Ciencias de la tierra, 8va. Edición - Edward J. Tarbuck-FREELIBROS

Resumen 475

de energía hidroeléctrica. Muchos embalses son también mientos artificiales en el Mississippi con el fin de incre-
importantes centros recreativos. mentar la eficiencia del cauce y reducir la amenaza de
inundaciones. En total, el río ha sido acortado más de 240
Aunque las presas pueden reducir las inundaciones kilómetros. El programa ha tenido algo de éxito en cuan-
y proporcionar otros beneficios, la construcción de estas to a la reducción de la altura del río en la época de inun-
estructuras tiene también costes y consecuencias signifi- daciones. Sin embargo, debido a que el río todavía mues-
cativos. Por ejemplo, los embalses creados por presas pue- tra tendencia a la formación de meandros, ha sido difícil
den cubrir tierra de cultivo fértil, bosques útiles, sitios de evitar que vuelva a su curso anterior.
históricos y valles de belleza pictórica. Por supuesto, las
presas atrapan sedimentos. Por consiguiente, los deltas y Los estrangulamientos artificiales incrementan la
las llanuras de inundación corriente abajo se erosionan velocidad de una corriente y también pueden acelerar la
porque no vuelven a rellenarse con limo durante las inun- erosión del lecho y de los márgenes del cauce. Un ejem-
daciones. Las grandes presas también pueden causar un plo de este tipo es el río Blackwater de Missouri, cuyo cur-
daño ecológico significativo a los ambientes fluviales que so serpenteante se acortó en 1910. Entre los muchos efec-
tardaron miles de años en establecerse. tos de ese proyecto se cuenta un notable aumento de la
anchura del cauce causado por el incremento de velocidad
Construir una presa no es una solución permanen- de la corriente. Un puente sobre el río se derrumbó debi-
te para las inundaciones. La sedimentación detrás de una do a la erosión de la ribera en 1930. En los 17 años si-
presa significa que el volumen de su depósito disminuirá guientes el mismo puente fue reemplazado en tres oca-
gradualmente, reduciendo la eficacia de esta medida de siones más, cada vez con un trecho mayor.
control de las inundaciones.
Un enfoque no estructural Todas las medidas de control
Canalización La canalización implica la alteración del de la inundación descritas hasta ahora han implicado so-
cauce de una corriente para aumentar la velocidad del flu- luciones estructurales orientadas a «controlar» un río.
jo del agua con objeto de impedir que alcance la altura de Esas soluciones son caras y a menudo dan una falsa sen-
la inundación. Esto puede implicar simplemente limpiar sación de seguridad a las personas que viven en la llanura
un cauce de obstrucciones o drenar un cauce para hacer- de inundación.
lo más ancho y profundo.
En la actualidad, muchos científicos e ingenieros
Una alteración más radical implica el endereza- defienden un enfoque no estructural para el control de las
miento de un canal mediante la creación de estrangula- inundaciones. Sugieren que una alternativa a los diques ar-
mientos artificiales. La idea es que acortando la corriente, tificiales, las presas y la canalización es el manejo lógico de
aumentan el gradiente y, por tanto, la velocidad. Al au- las llanuras de inundación. Identificando las áreas de alto
mentar la velocidad, el mayor volumen asociado con la riesgo, pueden ejecutarse leyes de zonación apropiadas
inundación puede dispersarse con más rapidez. que reduzcan al mínimo el desarrollo y promuevan un
uso más apropiado de la tierra.
Desde principios de los años treinta, el Cuerpo de
Ingenieros de la Armada ha creado muchos estrangula-

Resumen

• El ciclo hidrológico describe el intercambio continuo de lo, depende de la capacidad de infiltración del suelo. Ini-
agua entre los océanos, la atmósfera y los continentes. cialmente la escorrentía fluye en forma de láminas
Impulsado por la energía procedente del sol, es un sis- delgadas y anchas a través del suelo, en un proceso de-
tema global en el cual la atmósfera proporciona el nominado escorrentía en lámina. Después de una cor-
vínculo entre los océanos y los continentes. Los pro- ta distancia, los hilillos de corriente normalmente se
cesos implicados en el ciclo hidrológico son la precipi- desarrollan y