 15,48 1.380 48,62 755 26,59 992 34,96 543 19,12 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 55,8 614 26,54 343 14,81 770 33,26 430 18,56 1.194 51,59 666 28,79 859,3 37,13 480 20,72 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 55,1 401 2,21 221 1,22 467 2,58 257 1,42 763 4,21 421 2,32 543,8 3,00 300 1,65 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 53,4 366 2,63 195 1,40 445 3,20 238 1,71 786 5,65 420 3,02 532,2 3,83 284 2,04 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 54,9 620 71,23 341 39,30 679 79,01 373 43,63 1.187 133,27 565 73,57 732 94,52 456 52,16 carbonáticos     Tabla 8.7. Valores de  infiltración eficaz calculados con el método de Kessler, a partir de  los datos de precipitación  estimados  por  planimetría  de  isoyetas,  para  cada  uno  de  los  años  hidrológicos  del  período  de  investigación  (2007/08­2009/10).  ‐ 478 ‐ Nororiental Norocc. Meridional Zona Nororiental Norocc. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico 8.1.5  Determinación  y  zonación  espacial  de  la  recarga  a  partir del método APLIS   8.1.5.1 Consideraciones metodológicas      APLIS es un método que permite estimar la tasa de recarga y su distribución espacial  en  acuíferos  carbonáticos,  mediante  la  utilización  de  Sistemas  de  Información  Geográfica  (SIG). Esta metodología se desarrolló durante los años 2001 y 2002 en el marco del proyecto  de investigación “Estudios metodológicos para la estimación de la recarga en diferentes tipos  de  acuíferos  carbonáticos:  aplicación  a  la  Cordillera  Bética”,  en  el  que  participaron  investigadores  del  IGME  y  del  Grupo  de  Hidrogeología  de  la  Universidad  de  Málaga  (GHUMA).  El  objetivo  fue  plantear  un  método  sencillo  que  permitiera  estimar  la  tasa  de  recarga  (expresada  como  porcentaje  de  la  precipitación)  en  acuíferos  carbonáticos,  mediante la combinación de diferentes variables (topográficas, litológicas, geomorfológicas y  edafológicas).  A  diferencia  de  otros  métodos  de  estimación  de  la  recarga,  APLIS  permite  establecer  un  reparto  zonal  de  la  tasa  de  infiltración  eficaz  sobre  la  superficie  de  los  acuíferos (Andreo et al., 2004b y 2008; Marín, 2009).  La  tasa  de  recarga  es  una  variable  de  carácter  cuantitativo,  aunque  algunos de  los  parámetros de los que depende son de naturaleza cualitativa (litología, tipo de suelo,  zonas  de  infiltración,  etc.).  Por  este  motivo,  las  variables  consideradas  (Altitud,  Pendiente,  Litología,  Infiltración  y  Suelo,  cuyas  iniciales  constituyen  el  acrónimo  que  da  nombre  al  método), deben reclasificarse según el sistema de puntuación establecido por Andreo et al.  (2004 y 2008) y modificado por Marín (2009), que se recoge en la tabla 8.8.    Dado que la versión original del método APLIS presenta algunas  limitaciones, Marín  (2009) propuso una serie de mejoras encaminadas a homogeneizar el número de clases de la  variable  Pendiente,  optimizar  el  parámetro  Infiltración  preferencial  y  considerar  los  afloramientos de materiales de baja permeabilidad sobre  las  rocas  carbonáticas. Para esta  última modificación Marín  (2009)  introdujo  un  coeficiente  corrector  de  la  recarga  (Fh,  en  Tab  8.8),  que  tiene  en  cuenta  las  características  hidrogeológicas  de  los  materiales  que  afloran.  La expresión matemática que permite estimar la tasa de recarga es la siguiente:  R = [(A + P + 3· L + 2· I + S)/ 0,9] · Fh  donde A, P,  L,  I  y  S  son  las  variables  altitud,  pendiente,  litología,  formas  de  infiltración  y  suelo,  respectivamente,  puntuadas  según  la  tabla  8.8,  y Fh  es  el  factor  de  corrección de  la  recarga (R), que se expresa como porcentaje de la precipitación. La clasificación final de la  tasa de recarga se agrupa en cinco categorías, tal como se indica en la tabla 8.9.  ‐ 479 ‐ Altitud (A) Puntuación Pendiente (P) Puntuación Litología (L) Puntuación ≤ 300 m s.n.m. 1 ≤ 3 % 10 Calizas y dolomías karstificadas 10‐9 300‐600 2 3‐5 9 Mármoles fracturados algo karstificados 8‐7 600‐900 3 5‐10 8 Calizas y dolomías fisuradas 6‐5 900‐1.200 4 10‐15 7 Arenas, gravas y coluviones 4 1.200‐1.500 5 15‐20 6 Brechas y conglomerados 3 1.500‐1.800 6 20‐30 5 Rocas plutónicas y metamórficas 2 1.800‐2.100 7 30‐45 4 Esquistos, pizarras, limos, arcillas 1 2.100‐2.400 8 46‐65 3 2.400‐2.700 9 65‐100 2 > 2.700 > 100 1 Infiltración­absorción preferencial (I) Puntuación Alto desarrollo de las formas 10 Suelo (S) Puntuación de infiltración preferencial Litosoles 10 Desarrollo moderado de las formas Arenosoles álbicos y xerosoles cálcicos 9 de infiltración preferencial 5 Regosoles calcáreos y fluvisoles 8 Escaso desarrollo o ausencia de las formas de  infiltración preferencial  1Regosoles eútricos, dístricos y solonchaks 7 Cambisoles cálcicos 6 Cambisoles eútricos 5 Histosoles eútricos, luvisoles órticos y cálcicos 4 Características hidrogeológicas Puntuación Luvisoles crómicos 3 de los materiales que afloran (Fh) Planosoles 2 Características acuíferas 1 Vertisoles crómicos 1 Otros 0,1 Tabla 8.8. Puntuaciones de las variables consideradas en el método APLIS (IGME­GHUMA, 2003; Andreo et al., 2008),  modificado por Marín (2009).    Tasa de recarga (R) Puntuación ≤ 20 % (P) Muy baja 20‐40 Baja 40‐60 Moderada 60‐80 Alta > 80 Muy alta   Tabla 8.9. Categorías de porcentaje de recarga según el método APLIS (IGME­GHUMA, 2003; Andreo et al., 2008).    8.1.5.2 Aplicación del método APLIS modificado      Para  el  análisis  espacial  de  los  datos  se  han  considerado  exclusivamente  los  afloramientos de calizas y dolomías  jurásicas,  con objeto de comparar  las  tasas de recarga  obtenidas mediante  este método  con  las  calculadas a partir de  fórmulas  empíricas. Así,  se  han  desestimado  las  superficies  ocupadas  por  materiales  impermeables  (margas  y  margocalizas  cretácicas  y  arcillas  terciarias  del  Flysch)  que  se  encuentran  sobre  las  rocas  carbonáticas.  Las  tasas  de  recarga  obtenidas  en  los  acuíferos  de  la  Serranía  oriental  de Ronda  a  partir del método APLIS modificado (Marín, 2009) están comprendidas entre el 40 y el 82 %  (Fig. 8.1). Estos porcentajes de infiltración se agrupan en las categorías moderada (40‐60 %)  y  alta  (60‐80  %),  según  la  tabla  8.9,  aunque  en  la  figura  8.1  se  han  desglosado  en ‐ 480 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico Figura 8.1 Distribución de la tasa de recarga obtenida mediante la aplicación del método APLIS en los acuíferos  carbonáticos de la Serranía oriental de Ronda.  intervalos más reducidos, de 5 %, para visualizar claramente las variaciones espaciales de  este parámetro.  El  95,4 %  de  la  superficie  total  permeable  presenta  una  recarga moderada  (Fig.  8.1).  Es  decir,  en  99,2  km2  de  afloramientos  carbonáticos  (de  casi  104  km2)  la  tasa  de  recarga varía entre el 40 y el 60 %. Dentro de esta última, la subclase correspondiente a la  tasa del 55‐60 % predomina sobre la subclase del 50‐55 % de recarga. Los afloramientos  carbonáticos en los que se han determinado una tasa de infiltración intermedia (40‐60 %)  se  caracterizan  por  ocupar  superficies  poco  pendientes  y  por  presentar  un  desarrollo  moderado  de  la  karstificación,  así  como  una  cobertura  edáfica  poco  potente  y  relativamente permeable (regosoles y cambisoles).      ‐ 481 ‐ Por otro lado, el 4,5 % (4,8 km2) del área ocupada por calizas y dolomías jurásicas  presenta  una  tasa  de  recarga  alta,  superior  al  60  %  (Fig.  8.1).  Se  trata  de  superficies  situadas a gran altitud (por tanto, con mayor pluviometría) e intensamente karstificadas,  en  las  que  los  materiales  carbonáticos  constituyen  zonas  preferentes  de  infiltración.  Corresponden  fundamentalmente  a  campos  de  lapiaz,  dolinas  y  zonas  donde  coexisten  dolinas  y  uvalas  (sierras  de  Carrasco  y  de  los  Merinos  y  parte  occidental  de  Sierra  Blanquilla, en la Fig. 8.1).    El valor medio de la infiltración eficaz en el conjunto de afloramientos permeables  es  del  54,7 %  (Tabs.  8.10  y  8.11).  En  el  área  de  estudio,  este  porcentaje  es  ligeramente  mayor  en  la  denominada  zona meridional  (55,7 %)  y  noroccidental  (56,7 %)  que  en  la  zona nororiental (52,7 %), hecho que está condicionado por la mayor altitud y desarrollo  de las formas de infiltración en la primera. Por acuíferos,  la  tasa media de recarga es del  55,6 % en Sierra Hidalga, 55,8 % en Sierra Blanquilla, 56,7 % en las sierras de los Merinos,  Colorado y Carrasco, 51,9 % en la Sierra de Ortegícar y el Cerro de Matagayar y del 53,4 %  en las sierras de Teba y Peñarrubia (Tabs. 8.10 y 8.11).    Tasa Año seco (1998/99) Año húmedo (2009/10) Año medio Área media P media P media P media Acuífero  Recarga Recarga Recarga (km2) infiltr. (isoyetas) (isoyetas) (isoyetas) (%) mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a Sierra 12,83 55,6 478 6,13 266 3,41 1.811 23,24 1.007 12,92 893 11,46 497 6,37 Hidalga Sierra 35,23 55,8 338 11,91 189 6,64 1.380 48,62 770 27,13 765 26,95 427 15,04 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 56,7 327 14,13 185 8,01 1.194 51,59 677 29,25 733 31,67 416 17,96 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 51,9 205 1,13 106 0,59 763 4,21 396 2,19 564 3,11 293 1,62 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 53,4 142 1,02 76 0,55 786 5,65 420 3,02 462 3,32 247 1,77 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 54,7 298 34,32 164 19,20 1.187 133,31 654 74,51 683 76,52 376 42,76 carbonáticos Tabla 8.10. Tasas de recarga y recursos medios anuales de  los acuíferos del área de estudio para  los años seco,  húmedo y medio del período histórico (1964/65­2009/10) obtenidos por el método APLIS modificado.      ‐ 482 ‐ Nororiental Noroccid. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico Tasa 2007/08 2008/09 2009/10 Media Área media P media P media P media P media Acuífero  2 Recarga Recarga Recarga Recarga(km ) infiltr. (isoyetas) (isoyetas) (isoyetas) (isoyetas) (%) mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a mm hm3/a Sierra 12,83 55,6 927 11,89 515 6,61 909 11,66 505 6,48 1.811 23,24 1.007 12,92 1.216 15,60 676 8,67 Hidalga Sierra 35,23 55,8 793 27,94 442 15,59 804 28,32 449 15,81 1.380 48,62 770 27,13 992 34,96 554 19,51 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 56,7 614 26,53 348 15,04 770 33,27 437 18,87 1.194 51,59 677 29,25 859 37,12 487 21,05 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 51,9 401 2,21 208 1,15 467 2,58 242 1,34 763 4,21 396 2,19 544 3,00 282 1,56 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 53,4 366 2,63 195 1,41 445 3,20 238 1,71 786 5,65 420 3,02 532 3,83 284 2,04 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 54,7 620 71,21 342 39,80 679 79,04 374 44,20 1.187 133,31 654 74,51 829 94,51 457 52,83 carbonáticos   Tabla 8.11. Tasas de recarga y recursos medios anuales de  los acuíferos del área de estudio para el período de  investigación (2007/08­2009/10) obtenidos por el método APLIS modificado.    Se  ha  calculado  el  volumen  medio  anual  infiltrado  por  unidad  de  superficie  permeable  (recarga específica,  expresada en m3/m2),  a partir de  la multiplicación de  las  tasas  de  recarga  obtenidas  con  el  método  APLIS  modificado  por  los  valores  de  precipitación  determinados  mediante  planimetría  de  isoyetas  y  por  la  superficie  de  infiltración correspondiente.   En  la  figura  8.2  se  representa  la  distribución  espacial  de  los  valores  de  recarga  específica  de  los  afloramientos  carbonáticos  del  área  de  estudio,  en  los  años  húmedo  (2009/10),  seco  (1998/99) y medio del período histórico  (1964/65‐2009/10), así  como  en cada uno de los años que constituyen el período de investigación (2007/08, 2008/09 y  2009/10).   La recarga en el área de estudio resulta ser de 42,76 hm3/año (Tab. 8.10) para un  año tipo medio del período histórico (1964/65‐2009/10), 19,20 hm3/año para uno seco y  74,51 para un año de tipo húmedo.  Los  recursos  medios  durante  el  período  de  investigación  ascienden  a  52,83  hm3/año  (Tab.  8.11).  Esta  cifra  es  superior  a  la  obtenida  en  el  año  medio  del  período  histórico, debido a la mayor pluviometría del período de investigación, particularmente en  el  último  año  hidrológico  (2009/10),  el  más  húmedo  de  todo  el  registro.  Los  mayores  recursos medios se han estimado en los acuíferos de las sierras de los Merinos, Colorado y  Carrasco  (21,05  hm3/año),  seguido  del  de  Sierra  Blanquilla  (19,51  hm3/año),  Sierra  Hidalga  (8,67  hm3/año),  sierras  de  Teba  y  Peñarrubia  (2,04  hm3/año)  y,  finalmente,  la  Sierra de Ortegícar y el Cerro de Matagayar (1,56 hm3/año).    ‐ 483 ‐ Nororiental Norocc. Meridional Zona     Figura  8.2. Distribución  espacial  de  los  valores  de  recarga  específica,  expresados  en m3/m2,  en  los  diferentes  acuíferos del área de estudio, en los años tipo del período histórico (1964/65­2009/10) y en cada uno de los años  hidrológicos del período de investigación (obsérvese que el de 2009/10 coincide con el más húmedo).    8.2 SALIDAS      Se  han  evaluado  las  descargas  de  agua  subterránea  (S)  controladas  durante  el  período  de  investigación  y  a  partir  de  los  datos  históricos  disponibles  en  los  acuíferos  carbonáticos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  (Tab.  8.12),  cuyo  funcionamiento  hidrodinámico se produce predominantemente en régimen natural. En lo que respecta a la  estimación del caudal de descarga del año hidrológico 2009/10, conviene precisar que las  series de datos de caudal, que  terminaron en el mes de mayo (salvo  la del manantial de  Cañamero,  M‐26),  se  han  completado  a  partir  de  la  aplicación  de  los  coeficientes  de  agotamiento  medios  calculados  en  años  anteriores.  Los  caudales  de  descarga  se  han  calculado a partir de la integración de los hidrogramas.      ‐ 484 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico Media anual período Punto 2007/08 2008/09 2009/10 Datos históricos Acuífero de investigación controlado hm3/año (l/s) hm3/año (l/s) hm3/año (l/s) hm3/año (l/s) hm3/año (l/s) Abusín M‐1 0,31 (9,9) Nc Nc 0,31 (9,9) Nc Sierra Hidalga Camarero M‐2 0,08 (2,5) Nc Nc 0,08 (2,5) Nc Buenavista M‐6 Nc Nc Nc ‐ Nc Hidalga M‐3 Nc Nc Nc ‐ 0,47 (15) Sierra Zona de Blanquilla descarga 6,60 15,01 25,26 15,62 4,48 hacia el ADT (209) (476) (801) (495) (142) a Río Turón Subtotal 6,99 (221) 15,01 (476) 25,26 (801) 16,01 (507) 4,95 (157) Aº del Cerezo P‐9 ‐ 0,03 (1) 0,15 (4,9) 0,06 (2) Nc Bco. de Palomeras M‐20 0,27 (8,4) 1,45 (46) 3,5 (111) 1,74 (55) 1,79 (57) Sierras de Merinos­ Cañamero b M‐26 4,04 (128) 13,61 (432) 17,75 (563) 11,79 (374)  10,47‐12,58 (332‐399) Colorado­ Prado Medina M‐22 ‐ ‐ 4,26 (135) c 1,42 (45) Nc Carrasco Carrizal d M‐24 0,51 (16) 2,46 (78) 5,14 (163) 2,70 (86)  1,33‐1,83 (42‐58) Ventilla e M‐16 0,18 (5,8) 0,92 (29) 2,47 (78) 1,19 (38) 1,07 (34) Subtotal 5,00 (158) 18,47 (586) 33,27 (1.055) 18,90 (688) 15,97 (506) Sierra de Zona de descarga Ortegícar hacia el Río  y cerro ADG  f 0,66 (21) Nc 1,92 (61)  1,29 (41) Nc Guadalteba de Matagayar Sierra de Torrox M‐27a 2,18 (69) 2,30 (73) 4,51 (143) 3,00 (95) 1,32‐2,46 (42‐78) Teba­ Peñarrubia Bombeos 0,63 (20) 0,63 (20) 0,63 (20) 0,63 (20) 0,5 (16) Subtotal 3,47 (110) 2,93 (93) 7,06 (224) 4,92 (156) 2,39 (69) TOTAL ÁREA DE ESTUDIO 15,46 (489) 36,41 (1.155) 69,6 (2.207) 39,83 (1.351) 23,31 (739) Tabla 8.12. Descarga media anual de  los acuíferos diferenciados  en  la  Serranía  oriental de Ronda durante  el  período de investigación y a partir de los datos históricos disponibles. Abreviaturas: Nc, no controlado; ADT, área  de descarga hacia el Río Turón; ADG, área de descarga hacia el Río Guadalteba. Superíndices: (a) Caudal medio de  los manantiales de El Burgo  (M­15) y Hierbabuena  (M­14)  sin  las aportaciones de  los  trop pleins Tp1­ y Tp2­ Hierbabuena (M­11 y M­9); (b) Caudal medio de  la surgencia más el que se deriva para la población de Serrato  (abastecimiento urbano y regadío), estimado en 20  l/s; (c) Caudal medio equivalente drenado por el manantial  trop plein Prado Medina (M­22) en el año hidrológico 2009/10; (d, e) Los valores medios de descarga incluyen la  captación  de  un  caudal  de  7  y  3  l/s  para  abastecimiento  a  las  poblaciones  de  Cuevas  del Becerro  y  Arriate,  respectivamente;  (f)  Valor  aproximado  resultante  de  las  campañas  de  aforos  del  año  hidrológico  2012/2013,  similar en cuanto a pluviometría acumulada al de 2009/10.    En la zona meridional del área de estudio, durante el período de investigación,  la  descarga media es de 16,01 hm3/año (Tab. 8.12). La mayor parte de las salidas estimadas  (15,62 hm3/año) corresponde al drenaje del acuífero de Sierra Blanquilla hacia su borde S,  a través de los manantiales del Valle del Río Turón: El Burgo (M‐15), Hierbabuena (M‐14),  Tp1‐Hierbabuena  (M‐11)  y  Tp2‐Hierbabuena  (M‐9).  El  caudal  medio  conjunto  de  las  surgencias  (495  l/s)  se  ha  estimado  conjuntamente  a  partir  de  los  aforos  diferenciales  realizados  en  el  Río  Turón,  aguas  arriba  y  abajo  de  los  cuatro  puntos  de  descarga  principales.  Existen  otros  manantiales  cuya  descarga  es  reducida  y,  en  algún  caso,  prácticamente  despreciable  a  efectos  de  balance  hidrogeológico:  Hidalga  (M‐3),  que  representa  la descarga del extremo más occidental de  la sierra, y Chaparrillal y Rabadán  ‐ 485 ‐ Nororiental Noroccidental Meridional Zona Natural Natural Natural Natural Natural Régimen Ref. Tesis (M‐18 y M‐19), que drenan parte del Cerro de Juan Pérez, en el extremo oriental de Sierra  Blanquilla. Por otro parte,  el  agua que  se  infiltra en  los afloramientos  calizo‐dolomíticos  más  occidentales  de  Sierra Blanquilla  debe dirigirse  subterráneamente  hacia  al  acuífero  detrítico mioceno  de  la  Depresión  de  Ronda,  como  se  ha  inferido  de  los  resultados  del  ensayo multitrazador efectuado en este sector (Barberá et al., 2012).   En  lo  que  se  refiere  a  Sierra  Hidalga,  la  mayor  parte  de  la  investigación  se  ha  centrado  en  caracterizar  la  zona  de  descarga  hacia  el  Río  Turón,  de  la  que  no  se  tenía  constancia antes de esta Tesis Doctoral, en concreto del manantial de Buenavista (M‐6), y  de  las  relaciones  hidráulicas  entre  éste  y  el  río  en  el  sector  de  los  Riscos  del  Lirio.  El  control de la descarga hacia el Río Turón requiere un proyecto específico que contemple la  construcción de alguna estación de aforos, máxime teniendo en cuenta su funcionamiento  marcadamente  kárstico,  la  ausencia  de  secciones  de  aforo  y  las  grandes  dificultades  de  acceso, sobre todo en situaciones de crecida. El manantial es activo fundamentalmente en  situación de aguas altas, cuando el Río Turón (Arroyo de Buenavista) está en crecida y es  más  arriesgado hacer  las medidas  en  el  barranco. Dicha  surgencia  pasa  de  caudales  del  orden de varios m3/s a estar prácticamente seco en cortos períodos de tiempo. Durante la  presente investigación se ha medido el caudal en  la sección T1 del Río Turón (Fig. 5.22),  situada  1,5  km  aguas  abajo  del  manantial  de  Buenavista,  que  reúne  las  aportaciones  subterráneas del manantial de Buenavista y superficiales de  los arroyos de Buenavista y  de  la  Higuera.  El  caudal  medio  obtenido  en  esta  sección  T1  es  de  238  l/s  (Tab.  5.21),  equivalente a 7,51 hm3/año.   En la vertiente SO de Sierra Hidalga, los manantiales de Abusín y Camarero (M‐1 y  M‐2), drenan en torno a 0,4 hm3/año (Tab. 8.12). Esta cifra es ínfima si se compara con los  recursos que presumiblemente drena el de Buenavista (M‐6) hacia el Río Turón.  En  la  denominada  zona  noroccidental  (sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco), el caudal medio de descarga durante el período de estudio es de 18,90 hm3/año  (Tab.  8.12).  La  descarga  media  por  manantiales  se  desglosa  como  sigue  (Tab.  8.12):  Cañamero (M‐26), 11,79 hm3/año; Carrizal (M‐24), 2,70 hm3/año; Barranco de Palomeras  (M‐20), 1,74 hm3/año y Ventilla (M‐16), 1,19 hm3/año; además de la surgencia trop plein  Prado  Medina  (M‐22),  con  un  caudal  medio  equivalente  de  1,42  hm3/año  durante  el  período de investigación, dado que sólo estuvo activa durante cuatro meses (diciembre de  2009 a marzo de 2010). La descarga de agua subterránea se completa con la transferencia  de  recursos  hídricos  (cuya  cuantificación  es difícil  de  evaluar) desde  el  borde  SO de  los  macizos  carbonáticos  jurásicos  hacia  el  acuífero  detrítico  mioceno  de  la  Depresión  de  Ronda.   ‐ 486 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico Las  salidas  del  acuífero  constituido  por  la  Sierra  de  Ortegícar  y  el  Cerro  de  Matagayar,  cifradas en 1,29 hm3/año  (Tab. 8.12),  se han  evaluado a partir de  los  aforos  diferenciales  efectuados  en  el  Río  Guadalteba  (años  hidrogeológicos  2007/08  y  2012/2013),  hacia  el  que  parece  drenar  el  agua  infiltrada  sobre  ambos  macizos  carbonáticos.  La  estimación  de  la  descarga  media  durante  el  año  hidrológico  2009/10  (1,92  hm3/año)  se  ha  realizado  por  analogía  con  el  de  2012/13  (con  similar  registro  pluviométrico),  durante  el  que  se  realizaron  la  mayoría  de  aforos.  Sin  embargo,  los  caudales de descarga obtenidos mediante aforos diferenciales están dentro del margen de  error del método de medida (micromolinete). Por  tanto,  la posible descarga hacia el Río  Guadalteba es un aspecto que requerirá investigaciones en el futuro.   Por lo que respecta a las sierras de Teba y de Peñarrubia se ha calculado un caudal  medio de descarga de 3,63 hm3/año (Tab. 8,12), de los cuales 3 hm3/año corresponden al  drenaje  del  manantial  de  Torrox  (M‐27a)  y  0,63  hm3/año  a  las  extracciones  de  agua  subterránea realizadas en  los sondeos de  la  finca de Tendedero  (S‐47, S‐48 y S‐49) y de  abastecimiento  a  la  población  de  Campillos  (S‐44  y  S‐45).  Dichos  sondeos  bombean  un  caudal  equivalente  aproximado  de  0,38  hm3/año  (finca  de  Tendedero)  y  0,25  hm3/año  (abastecimiento a Campillos).  En total, la descarga de los principales macizos jurásicos de la Serranía oriental de  Ronda  durante  el  transcurso  del  período  de  investigación  ha  sido  39,83  hm3/año  (Tab.  8.12).  Este  valor  es  considerablemente  mayor  que  el  estimado  a  partir  de  los  datos  históricos  de  caudal  (23,31  hm3/año),  debido  a  que  el  período  de  estudio  (2007/08‐ 2009/10)  ha  sido más  húmedo desde  el  punto  de  vista  climático.  Además,  la  diferencia  está  condicionada  por  la  periodicidad  de  medida  de  los  datos  históricos  (aproximadamente  cada 4‐6 meses),  que  impide  controlar  con precisión  los  caudales de  manantiales  kársticos,  entre  otros  los  drenados  por  las  surgencias  trop  plein  (Prado  Medina, M‐22; Tp1‐Hierbabuena, M‐11; Tp2‐Hierbabuena, M‐9; etc).   En  la  tabla  8.13  se  resumen  los  caudales  aforados  (salidas)  y  los  recursos  estimados (entradas) mediante los procedimientos descritos previamente en este capítulo.  Se  observa  que  los  recursos  medidos  son  mayores  que  los  estimados.  El  método  de  Thornthwaite permite obtener valores menos congruentes con las salidas. En cambio, los  resultados  proporcionados  por  los  métodos  APLIS  y  de  Kessler  son  similares  a  las  entradas. Por  tanto, a efectos de balance,  se considera el primero porque además de  los  valores de recarga proporciona la distribución espacial de la misma.    ‐ 487 ‐ Precip. Thornthwaite APLIS Área Kessler Salidas Acuífero  media2 cc = 25 mm cc = 50 mm modificado(km ) hm3/a hm3/a % P hm3/a % P hm3/a % P hm3/a % P hm3/a Sierra 12,83 15,60 12,30 78,9 11,83 75,8 8,62 55,3 8,67 55,6 0,39 * Hidalga Sierra 35,23 34,96 26,11 74,7 24,77 70,9 19,12 54,7 19,51 55,8 15,62 Blanquilla Sierras de Merinos, 43,21 37,12 26,64 71,7 25,12 67,7 20,72 55,8 21,05 56,7 18,90 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y 5,52 3,00 1,73 57,5 1,53 50,9 1,65 55,0 1,56 51,9 1,29 Cerro de Matagayar Sierras de Teba y 7,19 3,83 2,19 57,2 1,88 49,1 2,04 53,3 2,04 53,4 3,63 Peñarrubia Total  afloramientos 103,98 94,51 68,97 68,0 65,13 62,9 52,16 54,8 52,83 54,7 39,83 carbonáticos   Tabla 8.13. Comparación de  los caudales medios anuales de recarga y descarga en  los acuíferos de  la Serranía  oriental de Ronda durante el período de investigación (2007/08­2009/10). (*) No incluye la descarga (principal)  de Sierra Hidalga por el manantial de Buenavista (M­6), que tiene lugar hacia el Río Turón.       8.3 BALANCE DE LOS ACUÍFEROS DE LA SERRANÍA  ORIENTAL  DE  RONDA  CORRESPONDIENTE  AL  PERÍODO DE INVESTIGACIÓN (2007/08­2009/10)      La precipitación caída sobre los casi 104 km2 de materiales permeables del área de  estudio  ha  sido  de  94,51  hm3/año  (Tab.  8.13  y  Fig.  8.3).  De  esta  cantidad,  se  han  evapotranspirado 41,68 hm3/año y, según la tasa media de recarga considerada (54,7 %),  se  han  infiltrado  52,83  hm3/año  en  los  acuíferos.  Las  salidas  controladas  se  han  cuantificado en 39,83 hm3/año, de las cuales 0,63 hm3/año corresponden a bombeos y el  resto a la descarga por manantiales. Por consiguiente, la diferencia entre las entradas y las  salidas resulta ser de 13 hm3/año.  La  recarga  media  estimada  en  Sierra  Hidalga  para  el  período  de  investigación  asciende a 8,67 hm3/año (Tab. 8.13 y Fig. 8.3), de los que 0,39 hm3/año se drenan hacia la  cuenca del Río Grande, al O, y el resto hacia la cuenca del Río Turón, principalmente por el  manantial de Buenavista.  En el otro acuífero de la denominada zona meridional, el de Sierra Blanquilla,  los  recursos medios estimados (19,51 hm3/año) son mayores que el caudal controlado en la  principal zona de descarga (15,62 hm3/año), el Valle del Río Turón (Tab. 8.13 y Fig. 8.3). El  caudal  medio  restante,  de  3,89  hm3/año,  debe  corresponder  principalmente,  a  la  ‐ 488 ‐ Nororiental Norocc. Meridional Zona Capítulo 8: Balance hidrogeológico transferencia subterránea hacia la Depresión de Ronda y, en menor medida, a las salidas  por  los manantiales  de Rabadán  (M‐18)  y  Chaparrillal  (M‐19),  en  el  sector NE,  y  por  el  manantial de Hidalga (M‐3), en el SO.       Figura 8.3. Balance hidrogeológico de  los macizos carbonáticos que constituyen  la Serranía oriental de Ronda  durante  el  período  de  investigación. Acrónimos:  P,  precipitación; ETR,  evapotranspiración  real  ;  PU,  entradas  (lluvia útil) y S, salidas controladas. Las flechas amarillas representan  la transferencia subterránea de recursos  desde los acuíferos carbonáticos jurásicos hacia la Depresión de Ronda.    ‐ 489 ‐ Los  recursos  hídricos  calculados  para  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco  son  de  21,05  hm3/año,  de  los  que  18,90  hm3/año  se  drenan  por manantiales  (Tab.  8.13  y  Fig.  8.3).  El  caudal  medio  de  descarga  restante,  de  2,15  hm3/año,  puede  explicarse por  la  transferencia de recursos hacia el acuífero mioceno de  la Depresión de  Ronda.  Así,  las  aportaciones  de  los  macizos  jurásicos  (Merinos‐Colorado‐Carrasco  y  Blanquilla) al acuífero detrítico, cifradas en 4‐5 hm3/año, son del orden de la mitad de los  valores  estimados  previamente,  entre  8  hm3/año  (DPM‐IGME‐GHUMA.  2007)  y  10  hm3/año (DPM,1988), en sendos atlas hidrogeológicos de la provincia de Málaga.  En la Sierra de Ortegícar y el Cerro de Matagayar (zona nororiental)  la diferencia  entre  las  entradas  (1,56  hm3/año)  y  las  salidas  (1,29  hm3/año),  estimadas  a  partir  de  aforos diferenciales en el Río Guadalteba es mínima (0,27 hm3/año, Tab. 8.13 y Fig. 8.3).   No obstante, dado que dichas medidas se encuentran en el margen de error del equipo de  medida,  no  puede  descartarse  la  posibilidad  de  que  la  descarga  de  ambos  macizos  carbonáticos  se  produzca  hacia  el  NE,  por  el  manantial  de  Torrox  (sierras  de  Teba  y  Peñarrubia).   El acuífero de las sierras de Teba y Peñarrubia es el único sistema estudiado en el  que  la  descarga  (3,63 hm3/año)  supera  a  la  recarga de  lluvia  útil  por  infiltración de  las  precipitaciones sobre los afloramientos carbonáticos (2,04 hm3/año) (Tab. 8.13 y Fig. 8.3).  A esta entrada hay que añadir el caudal medio de agua superficial que se infiltra en el Río  de  la  Venta.  Esta  componente  se  ha  estimado  en  1,97  hm3/año,  en  el  período  febrero‐ agosto  de  2013,  en  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  altas‐intermedias  (véase  apartado 7.2.3.3). Según estos datos, la recarga (3,5‐4,01 hm3/año) durante el período de  investigación,  de  carácter  húmedo,  podría  equilibrarse  con  los  caudales  de  descarga  controlados.  En  cambio,  si  se  tienen  en  cuenta  los  datos  históricos,  las  entradas  por  infiltración  de  lluvia  sobre  los  materiales  permeables  se  estiman  en  1,77  hm3/año  y,  al  asumir unas condiciones climáticas medias, la recarga por infiltración de agua del Río de la  Venta  en  el  acuífero  sería  netamente  inferior  a  la medida  en  condiciones  húmedas.  Las  salidas  medias  históricas  ascienden  a  3,09  hm3/año:  2,46  hm3/año  drenados  por  el  manantial de Torrox (Tab. 7.7) y 0,63 hm3/año bombeados, suponiendo el mismo caudal  de extracción que en la actualidad. De este modo,   para equilibrar el balance harían falta  unas  entradas  de  1,32  hm3/año  por  infiltración  del  agua  del  Río  de  la  Venta.  Esta  cifra  parece algo elevada, por lo que no puede descartarse que por el manantial de Torrox haya  descarga procedente del acuífero de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar.         ‐ 490 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico 8.4  RECURSOS  HÍDRICOS  MEDIOS  RENOVABLES  CORRESPONDIENTES  AL  PERÍODO  HISTÓRICO  (1964/65­2009/10)      En trabajos previos se han estimado los recursos medios anuales de los acuíferos  diferenciados en esta Tesis Doctoral (Tab. 8.14), por separado y en conjunto, aunque  los  autores  no  siempre  coinciden  en  la  diferenciación  de  los macizos  carbonáticos  ni  en  la  superficie total de recarga.   Este apartado trata de dar a conocer los recursos hídricos medios renovables para  el  período  histórico  1964/65‐2009/10,  lo  que  puede  tener  interés  para  la  planificación  hidrológica de los acuíferos. Se han evaluado los recursos renovables de acuerdo con los  sistemas acuíferos distinguidos en esta Tesis y para el conjunto del área de estudio.  Los  recursos medios  renovables  calculados por diversos autores  en  los acuíferos  investigados  están  comprendidos  entre  30  y  48,3  hm3/año  (Tab.  8.14).  La  recarga  obtenida  en  esta  Tesis Doctoral  sobre  los  casi  104  km2 de  superficie  permeable  para  el  período  histórico  considerado,  es  de  42,76  hm3/año  (Tab.  8.14  y  Fig.  8.4).  Del  total  de  recursos medios anuales, 21,41 hm3/año corresponden a  los acuíferos de la denominada  zona  meridional,  17,96  hm3/año  a  los  de  la  zona  noroccidental  y  3,39  hm3/año  a  los  sistemas hidrogeológicos de la zona nororiental.    Acuífero Referencias diferenciado Zona DPM­IGME­ Tragsatec­ Esta en esta Tesis Fernández IGME DPM SGOP GHUMA  AAA Tesis  Doctoral (1980) (1983) (1988) (1990) (2007) (2009) (2014) Sierra Hidalga ‐ 2,9 3 6,37 Meridional Sierra Blanquilla 24 12,5 12,5 15,04 Sierras de Merinos, Noroccidental 24,3 17,99 17 17,96 Colorado y Carrasco Sierra de Ortegícar y ‐ ‐ ‐ 1,62 Cerro de Matagayar Nororiental Sierras de Teba y ‐ 2,68 2,7 2,22 1,77 Peñarrubia Recursos medios [hm3/año] 48,3 36,07 35,2 43,4 30 39,12 42,76 Área permeable considerada [km2] 39,1 97,5 97 87 96 151,44 103,98 Tabla 8.14. Recursos medios renovables (hm3/año) de los acuíferos diferenciados en la Serranía oriental de Ronda  estimados en trabajos previos. Los guiones indican los acuíferos que no se han considerado en los cálculos.    En  la  zona  meridional,  el  acuífero  de  Sierra  Hidalga  dispone  de  unos  recursos  medios de 6,37 hm3/año (Tab. 8.14 y Fig. 8.4), que es el más elevado de todos los valores  ‐ 491 ‐ estimados  previamente  en  dicho  sistema.  En  la  Sierra  Blanquilla  se  ha  obtenido  una  recarga  de  15,04  hm3/año.  Los  valores  que  más  se  aproximan  a  dichas  estimaciones  corresponden a los proporcionados por el IGME (1983) y la DPM (1988) (Tab. 8.14).  El  sistema  hidrogeológico  constituido  por  las  sierras  de  los Merinos,  Colorado  y  Carrasco presenta unos recursos renovables de 17,96 hm3/año (Fig. 8.4). El IGME (1983)  estimó un valor prácticamente igual, de 17,99 hm3/año (Tab. 8.14).      Figura  8.4.  Recursos medios  renovables  de  los macizos  carbonáticos  que  constituyen  la  Serranía  oriental  de  Ronda  durante  el  período  1964/65­2009/10.  Acrónimos:  P,  precipitación;  ETR,  evapotranspiración  real  y  PU,  lluvia útil.  ‐ 492 ‐ Capítulo 8: Balance hidrogeológico   La infiltración media producida en los macizos carbonáticos de la zona nororiental  se cifra en 1,62 hm3/año para el acuífero la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar y  en 1,77 hm3/año para el de  las sierras de Teba y Peñarrubia (Fig. 8.4). Este último valor  resulta  ser  el  menor  de  todos.  No  obstante,  dicha  cifra  no  considera  la  infiltración  procedente del Río de la Venta en el área del Tajo del Molino (véase situación en la figura  7.9), que también debe tenerse en cuenta para la gestión hidrológica del acuífero.                                                                                 ‐ 493 ‐                 ‐ 494 ‐ Chapter 9: Conclusions  9. CONCLUSIONS  The  last  chapter  of  this  PhD  Thesis  comprises  two  sections.  In  the  first  part  are  included  the  main  conclusions  about  the  hydrogeological  characterization  of  the  studied  aquifers,  by  applying  the  most  common  methods  used  in  Karst  Hydrogeology  (hydrodynamic,  thermal  temperature  of  the  waters,  hydrochemistry  and  environmental  isotopes), as well as other novel techniques. In the second part, the methodological aspects  of  the  research  are  analyzed,  in  particular  the  applicability  of  the  methodology  used  to  determine the hydrogeological functioning of the carbonate (karstic) aquifers.  9.1 CONCERNING TO THE CHARACTERIZATION AND  THE  HYDROGEOLOGICAL  FUNCTIONING  OF  THE  STUDIED CARBONATE AQUIFERS  The so called Serranía oriental de Ronda  is  formed by a mountain range oriented  NE‐SW  direction.  These  are  (from  NE  to  SW):  Hidalga,  Blanquilla,  Merinos,  Colorado,  Carrasco,  Ortegícar,  Matagayar,  Teba  and  Peñarrubia  mountains.  From  a  geological  standpoint,  they  are  included  in  the  most  western  Internal  Subbetic  units  of  the  Betic  orogen,  also  named  Penibetic.  The  stratigraphic  sequence  is  constituted  by  three  main  groups: the older lithologies, with a minimum thickness of 200 m, are made up by carbonate  rocks of middle Triassic age (Muchelkalk) and by clavey formations with evaporite rocks of  upper  Triassic  age  (Keuper).  The  intermediate  group  comprises  carbonate  Jurassic  lithologies up to 500 m thick. They are limestones and dolostones of a Middle‐Upper Jurassic  period.  To  the  top,  they  are  marls  and  marly  limestones  of  a  Cretaceous‐Terciary  age.  Overthrusting  the  Mesozoic  materials  crop  out  clays  and  sandstones  rocks  from  Flysch  (Campo  de  Gibraltar  complex).  In  the  western  area,  Upper  Miocene  sandstones,  conglomerates  and  marls  of  the  Ronda  basin  infilling  cover  (discordant)  the  older  aforementioned materials.  The geological structure of the carbonate massifs is formed by anticline and syncline  NE‐SW  box‐shape  folds,  plunging  toward  the  NE.  In  the  anticline  fold  hinges  crop  out  Jurassic limestones and dolostones, while in the core of the synclinal folds marls and marly  limestones  of  Cretaceous  age  appear.  These  geological  structures  have  been  affected  by  a  N35ºE  and N165ºE  fractures.  The  analysis  of  the  available  data  from  geophysical  surveys  carried  out  in  the  test  site  corroborates  that  folded  Jurassic  limestones  sink  toward  NE  ‐ 495 ‐ under  the  Cretaceous  and  Terciary  formations,  although  carbonate  rocks  crop  out  (horst  structures) forming Ortegícar, Matagayar, Teba and Peñarrubia mountains.    The Serranía oriental de Ronda presents a steep relief, constituted by the (Jurassic)  carbonate rocks, and subparallel valleys where (Cretaceous) marls and marly limestones are  found. Average altitude is 804 m a.s.l. and the more frecuent values of this parameters vary  between 700 and 900 m. More than half area has values of slopes of around 30 %, and one  fifth of this surface shows flat morphologies. Maximum altitudes (until 1.504 m) and slopes  (78 %) are reached in the southern area and progressively decrease to W and NE borders.   Exokarstic  landforms  are  abundant  in  the  high  plains  of  the  mountains,  where  Jurassic  limestones  crop  out  in  an  almost  horizontal  position.  Dolines  and  karrenfields  particularly prevail in the top of Hidalga and Blanquilla carbonate massifs. In the pilot site,  dolines, uvalas and karst swallow holes are common, as well as “step type“ karstic reliefs and  fluviokarstic canyons. Travertines, which are found at different altitudes in the Lifa valley, to  the  NE  of  Colorado  and  Carrasco  and  to  the  S  of  Teba  and  Peñarrubia  mountains,  demonstrate  the  progressive  development  of  the  karstic  drainage  network  within  the  aquifers.    The  analysis  of  the  rainfall  time  series  (historic  period,  1964/65)  reveals  a  decreasing trend of the rains from the southern part toward NW and NE borders of the study  site. The main driving factor over rainfall distribution, the altitude, provokes a “pluviometric  divide” independent on the climate conditions, which is favoured by the approximately N‐S  summit  line.  The  rainfall  gradient  calculated  for  the  historic  period  is  66  mm/100  m  of  altitude. Historical average rainfall in the test site, estimated from the isohyet maps, is 683  mm  (298 mm  and  1,187 mm  for  the  dry  and wet  years).  During  the  research  period,  the  rainfall  quantity  has  been  progressively  increasing:  620 mm  in  the  2007/08  hydrological  year, 679 mm in 2008/09 and 1,187 mm in 2009/10. The latter has been exceptionally wet,  the  wetter  of  the  entire  recording  period.  Thus,  the  hydroclimatic  conditions  can  be  considered as humids, as it deduced from the average rainfall of 829 mm (18 % higher than  the  average  historical  data).  Spatial  distribution  of  the  rainfall  reproduces  the  same  variations recording for the historical period: it decreases from S to central area (where the  pluviometric threshold is observed) and toward the W and E borders.   Meteoric  waters  show  an  average  electrical  conductivity  of  31  µS/m,  a  mean  Cl‐ content  of  2.8  mg/l  and  variable  hydrochemical  water  types,  although  predominates  the  calcium‐bicarbonate ones. The isotopic signature of the rain waters suggests a mixing origin,  coming from the Atlantic Ocean and the Western Mediterranean Sea. The  average  air  temperature  in  the  studied  area,  calculated  for  the  1981/82‐ 1997/98 period,  is 15.0  ºC  (data  from 6  thermometric  stations). This parameter  is mainly  ‐ 496 ‐ Chapter 9: Conclusions  conditioned by the altitude. The high correlation between air temperature and the altitude is  expressed by a thermal gradient, which is ‐0.6 ºC/100 m of altitude. In the research period,  the average air temperature is 16.2 ºC (data from 5 termometric stations).  Carbonate  rocks  that  constitute  the  higher  mountains  in  the  Serranía  oriental  de  Ronda  cover  a  surface  of  about  104  km2.  From  a  hydrogeological  point  of  view,  they  are  permeable  Jurassic  limestones  and  dolostones  due  to  fracturation  and  karstification  processes.  Karst  exposures  are  bounded  almost  in  their  whole  perimeter  by  low  permeability rocks: Cretaceous marls and marly limestones and Terciary clays of Flysch unit.  In the western border, the carbonate rocks are in contact with the Miocene detrital aquifer.   The  recharge  of  the  carbonate  aquifers  is  produced  by  rain  water  infiltration  (exceptionally  by  snow melting)  over  permeable  rocks  and  by  the  contribution  of  loosing  rivers and streams (i.e. Turón and La Venta rivers).  Groundwater discharge takes place, in a  natural way, through karst springs located in the geological contact between the carbonate  and the low permeability rocks. Discharge may be also produced to the hydrological network  (i.e. Turón  river) or  through hidden  flows  to other hydrogeological  systems,  as  the Ronda  basin aquifer. Boreholes are scarce, some of them act as artesian, and groundwater pumping  is relatively important just in the Peñarrubia massif (NE).  The average  recharge during  the  study period  (2007/08‐2009/10)  has been 52.83  hm3/year, equivalent to 55 % of the rainfall recorded, and the groundwater volume drained  by the aquifers was 39.83 hm3/year. The water unbalance obtained mainly corresponds to  the  not  properly  controlled  discharge  of  Sierra  Hidalga  to  its  NE  sector  and  to  the  groundwater  transference  from  Blanquilla,  Merinos,  Colorado  and  Carrasco mountains  to  the detrital Miocene aquifer. The mean water resources for an average hydrological year are  42.76 hm3/year. The study of the geological characteristics and the structure of the Serranía oriental  de  Ronda,  the  altitude  of  the  main  outlets  and  water  levels  in  boreholes,  the  spatial  distribution of water chemistry and isotopes, as well as the results obtained from the tracer  tests, permit to differentiate three main hydrogeological zones: southern zone (Hidalga and  Blanquilla  aquifers),  northwest  zone  (Merinos‐Colorado‐Carrasco  aquifers)  and  northeast  zone  (Ortegícar‐Matagayar  and  Teba‐Peñarrubia  aquifers).  In  the  southern  zone,  an  additional  section  to  the  Fuensanta  area  has  also  been dedicated because  of  its  particular  hydrological‐hidrogeological characteristics.   The Hidalga aquifer is located in the most southern part of the study site covering a  surface  of  12.8  km2.  The  mean  water  resources,  of  8.67  hm3/year,  are  drained  by  the  Buenavista  spring  (NE  sector),  to  the  Turón  river  valley,  and  also  by  the  Abusín  and  Camarero springs (SO sector), to the Grande river. The tracer tests carried out in this aquifer  ‐ 497 ‐ have demonstrated that the main discharge is done by the first karst spring and that Hidalga  aquifer is not hydrogeologically connected with that of the Blanquilla mountain. The analysis  of  the  natural  responses  of  the  three  aforementioned  outlets  shows  different  degrees  of  karstification  in  the aquifer  sectors  that  they drain. Buenavista spring quickly  responds  to  the  rainfall  events,  with  discharge  variations  of  a  high  magnitude,  ground  water  flow  velocities  of  about  190  m/h  and  the  drainage  of  low  mineralized  waters.  These  results  denote a drainage based on a conduit flow system, which is characteristic of karst aquifers.  On the other hand,  the  low flows,  the  long depletion periods and the minimum changes  in  the  water  temperature  and  in  the  mineralization  in  the  Abusín  and  Camarero  springs  (although  in  a  lesser  extent  in  the  former),  reveal  an  inertial  functioning  and  a  high  regulatory capacity, typical of poorly karstified aquifers. Nevertheless, the variations of the  natural  responses  observed  in  these  two  springs  under  high  flow  conditions  (dilutions  of  high magnitude and enrichment of  the soil natural  tracers) suggest  that  the non saturated  zone of  the aquifer  contributes  (and  its karstification degree  could be more developed)  to  the spring flow more than the saturated zone.   Blanquilla  is  the most  important aquifer  in the southern zone, with an extension of  about 35,2 km2. The mean water  resources during  the study period were 19.51 hm3/year,  while  the measured  discharge  is  15.62  hm3/year.  The main  drainage  of  the  system  takes  place  toward the Turón River valley,  through the karst springs  El Burgo, Hierbabuena and  the  overflow  springs  Tp1‐Hierbabuena  and  Tp2‐Hierbabuena.  Minor  discharge  (Hidalga  spring)  and  underground  drainage  toward  the  Ronda  basin  aquifer  also  exist.  The  joint  analysis  of  hydrodyanimc of  the principal  discharge  area  (southern border of  the  aquifer)  evidences  a  high  degree  of  the  karstification  and  a  low  natural  regulatory  capacity  of  the  system. The differences in the modulation of thermal input of the infiltration waters and in  the  hydrochemical  and  isotopic  responses  reflect  different  and  marked  hydrogeological  behaviours  in  this  discharge  area.  Thus,  the  aquifer  sector  drained  by  the  El  Burgo,  Hierbabuena  and  Tp1‐Hierbabuena  springs  shows  a  higher  hydrochemical  heterogeneity  (influenced  by  the  evaporite  rocks  of  the  aquifer  basement)  and  isotopic  variability.  The  contribution of the non saturated zone to the springs flow is maximum in the rainfall periods  and the more intense karstification processes occur in the shallower parts of the aquifer. The  participation of the saturated zone is minimum during high water periods and predominant  in  the  low  flow  ones,  excepting  in  the  Tp1‐Hierbabuena  overflow  spring.  The  high  hydrochemical,  thermal  and  isotopic  homogeneity,  as  well  as  the  relatively  high  Mg+2  concentrations  detected  in  the  Tp2‐Hierbabuena  spring  water  denote  a  lower  degree  of  karstification  in  the  corresponding  aquifer  sector.  The  contribution  of  the  non  saturated  zone to the spring flow clearly prevails over that of the saturated zone, which participation  ‐ 498 ‐ Chapter 9: Conclusions  seems  to  be  higher  that  in  the  Tp1‐Hierbabuena  spring.  The  latter  appear  to  be  more  affected  by  dilution  processes  associated  to  the  flooding  events  in  the  Turón  river.  The  hydrogeological functioning of the main discharge area and the interaction between surface  waters and groundwater drained to  the valley of  the Turón River seems to be conditioned  for the existence of artificial dams (to regulate the surface flow) along the river, particularly  in  the  surroundings  of  the  principal  karst  springs.  This  fact  has  been  deduced  from  the  combined application of natural and artificial (fluorescent, dyes) tracers.   The hydrological system of Fuensanta area covers a surface watershed of 22.9 km2,  where Cretaceous marly  limestones and marls crop out. The Jurassic carbonate formations  should be placed in depth, more than 60 m deep, according to the results obtained from the  geophysical  research  carried  out  in  the  area.  The  surface  drainage  is  produced  by  the  Fuensanta  and Convento  streams,  the  latter  being  a  tributary  of  the  first, while  the   main  groundwater discharge (Cretaceous  formations)  takes place  through  the Fuensanta spring.  The  mean  flow  of  the  prior  spring  during  the  study  period  was  1.5  hm3/year.  The  fast  discharge variations, the loosing stretches observed in the Fuensanta stream and the results  derived from the tracer tests  indicate that Fuensanta spring is  feeded by the homonymous  stream.   The  groundwater  types,  calcium  bicarbonate  during  high  and  intermediate  flow  conditions  and  of  calcium  sulphate  type  in  the  low  flow  ones,  are  the  result  of  mixing  processes  in different proportions of  the surface waters  from the Fuensanta and Convento  streams. The first component (Fuensanta) is generally rich in soil natural tracers (TOC and  NO3‐), while the second one (Convento) present higher concentrations of SO4‐2 and Mg+2. The  analysis of thermographs and chemographs reveals the existence of rapid piston flows, with  peaks of alkalinity and water temperature associated to the increasing of spring discharge.  These  observations  suggest  an  additional  mixing  component,  from  underground  origin.  Thus,  according  to  the  modeling  approach,  the  water  sampled  at  Fuensanta  spring  are  a  mixing  of  Fuensanta  stream water  and  groundwater  stored  in  the  (Cretaceous)  geological  formations. Dissolved organic matter and luminescent properties of the surface and spring  waters  have  permitted  to  characterize  the  infiltration  of  the  surface  water  into  the  Fuensanta talweg to the homonymous spring. The detection of specific organic substances in  the spring waters (not observed in the surface ones) evidences a slightly water pollution in  the vicinity (pool) of the outlet.   In  the  northwestern  zone  of  the  study  site,  the  Merinos,  Colorado  and  Carrasco  mountains  constitute  a  hydrogeological  system  of  43.2  km2.  The  mean  water  resources  estimated for the research period is 21.05 hm3/year, which are naturally drained to the NE  by  the  Cañamero,  Prado  Medina  (overflow  spring),  Carrizal  and  Barranco  de  Palomeras   ‐ 499 ‐ springs  and  some  outflowing  boreholes.  To  the  SW,  the  karst  drainage  occurs  by  Ventilla  spring. The hidden aquifer discharge to  the Ronda basin (detrital) aquifer  is accounted  for  2.15  hm3/year.  The  hydrographs  analysis  show  rapid  flow  and  of  higher  magnitude  variations  in  the  Cañamero  spring,  less  marked  responses  in  the  Carrizal  spring  and  hydrodynamic  changes  relatively  buffered  in  the  Ventilla  and  Barranco  de  Palomeras  springs. The activation of an overflow spring (Prado Medina) and the appearance of a single  flood  event  ‐hydrograph  with  a  flat  morphology  in  the  range  of  higher  discharge  values‐  under extremely high flow conditions (hydrological year 2009/10), corroborate constrains  in  the  karst  drainage  of  the  Cañamero  spring  sector.  The  values  of  specific  yields  and  maximum drawdown determined from the pumping tests done in several boreholes indicate  that  the  aquifer  sectors  drained  by  the  Arroyo  del  Cerezo  and  the  Palomeras  boreholes  display less hydraulic conductivity than that of the Serrato boreholes.   The high variability of  the  thermal  responses  in  the groundwater denotes a higher  degree  of  karstification  in  the  non  saturated  zone  of  the  aquifer  sector  drained  by  the  Cañamero spring and less karstified for the rest of the sectors, particularly in that drained by  Carrizal spring. The homogeneity of the thermal properties of the groundwater in depth in  the  aquifer  sector  drained  by  the  Barranco  de  Palomeras  spring  is  coherent  with  predominant contribution (vertical flow system) from the saturated zone to the spring flow.  The  dilution  of  the  majority  of  hydrochemical  parameters  and  the  simultaneous  enrichment  of  the  groundwater  in  soil  natural  tracers  permit  to  determine  a  higher  development  of  the  karstification  in  the  aquifer  sector  drained  by  Cañamero  and  Prado  Medina  (overflow)  springs.  The  results  obtained  from  the  quantitative  analysis  of  the  distribution  frequency  curves  (DFC)  of  electrical  conductivity  reinforce  the  prior  assumption. On the other hand, the drainage of waters progressively more mineralized and  the certain stability in the concentrations of characteristics parameters of rapid infiltration  suggest a high natural regulatory capacity of  the karst drainage and the attenuation of  the  hydrochemical signal of the aquifer sector drained by the Barranco de Palomeras spring. The  low  variability  of  EC  values  recorded  in  the  groundwater  along  the  vertical  profile  of  the  Palomeras‐1 borehole seems to be coherent with the less development of the karstification  in this sector. Therefore, the non saturated zone of the aquifer prevails during intense and  isolated  recharge  events, while  saturated  zone  predominantly  contributes  under  long  last  recharge periods and low flow conditions. The scarcely variables and of a lesser magnitude  hydrochemical  and  isotopic  responses  recorded  in  the  Carrizal  spring,  as  consequence  of  rainfall  infiltration,  reflect  a  low  development  of  the  karst  drainage  in  the  corresponding  aquifer sector. The duality observed  in  the hydrochemical behaviour of  the Ventilla spring  displays  a  higher  participation  of  the  non  saturated  zone  of  the  aquifer  during  limited  ‐ 500 ‐ Chapter 9: Conclusions  rainfall periods, while  the  saturated zone generally  contributes as a  response  to abundant  and long lasting recharge periods and low flow conditions. In these two last springs, isotope  fractionation  due  to  evaporation  of  recently  infiltrated  waters  can  be  observed.  This  fact  remark the importance of the non saturated zone in the hydrogeological functioning of their  respective aquifer sectors.   The  carbonate  aquifer  formed  by  the  Ortegícar  and  Matagayar  massifs  (northeast  zone)  is  of  the  lesser  size  and  their karst  exposures  cover  a  surface of 5.5 km2. The mean  water  resources  during  the  study  period,  of  1.56  hm3/years,  seem  to  be  drained  to  the  Guadalteba River, one of the possible discharge area, as it deduces from the differential flow  measurements  carried  out.  Nevertheless,  groundwater  could  also  flow  to  the  NE,  toward  Torrox  spring  (Teba‐Peñarrubia  aquifer),  moving  through  the  deep  and  folded  Jurassic  limestones  in  the  Guadalteba  graben.  Water  level  measurements  done  in  the  borehole  located  at  Ortegícar  mountain  seem  to  reflect  a  (hanging)  local  permeable  level,  hydraulically disconnected of the entire aquifer. The lack of water level observed during the  drilling of another borehole (so called Venta del Cordobés), its location in a stream bed and  the similarity with the discharge time evolution of the Guadalteba River, suggest the runoff  inflow through the top of  the pipe. Therefore,  the monitored boreholes don’t permit  to get  reliable  hydrogeological  information  (water  level  and  chemical  composition  of  the  groundwater) of the aquifer.   Finally,  Teba and Peñarrubia  aquifer  is  located  in  the most northern border of  the  study site and presents an extension of 7.2 km2. The drainage of the carbonate outcrops is  produced  through  the  Torrox  spring  ‐the  only  outlet‐  (3  hm3/year),  but  also  by  pumping  (0.63  hm3/year)  in  the  boreholes  drilled  in  Peñarrubia  sector.  The  analysis  of  the  spring  hydrographs displays  slow and buffered discharge  variations, with delayed hydrodynamic  responses  respect  to  the  rainfall  inputs.  The  differential  flow  measurements  done  in  the  nearby  La  Venta  River  demonstrated  the  surface  water  infiltration  ‐1.97  hm3/year  on  average‐ into the riverbed (fluviokarstic canyon of Tajo del Molino area, upstream of Torrox  spring)  during  the  wet  year  2012/2013  (similar  to  2009/10)  and  the  existence  of  an  additional recharge in the aquifer, joint to the rainfall infiltration over karst exposures (2.04  hm3/year).  The  water  balance  during  the  research  period  is  practically  equilibrated.  However,  calculations  done  with  historical  data  (outflow:  3.09  hm3/year  >  inflow:  2.27  hm3/year) could reflect  the groundwater  transference  from other hydrogeological systems  (Ortegícar‐Matagayar aquifer). The slow and of minimum amplitude water  level variations  recorded in the aquifer, seem to indicate a low development of the karstification in the in the  sectors drilled by the boreholes. The groundwater level in the boreholes, most of time 3‐4 m  below of the Torrox spring altitude, doesn’t seems to affect to the functioning of the spring.  ‐ 501 ‐ Groundwater  sampled  in  the  Campillos‐3  borehole  shows  a  low  mineralization  and  a  temperature relative similar to atmospheric values. The average groundwater temperature  calculated for the Torrox spring, 4.8 ºC higher than the mean yearly air temperature, suggest  the existence of deep flows, which should be conditioned by the specific geological structure  of  the  carbonate  massifs  or  by  the  slower  and  deeper  inflows  form  other  systems.  The  hydrothermal  record  of  the  spring  shows  gradual  decreasing  in  the  groundwater  temperature associated to the cooling processes induced by the mixing with La Venta river  waters. The chemical composition of the groundwater (of mixed water type), the relatively  hydrochemical homogeneity deduced from the analysis of the frequency distribution curves  of  electrical  conductivity,  the progressive  increasing of  a  large  set  of  chemical  parameters  (particularly  those  related  with  the  rock  dissolution)  and  the  continuous  isotopic  (δ18O)  enrichment  of  the  groundwater  drained  by  the  Torrox  spring  during  the  research  period,  evidence  the  contribution  of  La  Venta  River  waters  ‐highly  mineralized,  rich  in  organic  matter and alkalinity and isotopically enriched‐ to the spring flow. The higher NO3‐ contents  coinciding with flow peaks reveal the local (in the surroundings of the outlet) groundwater  pollution  in  the  aquifer.  On  the  other  hand,  the  low  TOC  concentrations  detected  can  be  explained by the mineralization processes occurred along the flow paths within the aquifer.  The  fact  that  the  groundwater  drained  by  the  Torrox  spring  be  thermal  and  presents  a  relatively  higher  electrical  conductivity  values  and  a  chemical  composition  enriched  in  almost all parameters (including SO4‐2, Cl‐ and Na+) suggest deep and  long  flows, probably,  coming from the aquifer of the Sierra Ortegícar and Cerro de Matagayar, to the SW.    9.2 CONCERNING TO THE APPLIED METHODOLOGY  In this PhD Thesis a multiple approach using different research methods have been  applied  in  order  to  improve  the  current  understanding  about  the  functioning  of  the  carbonate  (karst)  aquifers.  The  present  section  concerns  on  the  use  of  this  type  of  study  techniques in the test site and the potential applicability to other karst areas.   Among  the hydrodynamic methods,  the hydrograph analysis,  including  the main  characteristic time parameters and its morphology, permit to obtain a preliminar approach  of  the hydrogeological behaviour of  the carbonate aquifers as response to the  input signal.  This method  provides  realistic  information  about  time  responses  and  the  duration  of  the  recharge pulse.  In  some cases,  the  lack of  a  continuous monitoring of  spring/river/stream  discharge  (i.e.  absence  of  gauging  stations  or  devices  capable  to  continuously  measure)  prevent to precise the hydrodynamic response in detail.   ‐ 502 ‐ Chapter 9: Conclusions  The  study of  the  spring  recession  curves  has  permitted  to  validate  the  analytical  constrains of  the  i parameter, proposed by Mangin (1975).  In all  the analyzed curves (Fig.  9.1), the values of this parameter are characteristics of complex and large systems, which is  not always in agreement with the physical aspects and geometry of the studied aquifers.       Figure 9.1 Representation of the values of the i­k Mangin´s parameters obtained from the analysis of the recession  curves of the karst springs in the Serranía oriental de Ronda area. ADT: Discharge area to the Turón river valley.    The i values should be conditioned by the selected hydrograph. Thus,  in some cases,  the  last  flood  event  of  the  hydrological  year  can  be  affected  by  late  rainfalls,  which  predominantly influence the spring recession. In other cases, the unsuitable time step in the  discharge data series may reduce definition to the recession curve and, therefore, accuracy  in the results obtained (i parameter). In this sense, the irregular climate signature, typical of  Mediterranean  areas,  appears  to  be  the  most  significant  factor,  joint  to  the  internal  hierarchization  of  the  karst  drainage,  of  the  hydrodynamic  responses  of  the  aquifers.  The  depletion coefficient  (α)  and, hence,  the k  parameter,  could have a  greater applicability  to  the  hydrodynamic  characterization  of  the  carbonate  (karst)  aquifers  in  southern  Spain,  because  of    they  keep  in  base  flow  recession  conditions  during  long  lasting  periods.  Nevertheless,  the  Mangin´s  classification  doesn´t  consider  aquifers  systems  with  a  more‐ than‐one‐year regulatory capacity of the drained flow (k values higher than 1). For all these  arguments,  future research must  take  into account a modification of  the method proposed  by Mangin,  including more  classes,  which  permit  to  consider  the  influence  of  the  climate  ‐ 503 ‐ regime  over  the  results  and  to  characterize  the  karst  drainage  network  in  the  infiltration  subsystem.  The analysis of the sorted discharge has been successfully applied to contrast the  hydrodynamic  information  deduced  from  the  previous  methods,  although  the  results  obtained  may  also  be  influenced  by  the  saturation  conditions  in  the  aquifer  and  by  the  hydroclimatic  characteristics  of  the  area.  This  flow  data  treatment  can  be  useful  to  demonstrate the existence of different flow processes (i.e. unknown outlets, overflow spring  activation,  etc),  in  particular  in  hydrogeologically  complex  systems  which  shows  certain  limitations in the karst drainage.  Hydrothermal  records  constitute  an  interesting  tool  to  assess  the  infiltration  processes and, by extension, the hydrogeological functioning of the carbonate aquifers. The  analysis of the hydrothermal variability of the spring waters permit to qualitatively infer the  degree  of  the  karstification  of  the  systems  and  the  relative  residence  time  of  the  waters  within  the  aquifers.  In  this  sense,  the  comparative  study  of  the  groundwater  and  air  temperature  provides  information  about  the  possible  thermal  anomalies  along  the  main  flowpaths  (deep  and  regional  flows,  complex  geological  structures,  etc.).  The  thermal  characterization of the flows in depth can also be addressed from the vertical logging of the  groundwater temperature in boreholes (i.e. vicinity of the Barranco de Palomeras spring), in  which  inflows  and  outflows  may  be  recognized,  as  well  as  horizontal/vertical  flow  components.  The  application of  hydrothermal methods  seems  to be useful  to  evaluate  the  surface  water‐groundwater  interaction  since  they  have  different  thermal  properties.  The  Turón river valley (discharge area of the Blanquilla aquifer), the fluviokarstic canyon of Tajo  del  Molino  in  La  Venta  river  (Teba‐Peñarrubia  aquifer)  and  the  hydrological  system  of  Fuensanta  are  some  karstic  areas  where  the  aquifer‐river  relationship  has  been  characterized.  The  hydrochemical  methods  have  been  the  most  applied,  because  of  the  large  quantity of chemical data collected. The water  types depend on:  the  lithologies drained by  the groundwater  flows,  the hydrogeochemical  evolution along  flow paths and  the possible  mixing  of  groundwater  in  the  aquifers.  The  analysis  of  the  main  hydrochemical  parameters provides information about the mineral composition of the aquifer rocks and its  solubility (TAC, Na+, K+, Ca+2, Mg+2 and SO4‐2), the calcocarbonic system (SICAL, SIDOL and PCO2)  and of  the  flows  coming  from  the  shallower parts  of  the  aquifers  (Cl‐, NO3‐  and TOC). The  study of  the  soil  tracers  can also  identify  the anthropogenic pollution of  the groundwater.  The  analysis  of  the  chemographs  (together  with  hydrodynamic  and  the  thermal  properties)  is probably  the method which permit a complete characterization and a better  definition  of  the  hydrogeological  functioning  of  the  carbonate  aquifers,  due  to  the  ‐ 504 ‐ Chapter 9: Conclusions  complementarity of the natural responses. This approach outline the hypothesis relating to  flow  modalities,  delay  between  the  input  and  the  hydrochemical  response,  degree  of  development of the karstification, water mixing and hydrogeochemical processes existing in  the aquifers.    The  statistical  techniques applied  to  the hydrochemical data  permit  to  contrast  the  assumptions  derived  from  the  qualitative  and  quantitative  interpretations  of  the  chemical composition of the groundwater, particularly of those that can be deduced from the  spring  chemographs.  Firstly,  the  coefficient  of  variation  shows  the  variability  of  a  data  serie, which constitutes a preliminary approach to the degree of hierarchization of the karst  drainage,  although  with  certain  limitations  (Bakalowicz,  1979).  The  interpretation  of  the  same  statistical  parameter  conducted by  Shuster  and White  (1971),  in which  conduit  and  fissure  type  flow  systems  can  be  differentiated,  is  not  coherent with  the  results  obtained  from  the  hydrochemical  and  groundwater  temperature  data,  particularly  using  electrical  conductivity  (EC) data. This research has demonstrated  that coefficients of variation of EC  lower than 10 % may correspond to conduit flow systems (typically karstic). In some cases,  the  reduced  number  of  data  and,  therefore,  its  lack  of  representativity,  can  affect  to  the  values  of  this  statistical  coefficient.  Thus,  it  is  necessary  to  normalize  the  input  data.  However,  the  use  of  the  coefficient  of  variation  of  EC  has  permitted  to  compare  the  hydrogeological  systems.  On  his  behalf,  the  percentage  of  mineralization/dilution  of  groundwater as a response of rainfall infiltration, regarding to pre‐event EC values, can be  considered as an indicator of the degree of the karstification of the carbonate aquifers.   The  analysis  of  the  frequency  distribution  curves  of  EC  and  its  cualitative  interpretation,  initially proposed by Bakalowicz (1977),  is generally  in agreement with the  inner degree of karstification of the aquifers. Nevertheless, the results obtained in this PhD  Thesis  suggest  certain  limitations  of  applicability  of  this  method,  particularly  in  binary  systems, in which the hydrochemical variability is high because of the mixing processes with  surface waters. The improvement introduced by Massei et al. (2007) permit to quantify the  contribution  ‐per  hydrological  year‐  of  different  water  families  chemically  similar  (characteristics of high‐intermediate‐low flow conditions) to the spring discharge. The new  developed methodology is based on the decomposition of the probabilistic density function  in  single  modes  which  are  explained  by  normal  distribution  functions.  This  has  especial  interest  for  investigating the  influence of  the climatic signature (distribution,  intensity and  quantity  of  the  rainfall)  and  the  hydrodynamic  memory  effect  on  the  hydrochemical  functioning of the aquifer.   The principal components analysis  is one of the most robust and useful statistical  methods  in  the  field  of  Karst  Hydrogeology,  whose  aim  is  to  know  the  hydrochemical  ‐ 505 ‐ processes  that  condition  the  chemical  composition  of  the  groundwater  flowing within  the  aquifers  (rock  dissolution,  infiltration  modalities,  hydrodynamic  conditions,  etc.).  The  percentage of  total variance explained by the two main  factors  can  indicates  the degree of  hydrochemical heterogeneity and, therefore,  infers the development of the karstification of  the system. In this research, the aforementioned method has been also performed to assess  the contribution of the surface waters, infiltrated in river and streambeds, to the discharge of  the springs draining into the Turón river and the Fuensanta stream.  The geochemical modeling techniques, in particular the inverse method, permit to  determine the hydrogeochemical processes that take place along the main flowpaths defined  in the aquifers, from the recharge to the discharge areas. It is a methodology complementary  to  the  study  of  water  types,  to  the  numerical  treatment  of  the  hydrochemical  data  and,  specially, to the study of the spring/borehole chemographs. The solute mass transfer in the  carbonate aquifers depends on the dissolution/precipitation reactions which determine the  chemical  composition  of  the  groundwater.  The  mass  calculation  of  the  rock  dissolution  parameters  constitutes  a way  to  quantify  the  rate  of  karstification  of  the  different  aquifer  sectors, which is interesting to compare karst evolution in regional studies of karst terrains.  The end member mixing models applied to large hydrochemical data sets comprise another  useful  technique  to  characterize  the  participation  of  different  flow  components,  as  it  has  been carried out in the hydrological system of Fuensanta stream.   The analysis of the natural fluorescence of the karst waters comprises a novel and  interesting  research  method  in  Karst  Hydrogeology  to  characterize  the  infiltration  processes. In the present study, this technique has been applied to outline the fast flows of  recently infiltrated water and to precise the aquifer‐river interactions, but also to determine  the degradation processes of the organic matter in the aquifers. The study of the maximum  fluorescence peaks of  the waters  (spatial distribution,  intensity and  time evolution)  in  the  non‐polluted  areas  revealed  that A  and C peaks,  the most  frequents  and  associated  to  the  presence of humic‐like and fulvic‐like substances in the groundwater, can be used as natural  infiltration tracers. The dynamics of these organic components can be compared with that of  TOC  and  NO3‐.  However,  the  provided  information  remains  to  be  qualitative,  reason  for  which  the  future  research  must  advance  in  the  quantitative  (modeling)  aspects  of  this  approach.   Dye  tracing  is  a  consolidated  research  methodology  which  has  been  successfully  used since decades  for  investigating karst aquifers. The tracer  tests performed  in  this PhD  Thesis  have  permitted  to  deduce  the  degree  of  the  development  of  the  aquifers  from  the  interpretation of the breakthrough curves (BTCs) of the dyes and to calculate the recovery  rate. They also were useful for precising the recharge/discharge areas of the karst springs, to  ‐ 506 ‐ Chapter 9: Conclusions  calculate  groundwater  flow  velocities,  as  well  as  for  characterizing  the  relationships  between  surface  water  and  groundwater  from  the  spatial  analysis  of  the  tracer  concentrations  along  the  hydrological  network  (i.e.  valleys  of  Turón  River  and  Fuensanta  stream).  Nonetheless,  the  most  successfully  results  were  obtained  from  the  combined  application of natural and artificial (fluorescent) tracers, due to the complementarity of the  tracing  techniques  and  the  hydrochemical  methods.  A  relevant  aspect  to  be  taking  into  account in further research would be the mathematical modeling applied to the BTCs, which  could improve the knowledge about the flow systems and solute transport in the aquifers.   The analysis of water  isotopes  (δ18O and δ2H) has been applied  in order  to  stand  out the results obtained from the hydrodynamic and the hydrochemical methods. The study  of the isotopic signature is specially indicated to determine the origin of the meteoric waters.  In  the  study  site,  the  cloud  fronts  that  contribute  to  the  recharge  of  the  aquifers  have  a  mixing  origin,  coming  from  Atlantic  Ocean  and  from  Mediterranean  Sea,  although  predominates  the  former  during  abundant  rainfall  periods  (autumn‐winter).  From  the  analysis of the isotopic variability of the groundwater (coefficient of variation and frequency  distribution curves) has been deduced the degree of the karst development on each aquifer.  On the other hand, the isotopic values have permitted to precise the mixing processes among  different water  types, specially between the surface waters (isotopically enriched) and the  karst groundwater (isotopically depleted). This methodology has also been found suitable to  precise and evaluate the role of the non saturated zone in the hydrogeological functioning of  the aquifers. Thus,  it has been observed  isotopic  fractionation processes by evaporation of  the water in the shallower parts (soil and epikarst) of the aquifers. Other processes observed  in this investigation, as the isotopic fractionation by exchange with the host rock (Fuensanta  spring waters), highlight the water‐rock interaction within the aquifers.   Definitely, the methodology used in this PhD Thesis for hydrogeological research can  be  applied  to  any  pilot  site,  although  it  should  be  adapted  on  each  case  in  order  to  get  successfully  results.  As  well  as  possible,  it  is  convenient  to  have  a  good  hydrogeological  background  of  the  studied  aquifers,  which  is  really  interesting  to  plan  the  most  suitable  methodology  and  sampling  periodicity.  The  proposal  of  a  karst water  research  requires  a  sampling  strategy  adapted  to  the  objectives.  Generally,  the  higher  development  of  the  karstification,  the  lower  sampling  rhythm  is  needed.  The novel  and  expensive  approaches  should  be  applied  after  the  research  methods  that  could  be  considered  as  basics:  hydrodynamic, hydrothermal and hydrochemistry. The present  study have highlighted  the  importance of jointly apply the former techniques, which complement among them, in order  to get appropriate results and to understand the functioning of the carbonate aquifers.     ‐ 507 ‐   ‐ 508 ‐ Referencias bibliográficas  REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS  Abdesselam,  M.,  Mania,  J.,  Mudry,  J.,  Gélard,  J.,  Chauve,  P.,  Lami,  H.  y  Aigoun,  C.  (2000).  Arguments hydrogéochimiques en faveur de Trias évaporitique non affleurant dans le  massif  du  Djurdjura  (dorsale  kabyle,  élément  des Maghrébides).  Rev.  Sci.  Eau  13/2,  155‐166.  Aiken, G.R., McKnight, D.M., Wershaw, R.L. y MacCarthy, P. (1985). Humic substances in soil,  sediment and water. New York. Wiley.  Alcalá,  F.J.  (2005).  Recarga  a  los  acuíferos  españoles  mediante  balance  hidrogeoquímico.  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Figura 1.2. Modelo esquemático de un macizo kárstico en el que se representan algunas formas exo­ y endokársticas  y su relación con el funcionamiento hidrogeológico del sistema (Schaer et al., 1998)…………………………...3  Figura 1.3. Situación geográfica del área de estudio……………………………………………..……………………………………………..5  Figura 1.4. Características topográficas, núcleos de población y principales vías de acceso del área de estudio……..…7  Figura 1.5. Matriz de excitación­emisión (MEE), generada a partir de técnicas espectrofluorométricas, en la que se  reconocen  los  picos  de  intensidad  máxima  de  fluorescencia  detectados  comúnmente  en  las  aguas  subterráneas procedentes de acuíferos carbonáticos (tomado de Mudarra, 2012)…………………..…………16  Figura 1.6. Clasificación propuesta por Mangin (1970, 1975) para el estudio de acuíferos kársticos: parámetro i (A),  parámetro k (B) y parámetros i­k (C). ZNS: zona no saturada……………………………………………...…………..20  Figura 1.7. Ejemplos de análisis estadísticos aplicados a parámetros hidroquímicos.  (A) Uso de  la variación de  la  dureza  total  propuesto  por  Shuster  y  White  (1971).  (B)  Análisis  de  la  distribución  de  curvas  de  frecuencia  (CDF) de  la  conductividad  eléctrica  (Bakalowicz, 1977).  (C) Metodología desarrollada por  Massei et al. (2007), basada en la interpretación cuantitativa de la CDF (descomposición del histograma  en curvas individuales de distribución normal)..……………………………………………………………………………...21  Figura  2.1.  Contexto  geográfico  y  geológico  del  área  de  estudio  (recuadro  negro),  y  principales  unidades  estructurales que constituyen la Cordillera Bética (tomado de Vera, 2004)…………………..…………………...27  Figura 2.2. Distribución espacial de los afloramientos del Subbético Interno occidental en el tercio occidental de la  Cordillera Bética y relaciones con otras unidades estructurales (tomado de Martín­Algarra, 2008)...28  Figura 2.3. Columnas estratigráficas representativas del dominio Subbético Interno occidental en el área de estudio  (tomadas de Martín­Algarra, 1987)…………………………………………………………………….…………………..……..30  Figura 2.4. (A) Afloramiento de arcillas versicolores con evaporitas del Triásico superior ­Keuper­ (Grupo Hidalga)  en el Valle de Lifa. (B) Macizo de calizas  jurásicas de  la parte alta de Sierra Hidalga, donde se pueden  diferenciar las formaciones Endrinal (calizas masivas, en la parte inferior) y Torcal (calizas nodulosas,  en la parte superior) del Grupo Líbar. (C) Discontinuidad estratigráfica intracretácica, paleokarst, al NE  del Cerro de Matagayar. (D) Detalle de un afloramiento de margas y margocalizas cretácicas (Fm. Capas  Rojas)  del  Grupo  Espartina,  en  la  carretera  que  une  las  poblaciones  de  El  Burgo  y  Ronda  (A­ 366)……………………………………………………………………………………………………………………………………….…….31  Figura 2.5. (A) Relieves alomados desarrollados sobre  los materiales del Flysch del Campo de Gibraltar al N de  la  Sierra  de Ortegícar.  (B) Vista de  la Depresión  de Ronda  (donde  predominan  los  terrenos  cultivados)  desde la vertiente N de Sierra Hidalga………………………………………………….………………………………………...33  Figura  2.6.  Ejemplo  de  plegamiento  y  fracturación  de  estructuras  geológicas  del  Subbético  Interno  occidental  o  Penibético:  rotura  del  flanco  N  del  anticlinal  de  Sierra  Blanquilla  mediante  una  superficie  de  cabalgamiento en la carretera El Burgo­Ronda (A­366, km 15,2)……………………………………………..………35  Figura 2.7. Mapa de isovalores de cota absoluta del techo de las calizas jurásicas, obtenido a partir de los datos de  sondeos  eléctrico­verticales  (SEV)  de  las  campañas  de  prospección  geofísica  realizadas  por  el  IGME  (1983) y la DGOH­GHUMA (1995) en la zona nororiental del área de estudio…………………………...………..39   Figura.  2.8.  Mapa  de  isovalores  de  cota  del  techo  de  las  calizas  jurásicas,  obtenido  a  partir  de  los  datos  de  prospección  electromagnética  ­SEDT­  (DGOH­GHUMA,  1995)  en  la  zona  nororiental  del  área  de  estudio………………………………………………………………………………………………………………..………………………..41   ‐ 593 ‐ Figura 2.9. Localización de las estaciones de medida de fracturación y diagramas de frecuencia de la orientación de  las fracturas medida en campo (modificado de Fernández, 1980). El análisis de los datos se ha llevado a  cabo por estaciones, por macizos (M: Merinos, C: Colorado y B: Blanquilla) y considerando el conjunto de  medidas………………………………………………………………………………………….…………………………………………….43  Figura 2.10. Distribución de la altitud en el área de estudio. El recuadro superior izquierdo muestra el  histograma  de frecuencias de los valores de cota topográfica y la curva hipsométrica……………………………………….…45  Figura 2.11. Mapa de pendientes en el área de estudio y diagrama de frecuencias de la pendiente…………………..……46  Figura 2.12. Red de drenaje y principales cuencas hidrográficas del área de estudio. El gráfico superior  izquierdo  muestra un ejemplo de área endorreica al SO de la Sierra de Carrasco………………………………..…………….48  Figura. 2.13. (A) Laguna de la Alberca, situada en la zona endorreica que hay al SO de Sierra Colorado (febrero de  2013). Al fondo y más elevada, se aprecia Sierra Hidalga. (B) Vista del Río Grande (agosto de 2007) y de  la  vertiente O de  Sierra Hidalga.  (C) Dique  en  el Río Turón,  situado a pocos metros aguas abajo del  manantial de la Hierbabuena. (D) Estación de aforos en el Río Guadalteba, al N de Sierra de Ortegícar  (septiembre de 2007), la cual se observa al fondo…………………………………………………………………..…….….49  Figura 2.14. Mapa geomorfológico del área de estudio realizado a partir de las descripciones de Fernández (1980) y  de las observaciones de campo llevadas a cabo durante la presente investigación…………………………...…51   Figura  2.15.  Tipos  de  lapiaces  y  formas  kársticas  asociadas  en  el  área  de  estudio:  (A)  Lapiaz  con morfologías  subredondeadas  cubierto  por  una  capa  centimétrica  de  suelo,  en  el  altiplano  de  Sierra Hidalga.  (B)  Lapiaz en aristas (descubierto), con lajas de calizas de un metro de altura, localizado en la misma sierra;  (C, D)  Rillenkarren  o  acanaladuras  formadas  en  la  roca  por  la  acción  del  agua  de  lluvia,  en  Sierra  Hidalga  y  en  el  Pico  del  Viento  (Sierra  Blanquilla,  donde  además  se  aprecian  formas  circulares  centimétricas denominadas pits), respectivamente. (E) Kamenitzas o  formas de disolución de  la caliza  con fondo plano y de tamaño generalmente centimétrico. (F) Detalle de un pavimento kárstico en Sierra  Hidalga………………………………………………………………………………………………………………………………………..53  Figura. 2.16. Ejemplos de dolinas y uvalas en el altiplano de Sierra Hidalga. (A) Dolina de grandes dimensiones con  tres sumideros kársticos (véanse las flechas negras). (B) Campo de dolinas en el que se distinguen cuatro  depresiones  kársticas  de  diferentes  dimensiones.  (C)  Coalescencia  de  dos  dolinas  (uvala).  (D)  Área  cerrada de origen tectónico ­extremo O de Sierra Blanquilla­ drenada por un sumidero kárstico (véase  flecha blanca), en cuyo fondo afloran arcillas triásicas……………………………….……………………………………54    Figura 2.17. Algunas depresiones topográficas en el área de estudio: (A) Valle de Lifa, entre  las sierras Blanquilla        ­izquierda­  e  Hidalga  ­derecha­.  (B)  Añoreta,  en  la  parte  central  de  Sierra  Blanquilla.  (C) Majaco,  situada al SO de Sierra de Carrasco………………………………………………………………..……………………………….55      Figura 2.18. Modelados kársticos en la Serranía oriental de Ronda: (A) de tipo ruiniforme, en el altiplano de Sierra  Hidalga  y  (B)  “en  bancos”,  con  estratos  de  espesor  métrico,  en  el  Pico  del  Viento  (Sierra  Blanquilla)……………………………………………………………………………………………………………………………….57    Figura 2.19. (A) Vista ­desde el S­ del Tajo del Molino (Sierra de Peñarrubia), originado por el Río de la Venta. (B)  Encajamiento del Arroyo de Buenavista, afluente del Río Turón, en las calizas del extremo NE de Sierra  Hidalga………………………………………………………………………………………………………………………………………..57  Figura  2.20.  Depósitos  travertínicos  (A,  B,  C,  D  y  E)  del  área  de  estudio.  Las  litologías  corresponden  con  las  representadas  en  el mapa  geológico  adjunto  a  esta Memoria.  La  situación  de  los  afloramientos  de  travertinos en el área de estudio se muestra en la figura 2.14…………....................….………………….…………..58  Figura 2.21. Cortes geológicos de los afloramientos de travertinos del área de estudio: Valle de Lifa (A), Cuevas del  Becerro  (B),  La  Mesa  (C),  Serrato  (D)  y  Río  de  la  Venta  (E).  Las  litologías  corresponden  a  las  representadas en la figura 2.20 y en el mapa geológico adjunto…………………………………..……………………59  ‐ 594 ‐ Figura 3.1. Mapa de precipitaciones de la provincia de Málaga (modificado de Senciales, 2007), en el que se indica la  situación del área de estudio…………………………………………………………………………………...……………………..64  Figura 3.2. Distribución de la temperatura del aire en la provincia de Málaga (modificado de Senciales, 2007)……..65  Figura 3.3. Estaciones pluviométricas: (A y B) Pluviógrafo y (C) estación meteorológica automática, instalados con  motivo  de  la  presente  investigación  en  los  cortijos  de  Las  Pilas  (S  de  sierra  Colorado)  y  de Añoreta  (altiplano de sierra Blanquilla), respectivamente.…….……………….……………………………………….……………66  Figura 3.4. Situación de las estaciones pluviométricas y termopluviométricas en el área de estudio, así como de los  puntos de muestreo del agua de lluvia para análisis hidroquímico e isotópico………………………..……….....67  Figura 3.5. Mapa de  isoyetas  correspondiente al año 2009/10, el más húmedo  (1.133 mm) del período 1964/65­  2009/10…………………………………………………………………………………..……………………………………….…………..72   Figura 3.6. Mapa de isoyetas correspondiente al año medio del período 1964/65­2009/10, con una pluviometría de  615 mm (valor medio aritmético) y 683 mm (valor medio obtenido por planimetría de isoyetas)………..73  Figura  3.7.  Mapa  de  isoyetas  correspondiente  al  año  1998/99,  el  más  seco  (265  mm)  del  período  1964/65­ 2009/10……………………………………………………………………………………………………………………..………..……….74  Figura 3.8. Relación entre la precipitación media y la altitud de las estaciones de medida y gradiente pluviométrico  calculado en el área de estudio para el período 1964/65­2009/10………………………………………………..…..75  Figura 3.9. Distribución temporal de las precipitaciones medias anuales durante el período 1964/65­2009/10. Años  tipo: húmedo (azul), seco (amarillo) y medio (blanco)…………………………………………………..………………....76  Figura 3.10. Desviación anual y acumulada de los valores de precipitación de la serie histórica (1964/65­2009/10)  con  respecto  a  la  precipitación  media  aritmética  de  las  estaciones  del  área  de  estudio.  Años  tipo:  húmedo (azul), seco (amarillo) y medio (blanco)………………………………………………………………..……………77  Figura  3.11.  Precipitaciones medias mensuales  y  valores  acumulados  para  el  conjunto  de  estaciones  durante  el  período 1964/65­2009/10……………………………………………………………………………………..………………………78  Figura 3.12. Mapa de isoyetas correspondiente al año hidrológico 2007/08. La precipitación media (aritmética) es  de 583 mm……………………………………………………………………………………………………………………………………80  Figura 3.13. Mapa de isoyetas correspondiente al año hidrológico 2008/09. La media aritmética de la precipitación  es de 655 mm………………………………………………………………………………………………………………………………..81  Figura 3.14. Valores de precipitación anual durante el período de estudio. El área gris representa el  intervalo de  valores correspondiente al año tipo medio. Pm: precipitación media aritmética………………....................….82  Figura  3.15.  Evolución  de  las  precipitaciones  mensuales  durante  el  período  de  investigación  (2007/08­ 2009/10)………………………………………………………………………...………………………………….………………………..83  Figura 3.16. Registro de  la precipitación diaria  en  la  estación de Cuevas del Becerro durante  los años 2007/08,  2008/09 y 2009/2010. Las áreas grises representan  los principales períodos de precipitación descritos  en el texto…………………………………………………………………………………………………………………...………………..83  Figura  3.17.  Valores  de  la  precipitación media mensual  y  acumulada  del  conjunto  de  estaciones  pluviométricas  utilizadas para el análisis del período 2007/08­2009/10 (Tab. 3.5)……………………………………….…………84  Figura 3.18. Proporciones relativas (%) de los componentes químicos mayoritarios de las aguas de lluvia recogidas  en el área de estudio durante el período de investigación (2007/08­2009/10)…………………………………..87  Figura 3.19. Análisis de Componentes Principales (ACP) efectuado con los datos de composición química de las aguas  de lluvia: (A) espacio de las variables y (B) de las unidades estadísticas…………………………………………….88  Figura 3.20. Representación de los valores de δ18O frente a los de δ2H de las muestras de lluvia recogidas durante el  período de estudio. Se adjuntan las ecuaciones que definen las líneas meteóricas representadas (Global,  del Mediterráneo occidental y Local)……………………………………………………………………………………………...93   ‐ 595 ‐ Figura 3.21. Evolución de la temperatura del aire media anual en las estaciones termométricas consideradas en el  área de estudio, durante el período 1981/82­1997/98…………………………………………………..…………………96  Figura  3.22.  Valores  de  la  temperatura media mensual  del  aire  en  varias  estaciones  termométricas  durante  el  período 1981/82­1997/98……………………………………………………………………..………………………………………97  Figura 3.23. Relación entre la temperatura del aire y la altitud de las estaciones termométricas consideradas en el  análisis del período 1981/82­1997/98…………………………………………………………………………………..………..98  Figura 3.24. Variaciones de  la  temperatura media mensual del aire de  las  estaciones  termométricas del área de  estudio durante el período de investigación…………………………………………………………….………………….......99  Figura 4.1. Definiciones administrativas de los acuíferos carbonáticos incluidos en el área de estudio, realizada por  distintos organismos públicos (modificado de Fernández Ruíz, 2007)………………………………..……………103  Figura  4.2.  Hidrogramas  de  los  principales  manantiales  aforados  en  el  área  de  estudio  durante  el  período  comprendido  entre  julio  de  2007  y mayo  de  2010.  El  hidrograma  del  “área  de  descarga  de  Sierra  Blanquilla”  incluye  los  caudales  de  los manantiales  de  El  Burgo  (M­15),  Hierbabuena  (M­14),  Tp1­ Hierbabuena (M­11) y Tp2­Hierbabuena (M­9)…………………………………………………..…………………………116  Figura 4.3. Columnas litológicas de sondeos del área de estudio. Se representan los tramos de materiales con mayor  grado  de  fracturación  y/o  karstificación,  así  como  las  profundidades  de  los  contactos  litológicos.  El  espacio en blanco con signo de interrogación en el sondeo S­41 indica pérdida total de detritus durante  la perforación de este tramo………………………………………………………………………………….……………………..119  Figura 4.4. Evolución piezométrica en algunos de los sondeos controlados en las sierras de Colorado, Merinos, Teba y  Peñarrubia  y  en  el  Cerro  de Matagayar  durante  el  período  de  investigación.  Las morfologías  planas  representan  los  períodos  en  los  que  los  sondeos  Serrato­1  (P­10)  y  Arroyo  del  Cerezo  (P­9)  fueron  surgentes.  Las  variaciones  piezométricas  de  los  sondeos  Palomeras­1  (P­8)  y  Palomeras­2  (P­6),  prácticamente idénticas, se han representado con la misma simbología……………………..………………..….121   Figura 4.5. Relación  entre  la  cota de  surgencia de  los manantiales  y  la  temperatura del agua que drenan. En  el  gráfico  se  visualizan  los  valores  máximos,  medios  y  mínimos  de  temperatura  de  las  aguas  de  las  surgencias, y se hace una clasificación por grupos atendiendo a los principales macizos kársticos........125  Figura  4.6.  Evolución  de  la  temperatura  de  las  aguas  drenadas  por  los  principales manantiales  de  la  Serranía  oriental de Ronda durante el período de investigación. El registro diario de los datos de temperatura del  aire y de precipitación, representados en el gráfico inferior, corresponde a la estación meteorológica de  Añoreta (Sierra Blanquilla, 965 m s.n.m.)........................................................................................................................127  Figura 4.7. Diagramas de Piper en  los que se muestran  las composiciones químicas de  las aguas subterráneas del  área de estudio……………………………………………………………………………………………………..…………………….130  Figura 4.8. Representación de  los  factores principales del ACP realizado con  los datos hidroquímicos de  todas  las  muestras de agua subterránea (manantiales y sondeos) recogidas durante el período de  investigación.  (A) Espacio de las variables y (B) de las unidades estadísticas…………………………………………………..…….136  Figura 4.9. Representación de  los dos  factores principales del segundo ACP,  llevado a cabo sin  las muestras de  los  manantiales de Torrox (M­27), Fuensanta (M­12), Camarero (M­2), Hidalga (M­3) y del Convento (M­5),  y de  los sondeos de  la Venta del Cordobés (P­11), Arroyo del Cerezo (P­9) y de Campillos­3 (S­46). (A)  Espacio de las variables y (B) de las unidades estadísticas…………………………………………..………………….138  Figura 4.10. Evolución temporal de los valores de conductividad eléctrica (CE) del agua en las principales surgencias  que drenan el área de estudio durante el período de investigación (2007/08­2009/10)……………………140  Figura 4.11. Curvas de frecuencias de los valores puntuales de CE del agua drenada por los principales manantiales  controlados en la Serranía oriental de Ronda durante el período de investigación…………………………...142  ‐ 596 ‐ Figura  4.12.  Representación  de  la  composición  isotópica  (δ18O­δ2H)  de  las  muestras  de  agua  subterránea  (manantiales  y  sondeos)  recogidas  en  el  área  de  estudio.  Se  incluyen  las  ecuaciones  que  definen  las  principales líneas meteóricas………………………………………………………………………………...……………………..146  Figura  4.13.  Evolución  temporal  de  los  valores  de  18O  de  las  aguas  de  lluvia  (recogidas  en  las  estaciones  de  muestreo de Las Pilas y del Puerto del Viento) y de las aguas subterráneas drenadas por los principales  manantiales y sondeos del área de estudio………………………………………………………………………………….…148  Figura 4.14. Relación entre los valores medios de δ18O y la altitud media de recarga de los principales manantiales  del área de estudio……………………………………………………………………………………..……………………………….151  Figura 4.15. Relación entre  la variabilidad  (desviación estándar) de  los datos de  δ18O y de  la  temperatura de  las  aguas drenadas por los principales manantiales y sondeos del área de estudio……………………….…….…152  Figura 4.16. Curvas de distribución de frecuencias de los valores de δ18O (A) y δ2H (B) medidos en las aguas drenadas  por los manantiales más importantes del área de estudio……………………………………………………………....153  Figura 4.17. Evolución temporal de la intensidad de fluorescencia de los picos C y A en las aguas de los principales  manantiales del área de estudio y del sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9). Nótese que los valores del eje y  (intensidad de  fluorescencia) de  los 3  gráficos  superiores  está  realzada  con  respecto a  los demás. El  registro de precipitación corresponde a la estación meteorológica de Añoreta………………….……………..157  Figura 4.18. Valor de intensidad de fluorescencia del pico A frente al contenido en carbono orgánico total (COT) de  las aguas muestreadas en los principales manantiales y sondeos del área de estudio…………………….….159  Figura 4.19. Esquema hidrogeológico de la Serranía oriental de Ronda en el que se muestran las principales zonas de  descarga y las líneas de flujo subterráneo.......................................................................................................................162   Figura 5.1. Esquema hidrogeológico del acuífero de Sierra Hidalga…………………………………………………………..……...166  Figura 5.2. Corte hidrogeológico del acuífero de Sierra Hidalga según  la dirección de drenaje preferencial NE­SO.  Véase situación en la figura 5.1………………………………………………………………………………..…………………..167  Figura 5.3.  (A) Panorámica de  la charnela del pliegue anticlinal del Valle de Lifa  (Sierra Hidalga), visto desde el  extremo  occidental  de  Sierra  Blanquilla.  (B)  Manantial  de  Abusín  (M­1,  flecha  blanca):  punto  de  descarga de Sierra Hidalga hacia el Río Grande. (C) Vista ­desde el E­ del Arroyo de Buenavista, entre las  sierras Hidalga  y Blanquilla, donde drena  sus aguas  el manantial homónimo  (M­6,  flecha blanca). Al  fondo a la izquierda, cubierto de nieve, el Carramolo del Queso (Fig. 5.1)………………………………………...167  Figura  5.4. Hidrogramas  de  los manantiales  de  Abusín  (M­1)  y  de  Camarero  (M­2).  Los  datos  de  precipitación  corresponden al registro de la estación pluviométrica Ronda­CSE……………………………………..……………169  Figura 5.5. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) de los manantiales de Abusín ­M­1­ (A) y de Camarero ­M­ 2­ (C), y gráficos de la función y y porcentaje de volumen dinámico (Vd) drenado por ambas surgencias  (B y D, respectivamente), en el caso supuesto de mantenerse las condiciones de agotamiento………..….171  Figura  5.6.  Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan los valores obtenidos de dichos parámetros a partir del análisis de la curva de recesión de  los manantiales de Abusín (M­1) y de Camarero (M­2) en el año hidrológico 2007/08………………..…….172  Figura 5.7. Evolución de  la  temperatura del agua drenada por  los principales manantiales del acuífero de Sierra  Hidalga durante el período de estudio. Temperatura del aire y precipitaciones registradas en la estación  termopluviométrica Ronda­CSE……………………………………………………………………….…………………………..173  Figura 5.8. Diagrama de Piper en el que se muestran las proporciones de los componentes químicos mayoritarios de  las aguas que drenan los principales manantiales de Sierra Hidalga…………………………………….…………175  Figura  5.9.  Representación  de  los  planos  factoriales  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  la  información hidroquímica de los principales manantiales de Sierra Hidalga. (A) Espacio de las  variables  y (B) de las unidades estadísticas………………………………………………………………………………………………….177  ‐ 597 ‐ Figura 5.10. Evolución temporal del caudal, de los parámetros físico­químicos y de los componentes químicos de las  aguas drenadas por el manantial de Abusín (M­1) durante el período de investigación……………….……179  Figura 5.11. Evolución temporal de la composición química de las aguas del manantial de Camarero (M­2) durante  el período de investigación. El área gris corresponde al grupo de aguas menos mineralizadas (crecida de  mayo de 2008) diferenciado en el ACP de la figura 5.12………………………………………………………………….181  Figura 5.12. Representación de  los planos  factoriales   del ACP  realizado  con  la  información hidroquímica de  las  aguas  del  manantial  de  Camarero  (M­2).  (A)  Espacio  de  las  variables  y  (B)  de  las  unidades  estadísticas…………………………………………………………………………………………………..…………………………….182  Figura  5.13.  Curvas  de  frecuencias  de  los  datos  puntuales  de  conductividad  eléctrica medidos  las  aguas  de  los  manantiales de Abusín (M­1) y de Camarero (M­2)……………………………………………………..…………………184  Figura 5.14. Situación y contexto hidrogeológico del área en la que se han llevado a cabo los ensayos de trazadores  en las sierras Hidalga y Blanquilla (19/02/2010 y 08/04/2011) y principales resultados deducidos. Las  flechas  azules  representan  las  conexiones  hidrogeológicas  constatadas  (desde  S­1  y  S­4)  y  las  líneas  marrones discontinuas indican las conexiones supuestas o deducidas (desde S­2 y S­3)…….......................186  Figura 5.15. (A) Sumidero kárstico (S­1; flecha blanca), situado en el altiplano de Sierra Hidalga, en el que se inyectó  uranina el día 19/02/2010. (B y C) Inyección de eosina en el sumidero S­2, en el Valle de Lifa  y tareas de  limpieza del trazador, respectivamente. (D) Depresión endorreica que se drena por el sumidero kárstico  S­3 (al O del Valle de Lifa), en el que se inyectó sulforrodamina B durante el ensayo multitrazador.….188  Figura  5.16. Hidrograma  del Río Turón,  en  la  sección T2,  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas  en  la  estación de Añoreta, desde el 15 de enero hasta el 15 de mayo de 2010. Además, se indican el momento  de  la  inyección múltiple,  la duración del ensayo (sombreado gris) y  las  fechas en  las que se  llevaron a  cabo las campañas de aforos y muestreos hidroquímicos diferenciales………………………………………..…..189  Figura  5.17.  Curvas  de  concentración  de  uranina  en  los  tres  puntos  de muestreo  superficial  y  subterráneo  (Río  Turón, T1 y T2, y manantial de El Burgo, M­15) del Valle del Río Turón y distribución de los eventos de  precipitación  registrados  en  la  estación  meteorológica  de  Añoreta  durante  el  ensayo  multitrazador……………………………………………………………………………………………..………………..…………….191  Figura 5.18. Localización de  los puntos de muestreo hidroquímico a  lo  largo del Arroyo de Buenavista  y del Río  Turón, en la zona meridional del área de estudio (sierras Hidalga y Blanquilla)…………………..…..………192  Figura 5.19. Variación del caudal, CE, pH e  iones mayoritarios de  las aguas superficiales (rótulos negros en el eje  horizontal)  y  subterráneas  (grises)  en  diferentes  puntos  del  Arroyo  de  Buenavista  y  del  Río  Turón,  durante  las  campañas  de  aforos  y muestreos  diferenciales de  febrero  (en  la que  se midió además  la  concentración  de  uranina), marzo  y mayo  de  2010.  Las  principales  zonas  de  descarga  deducidas  se  representan mediante áreas de color gris…………………………………………………………………………..…………193  Figura 5.20. (A) Vista del Arroyo de Buenavista a su paso por los Riscos del Lirio (extremo NE de Sierra Hidalga), en  abril de 2011. (B) Inyección de uranina realizada el día 08/04/2011 en un tramo perdedor del arroyo  (S­4,  en  la  figura 5.14) durante  el ensayo de  trazador  simple. En  la  imagen  se aprecia el  caudal que  terminaba infiltrándose algunos metros aguas abajo, de aproximadamente 1 l/s……………………..……..194  Figura 5.21. Concentración de uranina en varios puntos de agua superficial y subterránea a  lo largo del Arroyo de  Buenavista  en  la  campaña  de  muestreo  puntual  realizada  el  día  24/04/11,  durante  el  ensayo  de  trazador simple.…………………………………………………………………………………………………..………………….…..195  Figura 5.22. Esquema hidrogeológico del acuífero de Sierra Blanquilla………………….…………………………..……………..200  Figura  5.23.  Cortes  hidrogeológicos  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla:  (A­A´)  corte  transversal  por  la  zona  de  descarga permanente hacia el Valle del Río Turón, y (B­B´) sección  longitudinal por el Río Turón, que  ‐ 598 ‐ muestra las relaciones hidráulicas entre manantiales, diques y río. Las direcciones aproximadas de estos  cortes se indican en la figura 5.22………………………………………………………………………..……………………….201  Figura 5.24.  (A) Área de descarga del manantial de El Burgo  (M­15) y presa de regulación de avenidas en el Río  Turón (abril de 2008). La flecha blanca señala la toma de abastecimiento de agua subterránea para el  pueblo  de  El  Burgo.  (B)  Meandro  del  Río  Turón  hacia  el  que  drena  sus  aguas  el  manantial  de  Hierbabuena (M­14; la flecha blanca indica su localización), inundado tras las lluvias de abril de 2008.  (C) Vista del afloramiento de margocalizas cretácicas bajo el que descarga sus aguas el manantial trop  plein Tp1­Hierbabuena, en diciembre de 2007, y (D) manantial trop plein Tp2­Hierbabuena, junto al Río  Turón, en abril de 2008……………………………………………………………………………………………………….………202  Figura 5.25. Registro histórico de caudales de los manantiales permanentes (El Burgo, M­15, y Hierbabuena, M­14)  que constituyen la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón. Precipitaciones mensuales  registradas  en  la  estación  de  Ronda­CSE.  Los  datos  de  caudal  han  sido  facilitados  por  el  IGME………………………………………………………………………………………...………………………………………..………205  Figura 5.26. Hidrogramas de los manantiales que constituyen la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río  Turón (período de investigación). Los espacios sombreados de gris indican los períodos de tiempo en los  que los manantiales permanentes (A, B) estuvieron inundados y, en las surgencias trop plein (C, D), que  no  se  hicieron medidas  de  caudal.  El  registro  de  precipitaciones  diarias  corresponde  a  la  estación  meteorológica de Añoreta (véase situación en la figura 5.22)…………………………………………..…………..…207   Figura 5.27. Hidrogramas de la descarga subterránea neta de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón durante  el período de investigación (años hidrológicos de 2007/08 a 2009/10)…………………………………..……….208  Figura 5.28. Curvas de agotamiento del manantial de Hierbabuena (M­14) correspondientes a los años hidrológicos  2007/08 y 2008/09 (A y C) y porcentaje de volumen dinámico drenado (B y D) en el supuesto caso de  mantenerse las condiciones de agotamiento………………………………………………………………………………….210  Figura 5.29. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) de la descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón (A y  C)  y  gráficos  de  la  función  y  y  porcentaje  de  volumen  dinámico  (B  y  D)  en  el  supuesto  caso  de  mantenerse las condiciones de agotamiento………………………………………………………….…….………………..212  Figura  5.30. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan los valores obtenidos a partir del análisis de las curvas de recesión de la descarga de Sierra  Blanquilla hacia el Valle del Río Turón, en los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09…...……………….….213  Figura 5.31. Evolución de la temperatura del agua subterránea drenada por los principales manantiales del acuífero  de Sierra Blanquilla durante el período de investigación (2007­2010). El registro de precipitación y de  temperatura del aire corresponde a la estación meteorológica de Añoreta………………………………..….…216  Figura  5.32. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las  aguas  subterráneas  del  acuífero de Sierra Blanquilla durante el período de investigación………………………………..………………….217  Figura 5.33.   Representación de  los planos factoriales (A, C: espacio de  las variables; B, D: espacio de  las unidades  estadísticas) de  los análisis de componentes principales  realizados con  los datos hidroquímicos de  los  manantiales del acuífero de Sierra Blanquilla……………………………………………………………...………………..222  Figura 5.34. Evolución temporal del caudal en el área de descarga de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de los  principales parámetros físico­químicos e hidroquímicos de las aguas del manantial de El Burgo (M­15)  durante  el  período  de  investigación.  El  registro  de  precipitaciones  corresponde  a  la  estación  meteorológica de Añoreta……………………………………………………………………………..……………………………..224  Figura 5.35. Tiempo de respuesta (TR) determinado a partir del registro horario de  la conductividad eléctrica y  la  temperatura del agua del manantial de El Burgo (M­15), durante 6 eventos de recarga y en diferentes  ‐ 599 ‐ situaciones  hidrodinámicas.  Los  períodos  seleccionados  (1­6)  se  indican, mediante  elipses  de  trazado  discontinuo, en la evolución temporal de la conductividad eléctrica de la figura 5.34…………………..…...225  Figura  5.36.  Detalle  de  cuatro  crecidas  registradas  en  el manantial  de  El  Burgo  (M­15)  durante  el  período  de  investigación. El período de registro de cada una de las crecidas se indica mediante sombreado gris en la  figura 5.34. La escala numérica de los ejes y es la misma para cada fila de gráficos………………………….226  Figura  5.37.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas) del análisis de componentes principales realizado con  la  información hidroquímica de  las  aguas drenadas por el manantial de El Burgo (M­15)……………………..………………….………………………….229  Figura 5.38. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición  química  de  las  aguas  del  manantial  de  Hierbabuena  (M­14)  durante  el  período  de  investigación. El  registro de precipitaciones  corresponde a  la estación meteorológica de Añoreta. Los  espacios de  color gris  representan  los períodos  en  los que  la  surgencia permaneció  inundada por  las  crecidas del río…………………………………………………………………………….……………………………………………..231  Figura 5.39. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición química de las aguas del manantial trop plein Tp1­Hierbabuena (M­11) durante el período  de investigación. El registro de precipitaciones corresponde a la estación meteorológica de Añoreta. Los  espacios sin datos (en blanco) de las series temporales representan los períodos en los que la surgencia  estuvo seca…………………………………………………………………………………………………………………………………233  Figura 5.40. Evolución temporal del caudal de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Río Turón y de la  composición química de las aguas del manantial trop plein Tp2­Hierbabuena (M­9) durante el período  de investigación. El registro de la precipitación corresponde a la estación meteorológica de Añoreta. Los  espacios sin datos (en blanco) de las series temporales representan los períodos en los que la surgencia  estuvo seca………………………………………………………………………………………………...……………………………….234  Figura  5.41.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  del   manantial  permanente  de  Hierbabuena  (M­14)  y  de  las  dos  surgencias  trop  plein  asociadas,  Tp1­ Hierbabuena (M­11) y Tp2­Hierbabuena (M­9)……………………………………………..…………………………..….236  Figura  5.42.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  subterráneas del acuífero de Sierra Blanquilla  (manantiales del área de descarga hacia el Río Turón)  durante el período 2007/08­2009/10……………………………………………………………..……..……………………..238  Figura 5.43. Descomposición de  las curvas de distribución de frecuencias de  la conductividad eléctrica (función de  densidad  probabilística)  de  las  aguas  del manantial  de El Burgo  (M­15),  para  cada uno  de  los  años  hidrológicos del período de investigación (2007/08, 2008/09 y 2009/10)………………………………...……..239  Figura 5.44. Evolución temporal de δ18O de las precipitaciones en el pluviocaptor del Puerto del Viento y de las aguas  drenadas por los principales manantiales de Sierra Blanquilla (hacia el Río Turón) durante el período de  investigación………………………………………………………………………………………………………………………………241  Figura 5.45. Evolución temporal de los valores de δ2H de las precipitaciones en el pluviocaptor del Puerto del Viento  y  de  las  aguas  drenadas  por  los  principales manantiales  de  Sierra  Blanquilla  (hacia  el  Río  Turón)  durante el período de investigación………………………………………………………………………………..……….……242  Figura 5.46. Contexto hidrológico e hidrogeológico del área de descarga de Sierra Blanquilla en el Río Turón…….244  Figura  5.47.  (A)  Hidrogramas  del  Río  Turón,  en  las  secciones  T1  y  T2,  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación de Añoreta durante el período de investigación. (B) Caudal neto de descarga y  contribución (%) de T1 al caudal del río en T2 (barras grises). (C) Hidrogramas de los manantiales de El  ‐ 600 ‐ Burgo  (M­15), Hierbabuena  (M­14), Tp1­Hierbabuena  (M­11) y Tp2­Hierbabuena  (M­9). Los  símbolos  huecos sobre el eje horizontal de los gráficos A y C indican valores nulos de caudal…………………….……245  Figura  5.48.  Evolución  temporal  de  los  valores  de  temperatura  (gráfico  intermedio)  y  conductividad  eléctrica  (gráfico superior) de las aguas subterráneas de los manantiales que constituyen el área de descarga y de  las aguas superficiales del Río Turón (T1 y T2), junto con el hidrograma de éste en la sección T2 (gráfico  inferior)……………………………………………………………………………………………………………………………………..247  Figura 5.49. Evolución temporal de la desviación estándar de los contenidos en NO3­ (barras) y de la conductividad  eléctrica del agua de los manantiales de El Burgo (M­15), Hierbabuena (M­14) y Tp1­Hierbabuena (M­ 11) durante el período de investigación. En la parte inferior, se muestra el hidrograma del Río Turón en  la sección T1, la evolución de la conductividad eléctrica del agua del río en dicho punto y el registro de  precipitaciones de la estación de Añoreta. Las áreas sombreadas en color gris indican los períodos en los  que se produce la dilución de las concentraciones de NO3­ de las aguas de las tres surgencias…………...249  Figura  5.50.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  espacio  de  las  variables  y  B:  espacio  de  las  unidades  estadísticas) del ACP realizado con los datos hidroquímicos de los manantiales permanentes y trop plein  del  área  de  descarga  subterránea  de  Sierra  Blanquilla  hacia  el  Valle  del  Río  Turón  y  las  aguas  superficiales de dicho río……………………………………………………………………………………………….…………….251  Figura 5.51. Relación entre Mg/Ca y el contenido en SO4­2 de las aguas drenadas por los principales manantiales de  Sierra Blanquilla, que constituyen el área de descarga subterránea hacia el Valle del Río Turón……....253  Figura 5.52. Relaciones  iónicas entre  los contenidos de Ca2+ y Mg2+ y  los valores de ISCAL y Ca+Mg­TAC frente a  las  concentraciones de SO4­2 (A­D) del agua del manantial de El Burgo (M­15)……………………..………………255  Figura 5.53. Evolución temporal de la relación Mg/Ca residual (Ca+2 molar procedente de la disolución de minerales  carbonáticos)  y  del  Ca+2  disuelto  en  las  aguas  del  manantial  de  El  Burgo  (M­15):  total  ­medido­  (carbonatos más evaporitas) y de origen exclusivamente carbonático ­calculado­……………………….......256  Figura 5.54. Esquema hidrogeológico  conceptual del  funcionamiento del área de descarga del acuífero de Sierra  Blanquilla hacia el Valle del Río Turón, en condiciones hidrodinámicas de agotamiento (bloque superior)  y de crecida (bloque inferior)……………………………………………………………………………………………………….258   Figura  5.55.  Esquema  hidrológico­hidrogeológico  del  área  de  la  Fuensanta.  Las  secciones A  y B  representan  los  perfiles de prospección geoeléctrica realizados en la zona de estudio…………………………………..………….262  Figura 5.56. Perfiles geoeléctricos de resistividad (arriba) y polarización inducida (abajo) realizados en el área de la  Fuensanta: (A) próximo al manantial de la Fuensanta (M­12) y (B) en las inmediaciones de la surgencia  de Portillo (M­8). La situación de ambos perfiles se indica en la figura 5.55……………………………...……..264  Figura 5.57. (A) Antiguo convento y molino de harina del siglo XVIII en cuyas inmediaciones nace el manantial de la  Fuensanta (M­12). (B) Detalle de la alberca en la que emerge el agua de la surgencia, en la parte trasera  del  molino  (enero  de  2012).  (C)  Vista  del  manantial  trop  plein  Tp­Fuensanta  (M­7),  antes  de  su  confluencia con el Arroyo de la Fuensanta (febrero de 2010). (D) Surgencia del Convento (M­5) en abril  de 2011, captada mediante obra para el abastecimiento de una propiedad privada.……………………......266  Figura 5.58. Perfil  longitudinal del Arroyo de  la Fuensanta en el que  se  representan  las cotas de descarga de  los  manantiales más  importantes,  los puntos de medida (aforos y muestreos hidroquímicos) a  lo  largo del  mismo y la confluencia con el Arroyo del Convento……………………………………………………..………………….267  Figura 5.59. Variación del  caudal del Arroyo de  la Fuensanta  entre  las  secciones F1  y F2. La parte negativa del  gráfico indica la existencia de pérdidas en el sentido de flujo…………………………………………….....…………269  Figura 5.60. Hidrograma del arroyo de la Fuensanta en la sección F2, durante el período de control de caudales. El  gráfico interior corresponde al período de aforos diferenciales, con medidas de caudal simultáneas en F1  y F2……………………………………………………………………………………………………………………………………………270  ‐ 601 ‐ Figura 5.61. Hidrograma histórico del manantial de la Fuensanta (M­12) a partir de los datos de caudal facilitados  por  el  IGME  (1980­2002).  Precipitaciones  registradas  en  la  estación  pluviométrica  de  El  Burgo……………………………………………………………………………………………………………………….………………..272  Figura 5.62. Hidrograma del manantial de la Fuensanta (M­12) correspondiente al período de investigación (2007­ 2010). Precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Añoreta……………………………….…..273  Figura 5.63. Hidrogramas anuales del manantial de  la Fuensanta (M­12) durante el período de estudio (2007/08­ 2009/10). El registro de precipitaciones corresponde a la estación meteorológica de Añoreta……...…..274  Figura  5.64.  Situación  de  los  puntos  de  inyección  en  los  arroyos  de  la  Fuensanta  y  del  Convento  y  principales  resultados obtenidos (líneas de flujo constatadas ­flechas azules­) a partir de los ensayos de trazadores  realizados en el área de la Fuensanta (26/02/2009, 08/04/2011 y 18/01/2012)…………………………….276  Figura 5.65. (A) Inyección de 25 kg de NaCl en el Arroyo de la Fuensanta en el primer ensayo de trazador realizado  el día 26/02/2009. (B) Inyección de 0,5 kg eosina en el mismo   cauce, aguas abajo del  lugar donde se  arrojó trazador previamente (segundo ensayo de trazador, 08/04/2011). (C) Aspecto del Arroyo de  la  Fuensanta el día después de  las  inyecciones efectuadas  (0,5 kg de uranina y 0,5 kg de piranina) en el  último ensayo de trazador (18/01/2012). (D) Fluorímetro portátil instalado en una de las acequias por  las  que  drena  el  manantial  de  la  Fuensanta  (ensayo  de  trazadores  de  abril  de  2011).…………………………………………………….…………………………………………………………..……………………...278  Figura 5.66. Curvas de concentración y masa recuperada de trazador (A: piranina; B: uranina) en el manantial de la  Fuensanta (M­12)……………………………………………………………………...………………………………………..………280  Figura  5.67.  Evolución  de  la  temperatura  del  agua  drenada  por  los manantiales  de  la  Fuensanta  (M­12)  y  Tp­ Fuensanta (M­7) y del agua superficial del Arroyo de la Fuensanta, en la sección F1, durante el período  de investigación (2007­2010). Además, se representa la evolución del caudal de la primera surgencia y  la distribución de las lluvias y de la temperatura del aire en la estación meteorológica de Añoreta (965  m s.n.m.)..………………….………………………………………………………………………………………………………………..283  Figura 5.68. Valores horarios de la temperatura del agua y del caudal del manantial de la Fuensanta (M­12) y de la  temperatura  del  aire  y  de  la  precipitación  registradas  en  la  estación meteorológica  de  Añoreta,  en  varias crecidas de la surgencia (A­F) durante el período comprendido entre diciembre de 2009 y mayo  de 2010………………………………………………………………………………………………………………………………………284  Figura 5.69. Diagrama de Piper en el que  se muestra  la composición química de  las aguas  subterráneas y de  las  superficiales recogidas en el área de la Fuensanta…………………………………..….………………………………….285  Figura 5.70. Gráficos de caja en los que se representan los parámetros estadísticos de  los principales componentes  químicos de las aguas subterráneas ­cajas con trazado continuo­ de los manantiales del Convento (M­5)  y de  la Fuensanta (M­12) y de  las aguas superficiales  ­cajas con trazado discontinuo­ del Arroyo de  la  Fuensanta, en las secciones F1 y F2. Las cajas aparecen ordenadas según el sentido de flujo (de izquierda  a derecha). Las áreas de color gris indican el rango de variación de cada componente hidroquímico en el  manantial de la Fuensanta…………………………………………………………………………………………………………..288  Figura 5.71. Representación de los planos factoriales (A: variables y B: unidades estadísticas) del ACP realizado con  los datos hidroquímicos de las aguas drenadas por los principales manantiales y arroyos del área de la  Fuensanta…………………………………………………………………………………………..…………………………………..…..290  Figura 5.72. Evolución temporal de la composición química del agua drenada por el manantial de la Fuensanta (M­ 12).  El  espacio  sombreado  en  gris  corresponde  al  evento  de  crecida  representado  en  la  figura  5.73.  Precipitaciones registradas en la estación meteorológica de Añoreta……………………………………..……….292  Figura  5.73.  Evolución  hidroquímica  de  las  aguas  del  manantial  de  la  Fuensanta  (M­12)  (derecha;  también  representada en  la  figura 5.72) y de  las aguas  superficiales del arroyo homónimo en  las  secciones F1  ‐ 602 ‐ (izquierda) y F2 (centro), durante el período de aguas altas comprendido entre  los días 27/12/2009 y  13/01/2010…………………………………………………………………………………..……………………………………………295  Figura  5.74.  Curvas  de  distribución  de  frecuencias  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  de  las  aguas  del  manantial de la Fuensanta (M­12) y del arroyo del mismo nombre (en las secciones F1 y F2). Las áreas  de color gris claro y oscuro representan  las contribuciones teóricas, en términos de mineralización, de  las aguas de ambos arroyos al flujo del manantial…………………………………………………………………………297  Figura 5.75. Representación de  las muestras de agua del manantial de  la Fuensanta (M­12) y de  los componentes  teóricos de mezcla en el espacio de las unidades estadísticas del ACP realizado (véase explicación en el  texto) ……………………………………………………………………………………………….………………..………………………299   Figura  5.76.  Proporciones  de  las  componente  de mezcla  en  cada  una  de  las muestras  de  agua  recogidas  en  el  manantial de la Fuensanta (M­12) durante el período de investigación………………………………..…………301  Figura 5.77. Comparación de  los valores de CE, TAC, Ca+2, Mg+2 y   SO4­2 medidos en  las aguas del manantial de  la  Fuensanta (M­12) y los simulados por el modelo de mezcla EMMA: evoluciones temporales (gráficos de  la izquierda) y correlación (gráficos de la derecha)…………………………………………………………………….…302  Figura 5.78. Valores de δ18O y δ2H de las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12) y de las aguas superficiales del  arroyo  homónimo,  en  las  secciones  F1  y  F2,  recogidas  durante  el  período  de  estudio.  LMG:  Línea  Meteórica Global (Craig, 1961); y LMMO: Línea Meteórica del Mediterráneo Occidental (Celle­Jeanton et  al., 2001)………………………………………………………………………………………………………………………………….…304  Figura 5.79. Evolución temporal de los valores de δ18O de las aguas de lluvia en el Puerto del Viento (véase situación  en  la  figura  3.4),  de  las  aguas  subterráneas  del manantial  de  la  Fuensanta  (M­12)  y  de  las  aguas  superficiales del arroyo homónimo en  las secciones F1 y F2. Precipitaciones registradas en  la estación  meteorológica de Añoreta. El espacio de color gris indica el período de recarga considerado en la figura  5.80…………………………………………………………………………………………………………………………………………...305  Figura 5.80. Evolución temporal de los valores de δ18O de las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12) durante el  período de recarga comprendido entre los días 29/12/2009 y 09/01/0210…………………………...………..306  Figura 5.81. Evolución  temporal de  los  valores de  intensidad de  fluorescencia de  los picos A, C  y B de  las aguas  subterráneas y superficiales en el área de la Fuensanta. En la parte inferior se representa el caudal del  manantial  de  la  Fuensanta  (M­12),  así  como  las  precipitaciones  registradas  en  la  estación  meteorológica de Añoreta………………………………………………………………………………………..………..…………308  Figura 5.82 Evolución de la concentración de COT e intensidad de fluorescencia de los picos A, C y B en las aguas del  manantial de la Fuensanta (M­12) y en las aguas superficiales del arroyo homónimo (secciones F1 y F2)  durante el período de crecida comprendido entre los días 29/12/2009 y 10/01/2010…………………..….310  Figura 5.83. Relación entre la intensidad de fluorescencia del pico A y el contenido de COT en las aguas drenadas por  los principales manantiales y arroyos del área de la Fuensanta durante el período de investigación. Las  siglas  A­I­B  de  la  leyenda  se  refieren  a  las  condiciones  hidrodinámicas  en  las  que  se  recogieron  las  muestras del manantial de la Fuensanta (M­12): aguas altas­intermedias­bajas…………………………..…311  Figura 6.1. Esquema hidrogeológico de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco. [T] Triásico; [J] Jurásico; [C]  Cretácico; [C­T] Cretácico­Terciario; [Mio] Mioceno; [Q] Cuaternario……………………….…………………….316  Figura 6.2. Cortes hidrogeológicos de  las principales zonas de descarga de  las  sierras de  los Merinos, Colorado y  Carrasco. La dirección de los cortes se representa en la figura 6.1……………………………………….………….317  Figura 6.3. (A) Imagen del manantial de Cañamero (M­26), en condiciones hidrodinámicas de aguas altas (febrero  de 2009), y de la toma de abastecimiento de agua subterránea para la población de Serrato. (B) Escarpe  calizo  en  cuya  base  (véase  flecha  blanca)  emerge  el manantial  trop­plein  de  Prado Medina  ­M­22­  (agosto de 2007).  (C) Afloramiento de calizas  jurásicas en el que  surge el manantial del Barranco de  ‐ 603 ‐ Palomeras  ­M­20­  (diciembre de 2007).  (D) Vista de una de  las acequias por  las que drena el agua el  manantial del Carrizal (M­24) y de la caseta de captación para abastecimiento a la población de Cuevas  del Becerro (febrero de 2009). (E) Surgencia de la Fuentezuela ­M­23­ (agosto de 2007), situada a unos  300 m del manantial del Carrizal.  (F) Recinto de  captación del manantial de  la Ventilla  (M­16). A  la  izquierda (O), el arroyo homónimo al que vierte sus aguas (agosto de 2007)………………………………….. 320  Figura 6.4. Hidrogramas del manantial de  la Ventilla  (M­16):  (A)  serie histórica de caudal, proporcionada por el  IGME y (B) datos de caudal medidos durante el período de investigación. Precipitaciones registradas en  la estación de Parchite, cuya situación puede verse en la figura 6.1………………………………………………...323  Figura 6.5. Hidrogramas del manantial del Barranco de Palomeras (M­20): (A) serie histórica de caudal, según datos  del IGME y (B) datos de caudal medidos durante el período de investigación. Precipitaciones registradas  en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro (véase situación en la figura 6.1)……………………….324  Figura 6.6. Hidrogramas del manantial del Carrizal (M­24): series históricas de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por  la DHCMA (B) y datos de caudal medidos durante el período de  investigación  (C). Precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro. En el gráfico A se representa también el  hidrograma del manantial de Fuentezuela (M­23), cuyos datos fueron suministrados por el IGME……325  Figura 6.7. Hidrogramas del manantial de Cañamero (M­26): series históricas de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por  la DHCMA (B) y datos de caudal medidos durante el período de  investigación  (C). Precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro……………………………………….……………..326  Figura 6.8. (A) Sección del puente, con escala limnimétrica, ubicado aguas abajo del manantial de Cañamero (M­26).  (B) Curva de gastos elaborada a partir de los aforos realizados en dicha sección durante el período de  investigación……………………………………………………………………………………………………...……………………….328  Figura  6.9.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  de  la  Ventilla  (M­16)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Parchite durante el período de investigación…………..…….329  Figura  6.10.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en  la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de  investigación……………………………………………………………………………………………………...……………………….330  Figura  6.11.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  del  Carrizal  (M­24)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de investigación…332  Figura  6.12.  Hidrogramas  anuales  del  manantial  de  Cañamero  (M­26)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Cuevas del Becerro durante el período de investigación…335  Figura 6.13. Relación entre los caudales de los manantiales de Cañamero (M­26) y trop­plein de Prado Medina (M­ 22)  registrados durante el período de  funcionamiento de este último  (diciembre de 2009 a marzo de  2010)…………………………………………………………………………………………………………………………………………333  Figura  6.14.  Curvas  de  agotamiento  del manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20)  (A  y  C)  y  porcentaje  de  volumen dinámico drenado durante los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09 (B y D)……………….……336  Figura 6.15. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) del manantial de la Ventilla (A y C) y de la función y y del  porcentaje  de  volumen  dinámico  (Vd)  drenado  (B  y  D),  en  el  supuesto  de  que  se mantuvieran  las  condiciones de agotamiento………………………………………………………..…………………………………………….…337  Figura  6.16. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los  valores  obtenidos  a  partir  del  análisis  de  la  curva  de  recesión  del manantial  de  la  Ventilla (M­16) correspondiente al año hidrológico 2007/08…………………………..……………………………..338  Figura 6.17. Curvas de decrecida (Dc) y agotamiento (Ag) del manantial del Carrizal (M­26) (A y C) y de la función y  y  del  porcentaje  de  volumen  dinámico  drenado  (B  y  D)  en  el  supuesto  de  que  se mantuvieran  las  condiciones de agotamiento………………………………………………………….……………………………………………..339  ‐ 604 ‐ Figura  6.18. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los  valores  obtenidos  a  partir  del  análisis  de  las  curvas  de  recesión  del manantial  del  Carrizal (M­24) durante los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09……………………………….………………..341  Figura 6.19. Curvas de decrecida  (Dc)  y agotamiento  (Ag) del manantial de Cañamero  (M­26)  (A, C  y E)  y de  la  función y y del porcentaje de volumen dinámico drenado (B, D y F) en el supuesto de que se mantuvieran  las condiciones de agotamiento……………………………………………………………………………………………………342  Figura  6.20. Gráfico  i­k  propuesto  por Mangin  (1970,  1975)  para  el  estudio  de  acuíferos  kársticos,  en  el  que  se  representan  los  valores  obtenidos  a  partir  del  análisis  de  las  curvas  de  recesión  del manantial  de  Cañamero (M­26) durante los años hidrológicos 2007/08, 2008/09 y 2009/10……………………...………..344  Figura 6.21. Frecuencia relativa acumulada de los valores de caudal drenado por el manantial de Cañamero (M­26)  durante el año hidrológico 2009/2010: en escala aritmética (A) y probabilística (B)..………...……………345  Figura 6.22. (A). Medida de parámetros físico­químicos de las aguas del sondeo surgente del Arroyo del Cerezo (P­9),  en abril de 2008. (B) Sondeo surgente Serrato­2 (P­10), localizado junto al manantial de Cañamero (M­ 26), en abril de 2008. (C) Sondeos piezométricos Palomeras­1  (P­8), al  fondo, y Palomeras­2 (P­6), en  primer plano, situados en las inmediaciones del manantial del Barranco de Palomeras (M­20) (agosto de  2007).  (D) Aspecto del  sondeo Prado Medina  (S­40), al N del manantial homónimo  (agosto de 2007).  Este sondeo, que se encuentra obstruido, también es surgente durante períodos de elevada recarga…346  Figura  6.23.  Corte  hidrogeológico  del  entorno  del manantial  del  Barranco  de  Palomeras  (M­20),  en  el  que  se  representan los sondeos Palomeras­1 (P­8), ­2 (P­6) y ­3 (P­7). Modificado de DGOH­GHUMA (1995) .348  Figura 6.24. Evolución de niveles piezométricos en los principales sondeos de las sierras de los Merinos y Colorado.  Datos proporcionados por  la DHCMA  y obtenidos  en  el  transcurso de  la presente  investigación  (área  gris). CPm: cota piezométrica media. Nótese que, en el gráfico superior, la escala del eje y está ampliada  cinco veces con respecto a los demás gráficos………………………………………………………………………………..350  Figura 6.25. Evolución temporal de la cota piezométrica en los sondeos de Coca (P­1), Pescadores (P­2) y Navetas­2  (P­4)  durante  el  período  1980­2002.  Los  valores  entre  paréntesis  en  el  lateral  derecho  del  gráfico  indican la cota piezométrica media en los distintos sondeos………………………………………..………………….352  Figura 6.26. Relación entre la cota piezométrica en el sondeo Navetas­2 (P­4) y el caudal de descarga del manantial  de  la Ventilla (M­16) durante el período comprendido entre 1982 y 2002. Datos proporcionados por el  IGME…………………………………………………………………………………………………………………………………….……353  Figura 6.27. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo Palomeras­3 (P­6), durante la prueba de bombeo  realizadas entre los días 1 y 4 de julio de 1994…………………………………………………..…………………………..355  Figura 6.28. Evolución de los descensos piezométricos en los sondeos Palomeras­1 (P­8), en el que se llevó a cabo el  ensayo  de  bombeo  (4  de  agosto  de  1994),  y  Palomeras­3  (P­7),  utilizado  como  piezómetro  de  control……………………………………………………………………………………………………………………………………….357  Figura 6.29. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9) durante el ensayo de  bombeo efectuado los días 4, 5 y 6 de octubre de 1994………………………………………………………………...…358  Figura 6.30. Evolución de los descensos piezométricos en el sondeo Serrato­1 (S­41) durante las pruebas de bombeo  preliminares efectuadas los días 25 y 26 de enero de 1995……………………………………………………………..360  Figura 6.31. Evolución de los descensos piezométricos en los sondeos Serrato­1 (S­41) y Serrato­2 (P­10) durante el  ensayo de bombeo realizado conjuntamente en ambos sondeos los días 8 y 9 de marzo de 1995……….361   Figura  6.32.  Evolución  de  los  caudales  drenados  por  el manantial  de  Cañamero  (M­26)  durante  los  ensayos  de  bombeo en el sondeo Serrato­1 (S­41) y en los sondeos Serrato­1 y Serrato­2 (P­10) conjuntamente…362  Figura 6.33. Evolución de  la  temperatura del agua drenada por  los principales manantiales de  las  sierras de  los  Merinos, Colorado y Carrasco, y por el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9) ­cuando es surgente­, durante  ‐ 605 ‐ el período de investigación. Los registros de precipitación y temperatura del aire corresponden a los de  las estaciones de Cuevas del Becerro y de Ronda­CSE, respectivamente……………………………………...……365  Figura  6.34. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las  aguas  drenadas  por  los  principales manantiales y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco durante el período  de investigación………………………………………………………………………………………………………………………….368  Figura  6.35.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  de  los  principales  manantiales y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco…………………..…………………...371  Figura 6.36. Curvas de distribución de frecuencias de  los valores de conductividad eléctrica de  las aguas drenadas  por los principales manantiales de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco……………..……………372  Figura 6.37. Descomposición de  la  curva de distribución de  frecuencias de  la  conductividad  eléctrica  (función de  densidad probabilística) de las aguas del manantial de Cañamero (M­26) durante los años hidrológicos  del período de investigación……………………………………………………………………………..………………………….374  Figura 6.38. Condiciones hidrodinámicas en las que se han llevado a cabo los registros verticales de conductividad  eléctrica y temperatura del agua en el sondeo Palomeras­1 (P­8) ­estrellas amarillas­ y valores medios  de  estos  dos  parámetros  (en  toda  la  columna  del  sondeo)  en  cada  uno  de  los  registros  realizados……………………………………………………………………………..……………………………………………………377  Figura 6.39. Registros verticales de conductividad eléctrica y temperatura de las aguas del sondeo de Palomeras­1  (P­8)  en  diferentes  condiciones  hidrodinámicas.  Se  adjuntan  la  columna  litológica  y  el  entubado  del  mismo. Los números que hay entre paréntesis en la leyenda corresponden a la cota piezométrica de cada  registro (véase evolución temporal en la figura 6.38)………………………………………………….…………………378  Figura 6.40. Evolución temporal de las respuestas hidrodinámica, hidrotérmica e hidroquímica del manantial de la  Ventilla (M­16) durante el período de investigación…………………………………………………………..…………..380  Figura  6.41.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes principales realizado con los datos hidroquímicos del manantial de la Ventilla (M­16).. 383  Figura 6.42. Evolución temporal de la composición química de las aguas drenadas por el manantial del Barranco de  Palomeras  (M­20) durante el período de  investigación. El área de color gris  representa el período de  tiempo en el que la surgencia estuvo seca……………………………………………………………………...………………385  Figura 6.43. Evolución  temporal de  la  composición química de  las aguas drenadas por  el  sondeo del Arroyo del  Cerezo (P­9) durante los períodos de surgencia de los años hidrológicos 2008/09 y 2009/10…………...387  Figura  6.44.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con los datos hidroquímicos del manantial del Barranco  de Palomeras (M­20) y de los sondeos de Palomeras­1 (P­8) y Arroyo del Cerezo (P­9)……………………..389  Figura 6.45. Evolución temporal de la composición química de las aguas drenadas por el manantial del Carrizal (M­ 24) durante el período de investigación……………………………………………………………..…………………………392  Figura  6.46.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis de componentes principales realizado con  los datos hidroquímicos del manantial del Carrizal  (M­24)…………………………..……………………………………………………………….…………………………………………..394  Figura 6.47. Evolución temporal de  la composición química de  las aguas drenadas por el manantial de Cañamero  (M­26) durante el período de investigación. Las áreas grises representan las crecidas representadas en  la figura 6.48……………………………………………………………………………………………………….……………………..397  Figura 6.48. Detalle de las evoluciones hidroquímicas de cinco crecidas registradas en el manantial de Cañamero (M­ 26) durante  el período de  investigación. La  situación de  cada  crecida  en  la  evolución general de  las  respuestas naturales de la surgencia puede verse en la figura 6.47…………………………………………..……..398  ‐ 606 ‐ Figura  6.49.  Representación  de  los  planos  factoriales  de  las  variables  (A)  y  de  las  unidades  estadísticas  (B)  del  análisis  de  componentes  principales  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  de  los  manantiales  de  Cañamero (M­26) y Prado Medina (M­22) y del sondeo de Prado Medina (S­40)…………….....……………..400  Figura 6.50. Esquema hidrogeológico interpretativo del acuífero drenado por el manantial de Cañamero (M­26) y su  trop plein (Prado Medina, M­22), en el que se representa la distribución de la mineralización (deducida  a partir del análisis de CDF, Fig. 6.37), la evolución hidroquímica de las aguas y las principales líneas de  flujo,  en  diferentes  condiciones  hidrodinámicas:  crecida  (NPc)  y  agotamiento  (NPa).  Además  se  representan  las evoluciones tipo del caudal (Q), conductividad eléctrica (CE) y temperatura (T) de  las  aguas de la surgencia………………………………………………………………………………………………….………………402  Figure 6.51. Location, geology, and hydrogeological profiles of the test site. Black arrows (A­F) in the map and the  white  ones  in  the profiles  (I­IV)  represent  the proposed groundwater  flowpaths  for modeling. Age  of  lithologies: Triassic  [Tri], Lower  Jurassic  [L­Jur], Upper  Jurassic  [U­Jur], Cretaceous  [Cret], Cretaceous­ Miocene [C­M], Miocene [Mio] and Quaternary [Q]……………………………………………..………………………….404  Figure 6.52. Scatter diagrams of ionic relationships among carbonate (A and B) and evaporite (C and D) dissolution  parameters  in  the  studied karst waters. Hydrodynamic  conditions  in which  the groundwater  samples  were collected: (H) high, (I) intermediate and (L) low flow……………………………………………………...……..405  Figure  6.53. Hydrogeochemical  conceptual model  of  the  three  proposed  scenarios  for  the  studied  karst  aquifers.  Predominance of black arrows represents aquifer sectors drained by conduit flow systems while a higher  density of white arrows denotes a diffuse flow system…………………………………….………………..…………….409  Figura 6.54. Variación temporal de los valores de δ18O de la precipitación (pluviocaptor de las Pilas) y de las aguas  subterráneas de los principales manantiales y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco  durante el período de investigación……………………………………………………………………………………………...412  Figura 6.55. Relación entre los valores de δ18O y δ2H de las aguas drenadas por los manantiales de la Ventilla (M­16)  y del Carrizal (M­24) y rectas de evaporación estimadas para cada grupo de aguas. La Línea Meteórica  Local se ha obtenido a partir de la composición isotópica de las 37 muestras de agua de lluvia recogidas  en la estación pluviométrica de las Pilas (véase situación en la figura 6.1)………………………………...…….414  Figura 7.1. Figura 7.1. Esquema hidrogeológico de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de Matagayar. [J] Jurásico; [C]  Cretácico;  [C­T]  Cretácico­Terciario;  [Q]  Cuaternario.  El  recuadro  marcado  con  traza  blanca  discontinua corresponde a la figura 7.3………...………………………………………………………..……………………..422   Figura 7.2. Figura 7.2.  (A) Vista de  la vertiente O de  la Sierra de Ortegícar. La  flecha blanca señala  la ubicación  aproximada del sondeo de Ortegícar (S­42). (B) Detalle del emplazamiento del piezómetro de la Venta  del Cordobés (P­11) en el cauce del Arroyo de la Esperilla (septiembre de 2007). (C) Estación de aforos  del Río Guadalteba  (foto  realizada en  septiembre de 2007), en  la  sección de   aforos   denominada G1  (véase  figura 7.3). Al  fondo se observa  la vertiente NO de  la Sierra de Ortegícar, donde se emplaza el  sondeo  homónimo.  (D)  Imagen  de Río Guadalteba  en  condiciones  de  agotamiento  (agosto  de  2013),  aguas  abajo  del  Cortijo  Huertas  de  las  Cuevas  (sección  G5  en  las  campañas  de  aforos  diferenciales).………………………….…………………………………………...………………………….………………………….424  Figura. 7.3. Figura. 7.3. Tramo del Río Guadalteba en el que se han realizado campañas de aforos diferenciales. La  sección G1 del río coincide con  la de  la estación de aforos (Fig. 7.2C). Véase situación en  la  figura 7.1  (recuadro de traza blanca discontinua)………………………..………………………………..……………………………..425  Figura 7.4. Figura 7.4. Caudal del Río Guadalteba en las secciones de aforos G1 y G4/G5 y ganancia de caudal en el  tramo  comprendido  entre  G1y  G4/G5  (véase  localización  en  la  Fig.  7.3)  en  las  campañas  de  aforos  diferenciales  llevadas  a  cabo  durante  2007  y  2013.  Precipitaciones  registradas  en  la  estación  del  Embalse de Guadalhorce­Guadalteba (véase situación en Fig. 3.4).………………………………..………………..427  ‐ 607 ‐ Figura 7.5. Evolución temporal del nivel piezométrico en el sondeo de la Venta del Cordobés (P­11) y del caudal del  Río  Guadalteba  (estación  de  aforos,  G1)  durante  el  período  comprendido  entre  1995  y  2011.  Precipitaciones registradas en la estación del Embalse de Guadalhorce­Guadalteba………………..……….430  Figura 7.6. Realización de un perfil de conductividad eléctrica y temperatura del agua en el piezómetro de la Venta  del Cordobés (P­11), el día 20/02/2009. En la imagen se observa, además, el efecto de la erosión hídrica  en la base de la boca del sondeo, por donde entra el agua superficial del Arroyo de la Esperilla…….…..430  Figura  7.7. Registros  verticales  de  conductividad  eléctrica  y  temperatura  del  agua  en  el  sondeo  de  la Venta  del  Cordobés (P­11), cuya columna  litológica está enteramente  formada por calizas  jurásicas. Los valores  entre paréntesis corresponden a la cota piezométrica en el momento de la realización de cada uno de los  perfiles…………………………………………………………………………………………………………………………….…………432  Figura  7.8. Diagrama  de  Piper  en  el  que  se  representa  la  composición  química  de  las muestras  de  agua  de  los  sondeos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro del Matagayar durante el período de investigación…...…433  Figura 7.9. Esquema hidrogeológico del acuífero de Teba­Peñarrubia.  [J]  Jurásico;  [C] Cretácico;  [C­T] Cretácico­ Terciario; [Mio] Mioceno; [Q] Cuaternario………………………………………………...………..…………………………436  Figura  7.10. Corte  hidrogeológico  por  el manantial  del Torrox  (M­27a).  La  orientación  aproximada  del  corte  se  indica en la figura 7.9.…………………………………….……………………………………..…………………………………….437  Figura. 7.11.  (A) Vista de  la  caseta de  captación  y del  recinto donde nace  el manantial de Torrox  (M­27a). Foto  tomada  en agosto de 2007.  (B) Cañón  fluviokárstico  en  el área del Tajo del Molino,  visto desde  el N  (noviembre de 2008). (C) Imagen del sondeo de emergencia Campillos­3 (S­46), en el borde meridional  de  la Sierra de Peñarrubia. (D) Río de  la Venta (sección de aforos V1, véase situación en  la figura 7.9)  inmediatamente aguas arriba de la Sierra de Peñarrubia. Decrecida de mayo de 2013…………………….438  Figura 7.12. Registro hidrodinámico del manantial de Torrox (M­27a): series de caudal facilitadas por el IGME (A) y  por la DHCMA (B), y obtenida durante el período de investigación (C)……………………………..………..…….440  Figura  7.13.  Hidrogramas  anuales  de  la  surgencia  de  Torrox  (M­27a)  y  distribución  de  las  precipitaciones  registradas en la estación pluviométrica de Teba­pueblo (véase localización en la figura 7.9) durante el  período de investigación…………………………………………………………………………………………...………………....442  Figura 7.14. Evolución del caudal del Río de la Venta en las secciones V1 y V2, de la diferencia de caudal medida en el  tramo del río comprendido entre  las secciones anteriores (Tajo del Molino), del caudal drenado por el  manantial de Torrox (M­27a) y de la componente de origen superficial del caudal de la surgencia, desde  febrero a agosto de 2013. Precipitaciones registradas en la estación de Teba­pueblo………………...……..444  Figura 7.15. Evolución piezométrica de  los  sondeos de Peñarrubia  (P­12)  y de Campillos­3  (S­46). El  registro de  precipitaciones corresponde a la estación pluviométrica de Teba­pueblo…………………………..…………….446  Figura 7.16. Gráfico superior: evolución de la temperatura del agua y del caudal drenado por el manantial de Torrox  (M­27a) durante el período de investigación. Gráfico inferior: precipitaciones registradas en la estación  de Teba­pueblo  junto con  la temperatura del aire medida en  la estación termopluviométrica de Teba­ colegio (véase situación en la figura 7.9)…………………………………..........................…………………………………449  Figura 7.17. Diagrama de Piper  en  el que  se  representa  la  composición química de  las aguas muestreadas  en  el  sector de las sierras de Teba y Peñarrubia.………………………………..…………………………………………………..450  Figura  7.18.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  casos)  del  ACP  llevado  a  cabo  con  la  información hidroquímica del sector de las sierras de Teba y Peñarrubia.…………………..…………………...454  Figura 7.19. Evolución temporal de la composición química de las aguas del manantial de Torrox (M­27a) durante el  período de investigación………………………………………………………………………………………..…………………….456  ‐ 608 ‐ Figura  7.20.  Representación  de  los  planos  factoriales  (A:  variables  y  B:  unidades  estadísticas)  del  análisis  de  componentes principales realizado con  la información hidroquímica del manantial de Torrox (M­27a).  ………………………………………………………………………………………………………………………………………………….459  Figura 7.21. Curva de frecuencias de  los valores de conductividad eléctrica medidos en las aguas del manantial de  Torrox (M­27a) a lo largo del período de investigación………………………………….………………………………460  Figura 7.22. Variación de los valores de conductividad eléctrica y temperatura del agua en la columna del sondeo de  Campillos­3 (S­46), en el registro realizado el día 05/02/2010.…………….………………………………………..462  Figura 7.23. Representación de los valores de δ18O y δ2H de las aguas subterráneas en el sector de las sierras de Teba  y Peñarrubia. m1, m2 y m3 corresponden a las pendientes de las rectas de ajuste de las muestras de agua  del Río  de  la Venta  y  del manantial  de Torrox  (M­27a),  respectivamente, de  2007  a  2010  y  durante  2013…………………………………………………………………………………………………………..…………………………..…..464   Figura  7.24. Variación  temporal  de  los  valores  de  δ18O  de  la  precipitación  (Sierra  de  Peñarrubia),  de  las  aguas  subterráneas del manantial de Torrox (M­27a) y del sondeo de Campillos­3 (S­46) durante el período de  investigación………………………………………………………………………………………………………………………………465  Figura 8.1 Distribución de  la  tasa de  recarga obtenida mediante  la aplicación del método APLIS en  los acuíferos  carbonáticos de la Serranía oriental de Ronda…………………………………………………………..…………………..481  Figura  8.2.  Distribución  espacial  de  los  valores  de  recarga  específica,  expresados  en  m3/m2,  en  los  diferentes  acuíferos del área de estudio, en los años tipo del período histórico (1964/65­2009/10) y en cada uno de  los años hidrológicos del período de  investigación  (obsérvese que el de 2009/10 coincide con el   más  húmedo)…………………………………………………………………………………………………………………………………….484  Figura  8.3.  Balance  hidrogeológico  de  los macizos  carbonáticos  que  constituyen  la  Serranía  oriental  de  Ronda  durante  el  período  de  investigación.  Acrónimos:  P,  precipitación;  ETR,  evapotranspiración  real  ;  PU,  entradas  (lluvia  útil)  y  S,  salidas  controladas.  Las  flechas  amarillas  representan  la  transferencia  subterránea de recursos desde los acuíferos carbonáticos jurásicos hacia la Depresión de Ronda…...…489  Figura 8.4. Recursos medios renovables de los macizos carbonáticos que constituyen la Serranía oriental de Ronda  durante el período 1964/65­2009/10. Acrónimos: P, precipitación; ETR, evapotranspiración real y PU,  entradas (lluvia útil)..……………………………………………………………………………..……………………….…………..492  Figure 9.1 Representation of the values of the i­k Mangin´s parameters obtained from the analysis of the recession  curves of the karst springs in the Serranía oriental de Ronda area. ADT: Discharge area to the Turón  river valley…………………………………………………………….……………….……………………….………………………….503                                  ‐ 609 ‐                     ‐ 610 ‐ ÍNDICE DE TABLAS    Tabla 3.1. Características principales de las estaciones pluviométricas ubicadas en el área de estudio…………..………66   Tabla  3.2.  Valores  originales  de  precipitación  anual  (mm)  de  las  estaciones  situadas  en  el  área  de  estudio,  registrados durante el período 1939/40 – 2009/10……………………………………………………….……………………69  Tabla  3.3.  Datos  de  precipitación  anual  (mm)  durante  el  período  1964/65­2009/10.  Los  valores  en  negrita  corresponden a los datos completados mediante regresión lineal. Años tipo: húmedo (azul), seco (amarillo)  y medio (blanco)……………………………………………………………………………………………..………………………………..71  Tabla 3.4. Precipitaciones medias mensuales durante el período 1964/65­2009/10……………………………………..…...…77  Tabla 3.5. Valores de precipitación anual (mm) durante el período de investigación (2007/08­2009/10)………..…....79  Tabla 3.6. Principales características de  los puntos de muestreo hidroquímico e  isotópico de agua de  lluvia. Véase  situación en la figura 3.4…………………………………………………………………………………………………………..……….85  Tabla  3.7.  Número  de muestras  (n),  valores medios  (med), máximos  (máx)  y mínimos  (mín)  y  coeficiente  de  variación  (cv,  en %)  de  los  valores  de  conductividad  eléctrica  (CE,  en  μS/cm)  y  de  los  componentes  químicos mayoritarios (mg/l) del agua de lluvia recogida en los puntos de muestreo hidroquímico……..…87  Tabla  3.8. Matriz  de  correlación  del  ACP  realizado  con  la  información  hidroquímica  de  las muestras  de  lluvia  recogidas………………………………………………………………………………………………………………………………………....88  Tabla 3.9. Valores medios de los contenidos de Cl­ ponderados por la cantidad de precipitación en los períodos que  contribuyen a la recarga de los acuíferos…………………………………….………………………………….…………………..90  Tabla. 3.10. Parámetros estadísticos (número de muestras/medidas, n; media, med aritmética  ­arit­ y ponderada      ­pond­; máximo, máx; mínimo, mín; coeficiente de variación, cv, en %) de la composición isotópica (18O,  2H y exceso en deuterio, d) de las muestras de agua de lluvia. Los puntos de muestreo están ordenados  según su situación en el área de estudio, de O (izquierda) a E (derecha)………………………………………..……...92  Tabla 3.11. Principales características de las estaciones termométricas en el área de estudio……………………..………..94  Tabla 3.12. Valores medios anuales de temperatura del aire (ºC) en las estaciones consideradas durante el período  1981/82­1997/98.  Los  datos  en  negrita  corresponden  a  los  valores  completados  mediante  regresión  lineal…………………………………………………………………………………………………………………………………………...…..95  Tabla 3.13. Valores medios mensuales de  temperatura del aire en el área de estudio durante el período 1981/82­ 1997/98……………..…………………………………………………………………………………………………………………………....97  Tabla 3.14. Valores medios anuales de la temperatura del aire durante el período de investigación……………..……….99  Tabla 4.1. Denominación, referencia, coordenadas y cota de surgencia de  los manantiales inventariados en el área  de estudio…………………………………………………………………………………………………………..………………………..…108  Tabla 4.2. Principales  características de  las perforaciones  inventariadas  (piezómetro: P;  sondeo: S) en el área de  estudio…………………………………………………………………………………………………….…………………………………….111  Tabla 4.3. Caudales aforados y parámetros estadísticos de las series de datos de caudal registrados en los principales  manantiales del área de estudio durante el período de  investigación. (*) En  las surgencias de El Burgo y  Hierbabuena,  la  mayoría  de  los  aforos  puntuales  de  caudal  fueron  realizados  en  condiciones  hidrodinámicas de aguas bajas…………………………………………………………………..……………………………………114  Tabla 4.4. Valores de temperatura (máxima, Tmáx.; media, Tmed.; mínima, Tmín.; amplitud, ∆T; y coeficiente de  variación, cv) de  las aguas  subterráneas drenadas por manantiales en el área  investigada. Las  letras P  (puntual) y C  (continuo, mediante datalogger) especifican el  tipo de  registro de datos.  (*) Los datos de  temperatura  del  agua  del  manantial  de  la  Hierbabuena  (M­14)  corresponden  mayoritariamente  a  condiciones de aguas bajas……………………………………………………………….…………………………………...………..124  ‐ 611 ‐ Tabla  4.5.  Valores  estadísticos  (número  de  medidas/muestras,  n;  mínimo, mín;  máximo, máx;  medio, med;  y  coeficiente de variación ­expresado en %­, cv) de los parámetros físico­químicos, de las concentraciones de  los componentes químicos mayoritarios, de los índices de saturación de calcita y dolomita y de la presión  parcial  de  CO2  registrados  en  las  aguas  de  los  principales  manantiales  y  sondeos  del  área  de  estudio……………………………………………………………………….………………………………………………………………….131  Tabla 4.6. Matriz de correlación estadística correspondiente al ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  todas  las  muestras  de  agua  subterránea  (manantiales  y  sondeos)  analizadas  durante  el  período  de  investigación…………………………………………………………………..…………………………………………………………...…136  Tabla 4.7. Matriz de correlación estadística correspondiente al ACP efectuado sin las muestras de los manantiales de  Torrox (M­27), Fuensanta (M­12), Camarero (M­2), Hidalga (M­3) y del Convento (M­5) y de los sondeos de  la Venta del Cordobés (P­11), Arroyo del Cerezo (P­9) y de Campillos­3 (S­46)………………………...…………..138  Tabla 4.8. Parámetros estadísticos (número de análisis, n; mínimo, mín; máximo, máx; medio, med; y coeficiente de  variación ­expresado en %­, cv) de la composición isotópica de las aguas subterráneas recogidas en el área  de estudio durante el período de investigación………………………………………………………..……………………...…145  Tabla 4.9. Parámetros estadísticos  (número de medidas, n; valor mínimo, mín; valor máximo, máx; valor medio,  med;  y  coeficiente  de  variación  ­expresado  en %­,  cv)  de  los  valores  de COT  y  de  los  picos  de máxima  intensidad  de  fluorescencia  C  y  A  (expresada  en  unidades  Raman,  u.R.)  determinados  en  las  aguas  subterráneas. También se muestra el valor medio (med) del cociente entre ambos picos (rC/A)…………. 155  Tabla 4.10. Parámetros estadísticos (número de medidas, n; valor mínimo, mín; valor máximo, máx; valor medio,  med; y coeficiente de variación ­expresado en %­, cv) de los valores de los picos de máxima intensidad de  fluorescencia T1, T2 y B (expresadas en unidades Ramman, u.R.) determinados en  las aguas subterráneas  del área de estudio………………………………………………………………………………………………………………………….155  Tabla 5.1. Características principales de los puntos de agua inventariados en el acuífero de Sierra Hidalga……..….168  Tabla 5.2. Parámetros estadísticos de  los caudales drenados por  las principales  surgencias del acuífero de Sierra  Hidalga. (*) Caudal medio calculado a partir de la integral del hidrograma…………………..……………………168  Tabla 5.3. Resultados obtenidos a partir del análisis de la curva de recesión de los manantiales de Abusín (M­1) y  de  Camarero (M­2), durante el año hidrológico 2007/08. Parámetros deducidos: duración de la decrecida, Dd;  coeficiente de velocidad de infiltración, η; coeficiente de heterogeneidad, ε; parámetros de Mangin (1970,  1975),  i  y  k;  duración  del  agotamiento,  Da;  coeficiente  de  agotamiento,  α;  volumen  dinámico,  Vd;  y  volumen de tránsito, Vt………………………………………………….………………………………………………………………..170  Tabla 5.4. Valores de temperatura de  las aguas subterráneas del acuífero de Sierra Hidalga durante el período de  investigación. El  registro puede  ser puntual  (P) o  continuo  (C), mediante  el uso de dataloggers.  (*) Las  medidas  de  temperatura  del  agua  del  manantial  de  Buenavista  (M­6)  corresponden  a  condiciones  hidrodinámicas de aguas altas……………………..………………………………………………………………………………….173  Tabla  5.5.  Valores  estadísticos  (número  de  medidas/muestras,  n;  mínimo, mín;  máximo, máx;  medio, med;  y  coeficiente de variación ­expresado en %­, cv) de los parámetros físico­químicos, de las concentraciones de  los componentes químicos mayoritarios, de los índices de saturación de calcita y dolomita y de la presión  parcial de CO2 registrados en las aguas drenadas por los principales manantiales de Sierra Hidalga…….175  Tabla 5.6. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  las aguas subterráneas de  Sierra Hidalga………………………………………………..………………………………………………………………………………177  Tabla 5.7. Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de las aguas del manantial de   Camarero (M­2)………………………………………………….………………………………………………………………………….182  ‐ 612 ‐ Tabla 5.8. Características principales de las inyecciones de trazador realizadas en las sierras Hidalga y Blanquilla.  Las  referencia  y  coordenadas UTM  de  los  puntos  de  inyección  corresponden  a  los  representados  en  la  figura 5.14………………………………………………………………………..……………………………………………………………187  Tabla 5.9. Características principales del muestreo de aguas  superficiales  y  subterráneas durante  los  ensayos de  trazadores  realizados  en  las  sierras  Hidalga  y  Blanquilla.  (*)  IFA:  Intensidad  de  fluorescencia  artificial…………………………………………………………………..…………………………………………………………………….187  Tabla. 5.10. Principales parámetros hidráulicos deducidos a partir del ensayo multitrazador (19/02/2010).  (*) El  manantial  de  Buenavista  (M­6)  no  fue  controlado  durante  el  ensayo,  aunque  los  resultados  obtenidos  permitieron  estimar  indirectamente  parte  de  la  información  hidrodinámica  relativa  a  esta  surgencia  (véase explicación en el texto)…………………………………..……………………………………………………………………..190  Tabla 5.11. Características principales de los puntos de agua inventariados en el acuífero de Sierra Blanquilla…..202  Tabla  5.12. Parámetros  estadísticos  de  las  series  de  datos  de  caudal medidos  en  los  principales manantiales  del  acuífero  de  Sierra  Blanquilla.  (*)  Caudal medio  calculado  a  partir  de  la  integral  del  hidrograma.  (**)  Registro representativo sólo de condiciones hidrodinámicas de aguas intermedias­bajas…….………..……..204  Tabla 5.13. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de agotamiento del manantial de Hierbabuena  (M­14) correspondientes a los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09. Parámetros deducidos: duración del  agotamiento,  Da;  coeficiente  de  agotamiento,  α;  volumen  dinámico,  Vd;  volumen  de  tránsito,  Vt;  y  parámetro de Mangin (1970, 1975), k…………………………………………………………………………..………………….210  Tabla 5.14. Resultados obtenidos a partir del análisis de  la curva de recesión de  la descarga de Sierra Blanquilla  hacia  el  Río  Turón  (años  hidrológicos  2007/08  y  2008/09).  Parámetros  deducidos:  duración  de  la  decrecida, Dd; coeficiente de velocidad de infiltración, η; coeficiente de heterogeneidad, ε; parámetros de  Mangin  (1970,  1975),  i  y  k;  duración  del  agotamiento,  Da;  coeficiente  de  agotamiento,  α;  volumen  dinámico, Vd; y volumen de tránsito, Vt................................................................................................................................211  Tabla 5.15. Principales parámetros estadísticos (valores máximo Tmáx., promedio Tmed., mínimo Tmín., amplitud  y coeficiente de variación ­en %­, cv) de los datos de temperatura de las aguas drenadas por las principales  surgencias de Sierra Blanquilla durante el período de investigación. La serie de datos puede ser puntual (P)  o  continua  (C).  (*)  Registro  representativo  sólo  de  condiciones  hidrodinámicas  de  aguas  intermedias­ bajas……………………………………………………………………………………………………………………………………………...215  Tabla  5.16.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv, expresado en %) de los parámetros físico­ químicos y de  los componentes químicos de  las aguas recogidas en  las surgencias del acuífero de Sierra  Blanquilla………………………………………………………………………………………………………………………………...……219  Tabla 5.17. Matrices de correlación de los dos ACP efectuados (A: con todas las muestras; B: exceptuando las aguas  del  manantial  de  Hidalga,  M­3)  con  la  información  hidroquímica  de  las  aguas  muestreadas  en  los  principales manantiales de Sierra Blanquilla durante el período de investigación………………..………….…..221  Tabla 5.18.   Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de las muestras de agua del  manantial de El Burgo (M­15)……………………………………………………………………………..…………………………..228  Tabla 5.19. Matriz de correlación del ACP efectuado con los datos hidroquímicos de los manantiales de Hierbabuena  (M­14), Tp1­Hierbabuena (M­11) y de Tp2­Hierbabuena (M­9)……………………………………………………..…..235   Tabla. 5.20. Contribución (%) al flujo del manantial de El Burgo (M­15) de las familias de agua identificadas (P1­P5)  en cada uno de los años hidrológicos que constituyen el período de investigación (véase figura 5.43)….. 240  Tabla 5.21. Caudales de descarga subterránea de Sierra Blanquilla hacia el Valle del Río Turón, obtenidos a partir de  aforos diferenciales efectuados en las secciones T1 (aguas arriba del área de descarga) y T2 (aguas abajo  ‐ 613 ‐ de  la misma) durante el período de  investigación. (*) Caudal medio calculado a partir de  la  integral del  hidrograma……………………………………………………….…………………………………………………………………………...244  Tabla  5.22.  Principales  parámetros  estadísticos  (valores  máximo,  medio,  mínimo,  amplitud  y  coeficiente  de  variación) de  los  valores de  temperatura de  las aguas  superficiales del Río Turón, aguas arriba  (T1)  y  aguas abajo (T2) del área de descarga subterránea de Sierra Blanquilla durante el período 2008­2010. En  ambos casos el registro es puntual (P)………………….……………………………………………….………………………….247  Tabla 5.23. Matriz de  correlación del ACP  efectuado  con  los datos hidroquímicos de  los manantiales del área de  descarga de Sierra Blanquilla (borde S) y de las aguas superficiales del Río Turón (en T1 y T2)……….…..250  Tabla 5.24. Características principales de los manantiales inventariados en el área del Arroyo de la Fuensanta…..265  Tabla 5.25. Características principales de las series de datos de caudal medidos en las secciones F1 y F2 del Arroyo  de la Fuensanta…………………………………………………………..……………………………………………………….…………268  Tabla 5.26. Valores de caudal y conductividad eléctrica de las aguas del Arroyo de la Fuensanta en las secciones F1 y  F2 y diferencia de caudal en el tramo comprendido entre las dos secciones……………………….………………...268  Tabla 5.27. Datos de caudal, conductividad eléctrica (CE) y temperatura del agua medidos a lo largo del arroyo de la  Fuensanta (secciones F1, F2 y F3) los días 26/02/2009 y 23/03/2010……………………………...………………...271  Tabla 5.28. Parámetros estadísticos de  los datos de caudal drenado por  las principales  surgencias del área de  la  Fuensanta. (*) Caudal medio correspondiente a condiciones exclusivamente de aguas altas……..………….272  Tabla 5.29. Características principales de  las  inyecciones de  los ensayos de  trazadores realizados en el área de  la  Fuensanta………………………………………………………………………………………………………………………...……………277  Tabla 5.30. Características principales de los muestreos de agua subterránea llevados a cabo durante los ensayos de  trazadores del área de la Fuensanta. (*) IFA: intensidad de fluorescencia artificial………………….…………..277  Tabla  5.31.  Parámetros  hidrodinámicos  deducidos  a  partir  del  ensayo  de  trazador  realizado  en  el  área  de  la  Fuensanta (enero y febrero de 2012)……………………………………………………………………..…………………………279  Tabla 5.32. Principales parámetros estadísticos (valores máximo Tmáx., promedio Tmed., mínimo Tmín., amplitud  y  coeficiente de  variación  cv) de  los  valores de  temperatura de  las aguas drenadas por  las  principales  surgencias del área de la Fuensanta y de las aguas superficiales del arroyo homónimo, durante el período  de investigación. El tipo de registro ha sido puntual (P) y continuo (C)……………………………………………….282  Tabla  5.33.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­ químicos y componentes hidroquímicos de las aguas subterráneas y de las superficiales muestreadas en el  área de la Fuensanta………………………………………………………………………………...……………………………….……287  Tabla  5.34.  Matriz  de  correlación  del  ACP  realizado  con  los  datos  hidroquímicos  de  las  muestras  de  agua  subterránea y superficial del área de la Fuensanta……………..……………………………………………………………..289  Tabla  5.35.  Composiciones  químicas  representativas  de  los  componentes  de  mezcla  utilizados  en  el  modelo  propuesto…………………………………………………………………………………………………………………………..…………..299  Tabla 5.36. Proporciones (%) de las tres componentes de mezcla en las aguas del manantial de la Fuensanta (M­12)  calculados a partir del modelo EMMA. Los  resultados  se  clasifican por  condiciones hidrodinámicas  (Ab,  aguas bajas; Ai, aguas intermedias; Aa, aguas altas) y años hidrológicos. (*) En el año 2009/10 el período  de  muestreo  fue  incompleto,  terminó  en  mayo  de  2010  (el  período  de  aguas  bajas  no  está  representado)…………………………………………..…………………………………………………………………………………….300  Tabla  5.37.  Valores  de  δ18O,  δ2H  y  exceso  en  deuterio  (mínimo, mín; máximo, máx; medio, med;  coeficiente  de  variación, cv, en %) de  las aguas del manantial de  la Fuensanta  (M­12) y de  las aguas  superficiales del  arroyo homónimo en las secciones F1 y F2………………..……………………………………………………………………....303  ‐ 614 ‐ Tabla  5.38.  Parámetros  estadísticos  de  la  concentración  de  COT  e  intensidad  de  fluorescencia  (u.R.:  unidades  Ramman) de los picos C y A, así como de la relación entre ambos picos (rC/A), de las aguas subterráneas y  superficiales muestreadas en el área de la Fuensanta………………….…………………………………………………….307  Tabla  5.39.  Valores  de  intensidad  de  fluorescencia  (u.R.:  unidades  Ramman)  de  los  picos  T1  y  B  de  las  aguas  subterráneas muestreadas en el área de la Fuensanta………………….………………………………….………………..307  Tabla  6.1.  Características  principales  de  los  puntos  de  agua  inventariados  en  los  acuíferos  de  las  sierras  de  los  Merinos, Colorado y Carrasco………………………………………………………..…………………………………………………319  Tabla 6.2. Parámetros estadísticos de  las  series de datos de caudal drenado por  las principales  surgencias de  las  sierras  de  los  Merinos,  Colorado  y  Carrasco.  (*)  Caudal  medio  calculado  a  partir  de  la  integral  del  hidrograma…………………………………………………………………………………..………………………………………………..323  Tabla 6.3. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de agotamiento del manantial del Barranco de  Palomeras (M­20) correspondientes a los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09. Parámetros deducidos: Da,  duración del agotamiento; α, coeficiente de agotamiento; Vd, volumen dinámico y Vt, volumen de tránsito y  k, parámetro de Mangin (1970, 1975)……………………………………………………….……………………………………..335  Tabla  6.4.  Resultados  obtenidos  a  partir  del  análisis  de  la  curva  de  recesión  del  manantial  de  la  Ventilla  correspondiente  al  año  hidrológico  2007/08  y  de  las  curvas  de  agotamiento  de  los  años  1976/77  (Fernández,  1981)  y  2008/09.  Parámetros  deducidos:  Dd,  duración  de  la  decrecida;  η,  coeficiente  de  velocidad de infiltración; ε, coeficiente de heterogeneidad; i y k, parámetros de Mangin (1970, 1975)… 337  Tabla 6.5. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las  curvas de  recesión del manantial del Carrizal  (M­24)  correspondientes a  los años hidrológicos 2007/08 y 2008/09. Parámetros deducidos: Dd, duración de  la  decrecida; η, coeficiente de velocidad de infiltración; ε, coeficiente de heterogeneidad; i y k, parámetros de  Mangin (1970, 1975); Da, duración del agotamiento; α, coeficiente de agotamiento; Vd, volumen dinámico  y Vt, volumen de tránsito…………………………………………………………………………………………………………………339  Tabla 6.6. Resultados obtenidos a partir del análisis de  las curvas de recesión del manantial de Cañamero (M­26)  (años hidrológicos 2007/08, 2008/09 y 2009/10). Parámetros deducidos: Dd, duración de la decrecida; η,  coeficiente  de  velocidad  de  infiltración;  ε,  coeficiente  de  heterogeneidad;  i  y  k,  parámetros  de Mangin  (1970, 1975); Da, duración del agotamiento; α,  coeficiente de agotamiento; Vd,  volumen dinámico  y Vt,  volumen de tránsito……………………………………………..…………………………………………………………………………341  Tabla 6.7. Resultados obtenidos en el cálculo del volumen desaguado en cada uno de los tramos identificados en el  análisis de caudales clasificados de la serie de datos de caudal del manantial de Cañamero (M­26) durante  el año hidrológico 2009/2010………………………………………………………………………………………...345  Tabla 6.8. Principales resultados del ensayo de bombeo llevado a cabo en el sondeo Palomeras­3 (P­7), entre los días  1 y 4 de julio de 1994…………………………………………………….…………………………………………….…………………..355  Tabla. 6.9. Principales resultados de la prueba de bombeo y de la recuperación realizados en el sondeo Palomeras­1  (P­8) a partir del día 04/08/1994. (*) Punto de bombeo……………..……………………………………………………..356  Tabla 6.10. Principales resultados de la prueba de bombeo realizada en el sondeo del Arroyo del Cerezo (P­9), entre  los días 4 y 6 de octubre de 1994………………………………………………………………...……………………………………358  Tabla 6.11. Principales resultados de  la prueba de bombeo de corta duración realizado en el sondeo Serrato­1 (S­ 41), el día 25 de enero de 1995………………………………………………………………………...………………………………359  Tabla  6.12.  Principales  resultados  de  la  prueba  de  bombeo  preliminar  realizada  en  el  sondeo  Serrato­1  (S­41)  durante el día 26 de enero de 1995………………………………………………………………………..………………………...360  Tabla 6.13. Principales resultados de las pruebas de bombeo realizadas conjuntamente en los sondeos Serrato­1 (S­ 41) y Serrato­2 (P­10) los días 8 y 9 de marzo de 1995. Además, se aportan datos de la prueba de bombeo  previa, de corta duración, en el sondeo Serrato­2………………………………………………..………………….…………361  ‐ 615 ‐ Tabla  6.14.  Temperatura  de  las  aguas  de  los  principales manantiales  y  sondeos  de  las  sierras  de  los Merinos,  Colorado y Carrasco durante el período de investigación. El registro hidrotérmico puede ser puntual (P) o  continuo (C)……………………………………………………………………..……………………………………………….……………364  Tabla  6.15.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­ químicos de  las aguas de  las principales  surgencias  y  sondeos de  las  sierras de  los Merinos, Colorado  y  Carrasco durante el período de investigación…………………………………………..…………………………………….…369  Tabla 6.16. Matriz de correlación del ACP efectuado con la información hidroquímica de los principales manantiales  y sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco…………………………………………..………………….370  Tabla 6.17. Contribución (%) al flujo del manantial de Cañamero (M­26) de las familias de aguas identificadas (P1­ P5) a partir del análisis de curvas de distribución de frecuencia de conductividad eléctrica (CDF)………...375  Tabla 6.18. Matriz de correlación del ACP realizado con  los datos hidroquímicos del manantial de  la Ventilla  (M­ 16)…………………………………..…………………………………………………………………………………………………………….382  Tabla 6.19. Matriz de  correlación del ACP  efectuado  con  los datos hidroquímicos del manantial del Barranco de  Palomeras (M­20) y de los sondeos de Palomeras­1 (P­8) y Arroyo del Cerezo (P­9)………………….…………388  Tabla 6.20. Matriz de  correlación del ACP  realizado  con  los datos hidroquímicos del manantial del Carrizal  (M­ 24)…………………………………………...……………………………………………………………………………………………………394  Tabla 6.21. Matriz de correlación del ACP efectuado con  los datos hidroquímicos de  los manantiales de Cañamero  (M­26) y Prado Medina (M­22) y del sondeo homónimo (S­40)………………………..…………………………………399  Table 6.22. Mass transfer results along the considered flowpaths (A­F). Negative values indicate precipitation of the  mineral phase, while positive ones dissolution. (­) Phase not considered in the calculations. Aquifer sectors  in Fig. 6.51: northwestern  (NW),  central  (CE) and  southeastern  (SE). Abbreviations: R,  rain; V, Ventilla  spring  (M­16); Z, Carrizal  spring  (M­24); P, Prado Medina  sping  (M­22); C, Cañamero  spring  (M­26); L,  Barranco  de  Palomeras  spring  (M­20);  E,  Arroyo  del  Cerezo  borehole  (P­9).  Subscripts:  D,  diluted;  I,  intermediate; M, mineralizad…………………………………………………………..………………………………………………407  Tabla 6.23. Valores mínimo (mín), máximo (máx) y medio (med) y coeficiente de variación (cv, en %) de los datos  de δ18O, δ2H y exceso en deuterio (d) de las aguas subterráneas drenadas por los principales manantiales y  sondeos de las sierras de los Merinos, Colorado y Carrasco durante el período de investigación……………411  Tabla 7.1. Tabla 7.1. Características principales de  los  sondeos  inventariados  la Sierra de Ortegícar y el Cerro de  Matagayar.………………..………………………………………………………………………………..………………………………….423  Tabla 7.2. Tabla 7.2. Caudal del Río Guadalteba (secciones G1­G5) medido en las campañas de aforos diferenciales  durante los años 2007 y 2013. Se ha calculado el porcentaje de pérdida o ganancia con respecto al caudal  medio en la sección G1 (ΔQ/G1). (*) El punto G1 corresponde a las medidas realizadas en la sección de la  estación de aforos. (**) Media realizada con los valores positivos de caudal (ganancias)……………………. 426  Tabla 7.3. Valores de conductividad eléctrica del agua del río Guadalteba en las diferentes secciones y campañas de  aforos diferenciales realizadas durante los años 2007 y 2013. …………………………………….….………………….428  Tabla 7.4. Datos de nivel piezométrico (máximo, NPmáx; mínimo, NPmín; y amplitud piezométrica) de los sondeos  inventariados  en  la  Sierra de Ortegícar  y  en  el Cerro de Matagayar,  registrados  durante  el  período  de  investigación………………………………………………………………………………………………...………………………………..429  Tabla  7.5.  Valores  estadísticos  principales  (número  de  medidas/determinaciones,  n;  valor  mínimo,  mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­ químicos y componentes hidroquímicos de las aguas de los sondeos de la Sierra de Ortegícar y del Cerro de  Matagayar durante el período de investigación……………………………………….………………...……………………..434  Tabla 7.6. Principales características de los puntos de agua inventariados en las sierras de Teba y Peñarrubia…...437  ‐ 616 ‐ Tabla 7.7. Parámetros estadísticos de  las  series de datos de caudal drenado por el manantial de Torrox  (M­27a),  principal punto de descarga de las sierras de Teba y Peñarrubia. (*) Caudal medio calculado a partir de la  integral del hidrograma.……………………………………..…………………………………………………………………………..439  Tabla 7.8. Valores de caudal del Río de la Venta (en las secciones V1 y V2) y del manantial de Torrox (M­27a) en las  campañas de aforos diferenciales realizadas desde febrero a agosto de 2013. Se ha calculado el porcentaje  de pérdida o ganancia con respecto al caudal medio en la sección V1. (*) Valor medio de  las pérdidas de  caudal en el tramo V1­V2 del río………………………………………………………………….…………………………………..444  Tabla 7.9. Valores máximo (Tmáx.), medio (Tmed.) y mínimo (Tmín.), amplitud y coeficiente de variación (cv) de  la temperatura del agua del manantial de Torrox (M­27a) y de las surgencias trop plein asociadas, durante  el período de investigación y a lo largo de las campañas de aforos realizadas en 2013. También se incluyen  los  datos  de  temperatura  del  agua  en  el  sondeo  de  Campillos­3,  tomados  el  día  28  de  enero  de  2010,  cuando  dicho  sondeo  fue  objeto  de  actuaciones  de  mantenimiento  que  permitieron  el  registro  en  profundidad……………………………………………………………………………….…………………………………………………..448  Tabla  7.10.  Valores  estadísticos  principales  (número  de medidas/determinaciones,  n;  valor mínimo, mín;  valor  máximo, máx; valor medio, med; y coeficiente de variación, cv ­expresado en %­) de los parámetros físico­ químicos  y de  los  componentes químicos de  las aguas  en  el  sector de  las  sierras de Teba  y Peñarrubia  (véase situación en la figura 7.9). Los datos corresponden al período de investigación (2007/08­2009/10) y  a las campañas de aforos diferenciales (2012/13)……..…………………………………………………..………………….452  Tabla 7.11. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica del  sector de  las  sierras de  Teba y Peñarrubia durante los períodos de control de 2007/08 a 2009/10 y de 2012/13……………………..454  Tabla 7.12. Matriz de correlación del ACP efectuado con  la  información hidroquímica de  las muestras de agua del  manantial de Torrox (M­27a), principal punto de descarga de las sierras de Teba y Peñarrubia.….……....459  Tabla 7.13.  Valores mínimo (mín), máximo (máx) y medio (med) y coeficiente de variación (cv, en %) de δ18O, δ2H y  exceso en deuterio (d) de las aguas subterráneas (manantial y sondeo) en el sector de las sierras de Teba y  Peñarrubia, durante el período de investigación y entre febrero y agosto de 2013…………………………….…463  Tabla  8.1.  Precipitaciones  medias  anuales  obtenidas  a  partir  de  la  planimetría  de  isoyetas  en  los  principales  acuíferos del área de estudio, para los años seco, medio y húmedo del período histórico (1964/65­2009/10)  y para cada uno de los años hidrológicos del período de estudio (2007/08­2009/10)…………………………..472  Tabla 8.2. Evapotranspiración real (ETR) y  lluvia útil (PU) obtenidas mediante balance hídrico mensual del suelo  (Thornthwaite, 1948) en varias estaciones del área de estudio para el período 1981/82­1998/99……..…474  Tabla  8.3.  Evapotranspiración  real  (ETR)  y  lluvia  útil  (PU)  obtenidas mediante  balance  hídrico  diario  del  suelo  (Thornthwaite, 1948) en varias estaciones del área de estudio para el período 2007/08­2009/10……..…475  Tabla 8.4. Valores medios anuales de evapotranspiración real (ETR) y lluvia útil (PU) calculados mediante balance  hídrico  diario  del  suelo  (Thornthwaite,  1948)  en  los  acuíferos  del  área  de  estudio  (período  2007/08­ 2009/10)……………………………………………………………………………………………...………………………………………..476  Tabla 8.5. Tasa media de  infiltración eficaz calculada a partir del método de Kessler  (1967) en varias estaciones  pluviométricas del área de estudio para el período 1964/65­2009/10…………………..…………………………....477  Tabla  8.6. Valores  de  infiltración  eficaz  obtenidos  con  el método  de Kessler  en  los  acuíferos  del  área  de  estudio  durante los años tipo (seco, húmedo y medio) del período 1964/65­2009/10……………..……………………….478  Tabla 8.7. Valores de  infiltración eficaz calculados con el método de Kessler, a partir de  los datos de precipitación  estimados por planimetría de isoyetas, para cada uno de los años hidrológicos del período de investigación  (2007/08­2009/10)………………………………………………………………………………………………………………………..478  Tabla 8.8. Puntuaciones de las variables consideradas en el método APLIS (IGME­GHUMA, 2003; Andreo et al., 2008),  modificado por Marín (2009)…………………………………………………………………………………….…………………….480  ‐ 617 ‐ Tabla  8.9.  Categorías  de  porcentaje  de  recarga  según  el  método  APLIS  (IGME­GHUMA,  2003;  Andreo  et  al.,  2008)…………………………………………………………………………………………………………………………………………… 480  Tabla 8.10. Tasas de  recarga  y  recursos medios anuales de  los acuíferos del área de  estudio para  los años  seco,  húmedo  y  medio  del  período  histórico  (1964/65­2009/10)  obtenidos  por  el  método  APLIS  modificado………………………………………………………………………………………………………………..……………………482  Tabla  8.11. Tasas  de  recarga  y  recursos medios  anuales  de  los  acuíferos  del  área de  estudio  para  el  período  de  investigación (2007/08­2009/10) obtenidos por el método APLIS modificado.……………...…………………….483  Tabla 8.12. Descarga media anual de los acuíferos diferenciados en la Serranía oriental de Ronda durante el período  de investigación y a partir de los datos históricos disponibles. Abreviaturas: Nc, no controlado; ADT, área  de descarga hacia el Río Turón; ADG, área de descarga hacia el Río Guadalteba. Superíndices: (a) Caudal  medio de los manantiales de El Burgo (M­15) y Hierbabuena (M­14) sin las aportaciones de los trop pleins  Tp1­  y Tp2­Hierbabuena  (M­11  y M­9);  (b) Caudal medio de  la  surgencia más  el que  se deriva para  la  población de Serrato (abastecimiento urbano y regadío), estimado en 20 l/s; (c) Caudal medio equivalente  drenado por el manantial trop plein Prado Medina (M­22) en el año hidrológico 2009/10; (d, e) Los valores  medios de descarga incluyen la captación de un caudal de 7 y 3 l/s para abastecimiento a las poblaciones  de Cuevas del Becerro  y Arriate,  respectivamente;  (f) Valor aproximado  resultante de  las  campañas de  aforos  del  año  hidrológico  2012/2013,  similar  en  cuanto  a  pluviometría  acumulada  al  de  2009/10.…………………………………………………………………………………………………………………….………………….485  Tabla  8.13.  Comparación  de  los  caudales medios  anuales  de  recarga  y  descarga  en  los  acuíferos  de  la  Serranía  oriental  de  Ronda  durante  el  período  de  investigación  (2007/08­2009/10).  (*) No  incluye  la  descarga  (principal)  de  Sierra  Hidalga  por  el  manantial  de  Buenavista  (M­6),  que  tiene  lugar  hacia  el  Río  Turón…………………………………………………..…………………………………………………………………………….…………..488  Tabla 8.14. Recursos medios renovables (hm3/año) de los acuíferos diferenciados en la Serranía oriental de Ronda  estimados  en  trabajos  previos.  Los  guiones  indican  los  acuíferos  que  no  se  han  considerado  en  los  cálculos…………………………………………………….………………………………………………………………………………...…491                                        ‐ 618 ‐                                                                                         ‐ 619 ‐                                                             ‐ 620 ‐   ANEXO 1: ARTÍCULO CIENTÍFICO PUBLICADO EN REVISTA Science Citation Index    Revista: Environmental Earth Sciences 65, 2337‐49 (2011)  DOI 10.1007/s12665‐011‐1382‐4  Título:  Functioning  of  a  karst  aquifer  from  S  Spain  under  highly  variable  climate conditions, deduced from hydrochemical records   Autores: Juan A. Barberá y Bartolomé Andreo    Resumen: Over a period of three hydrological years Turing which precipitation was  highly variable, measurements of discharge, electrical conductivity, temperature and  chemical  components  of  the water  at  the  Cañamero  spring  (southern  Spain) were  taken  in  order  to  characterise  the  hydrogeological  functioning  of  the  karst  aquifer  that  it  drains.  The  results  obtained  from  analysis  of  the  frequency  distribution  of  electrical conductivity data revealed histograms with a plurimodal morphology (up  to 5 modes) and a range of variation that increased with greater pluviometry during  the study period. The discharge from this spring increased sharply a few days after  major  rainfall  episodes  and, when  the  discharge  reached  a  value  of  approximately  3.73 m3/s, an overflow spring started to function. During high‐water periods, there  were  sudden  and  large  falls  in  EC,  temperature  and  all  the  chemical  components  dissolved  in  the  water.  This  high  variability  reflects  the  predominance  of  groundwater  flow  through  karst  drains,  a  typical  feature  of  conduit  flow  systems.  The  considerable  hydrochemical  heterogeneity  observed  is  caused  by  the  mobilisation  of  important  volumes  of  recharge  waters  from  shallow  areas  of  the  aquifer (soil, epikarst) towards the discharge point, with greater participation of the  unsaturated zone during high‐water conditions, and a more active role played by the  saturated  zone  during  low‐water  conditions.  In  karst  systems  such  as  the  one  drained  by  the  Cañamero  spring,  it  is  important  to  monitor  several  responses  (hydrodynamic,  hydrothermal,  hydrochemical,  etc.),  with  an  appropriate  sampling  frequency and under different hydrometeorological  conditions,  in order  to  achieve  an  adequate  hydrological  characterisation.  This  is  fundamental  for  planning,  management and protection of groundwater in karst aquifers.    Keywords:  Hydrogeology,  Hydrochemistry,  Karst  aquifer,  Hydrochemical   heterogeneity, South Spain                                                                          ANEXO 2: ARTÍCULO CIENTÍFICO PUBLICADO EN REVISTA Science Citation Index    Revista: Advances in Water Resources 54, 149‐60 (2013)  http://dx.doi.org/10.1016/j.advwatres.2013.01.010  Título: Progress in the hydrologic simulation of time variant recharge areas  of karst systems – exemplified at a karst spring in Southern Spain.  Autores:  Andreas  Hartmann,  Juan  A.  Barberá,  Jens  Lange,  Bartolomé  Andreo  y  Marcus Weiler.      Resumen: A specific characteristic of karst systems is the occurrence of time variant  recharge areas. In our study we present a new type of hydrological karst model and a  new  calibration  approach  both  considering  this  specific  characteristic.  The  new  model  type  considers  the  spatial  variability  of  karst  system  properties  by  distribution functions, and is compared to a simple reservoir model. Both models are  applied  to  a  karst  system  in  Southern  Spain where  objective  functions  applied  on  hydrodynamic  and  hydrochemical  information  helped  to  determine  model  parameters playing a role for hydrodynamic response. Thereafter, the recharge area  is  determined  separately  for  individual  hydrological  years  and  for  the  entire  time  series  by  calibrating  the  model  to  match  the  water  balance.  We  show  that  hydrochemical information is crucial to find a reasonable set of parameters for both  models.  Considering different hydrological  years, we  find  that  the  recharge area  is  changing  significantly  (from 28  to  53  km2).  The newly developed model  is  able  to  reproduce  this  variation  and  provide  acceptable  simulation  results  for  the  entire  time series of available data. The classic reservoir model shows inferior performance  concerning hydrodynamics and fails to reproduce the water balance because it does  not consider variations of recharge area. Our calibration approach allows identifying  a  variable  recharge  area  and  our  new  model  is  able  to  reproduce  its  variability.  Hence  we  obtain  a  more  realistic  system  representation,  which  can  be  of  high  significance  when models  are  used  for  prediction,  i.e.  beyond  the  conditions  they  were calibrated, e.g. for land‐use or climate change scenarios.    Keywords:  Karst  aquifer,  Numerical  modelling,  Calibration,  Hydrochemistry,  Variable recharge area                                                                          ANEXO 3: ARTÍCULO CIENTÍFICO PUBLICADO EN REVISTA Science Citation Index    Revista: Environmental Earth Sciences 71 (2), 585‐599 (2014)    DOI 10.1007/s12665‐013‐2754‐8  Título:  Using  non  conservative  tracers  to  characterize  karstification  processes  in  the Merinos­Colorado­Carrasco  aquifer  system  (southern  Spain).  Autores: Juan A. Barberá, Bartolomé Andreo y Carlos Almeida.      Resumen: The systematic sampling of the chemical composition of the groundwater  from five karst springs (including an overflow spring) and one outflowing borehole  have permitted to determine distinctive chemical changes in the waters that reflect  the  geochemical  processes  occurring  in  a  carbonate  aquifer  system  from  southern  Spain.  The  analysis  of  the  dissolution  parameters  revealed  that  geochemical  evolution  of  the  karst waters  basically  depends  on  the  availability  of  the minerals  forming  aquifer  rocks  and  the  residence  time  within  the  aquifers.  In  the  three  proposed scenarios in the aquifers, which include the preferential flow routines, the  more  important  geochemical  processes  taking  place  during  the  groundwater  flow  from  the  recharge  to  the  discharge  zones  are:  CO2  dissolution  and  exsolution  (outgassing),  calcite  net  dissolution,  calcite  and  dolomite  sequential  dissolution,  gypsum/anhydrite  and  halite  dissolution,  de‐dolomitization  and  calcite  precipitation. A detailed analysis of the hydrochemical data set, saturation indices of  the minerals  and partial pressure of CO2  in  the waters  joined  to  the application of  geochemical  modelling  methods  allowed  the  elaboration  of  a  hydrogeochemical  model  of  the  studied  aquifers.  The  developed  approach  contributes  to  a  better  understanding of the karstification processes and the hydrogeological functioning of  carbonate aquifers, the latter being a crucial aspect for the suitable management of  the water resources.     Keywords:  Carbonate  (karst)  aquifer,  Hydrochemistry,  Chemical  processes,  Geochemical modelling, Conceptual model                                                                                                                                        ANEXO  4:  ARTÍCULO  CIENTÍFICO  PUBLICADO  EN  CAPÍTULO  DE  LIBRO  INTERNACIONAL    Libro: Groundwater Quality Sustainability ‐ IAH Selected Papers 17, 281‐295.  Editores:  P.  Maloszewski,  S.  Witczak,  G.  Malina.  ISBN:  978‐0‐415‐69841‐2  (2012)  Título: Hydrogeological  characterization  of  two  karst  springs  in  southern  Spain by hydrochemical data and intrinsic natural fluorescence.  Autores: Juan A. Barberá y Bartolomé Andreo.        Resumen:  Karst  springs  provide  information  that  is  essential  for  characterizing  hydrogeological  behaviour  and  for  the  optimum  management  and  exploitation  of  karst aquifers. Hydrochemical, hydrodynamic and intrinsic natural fluorescence (IF)  data  obtained  from  the  karst  spring  waters  of  El  Burgo  and  Fuensanta  (southern  Spain)  illustrate  the  hydrogeological  behaviour  within  the  Sierra  Blanquilla  and  Sierra  Hidalga  aquifers.  Discharge  variations  at  Fuensanta  are  faster,  but  less  pronounced  than  at  El  Burgo.  Electrical  conductivity  (EC)  time  series  and  hydrochemical monitoring suggest  there  is a more highly developed karst network  in the system drained by Fuensanta. EC at El Burgo varies according to TAC, Ca2+, Cl‐  and  total  organic  carbon  (TOC)  contents,  while  SO42‐  and  Mg2+  vary  inversely.  Fuensanta  presents  wider  variations  in  most  chemical  components  and  TOC,  in  accordance with its functioning as a conduit flow system. These hydrochemical data  indicate different degrees of functional karstification. IF time variations at Fuensanta  suggest  a  source  of  organic  matter  (higher  TOC  and  IF  peaks)  of  surficial  origin  (runoff  infiltration)  during  high  water  periods.  All  these  observations  need  to  be  confirmed by tracer tests and isotopic studies to reinforce the above hypotheses.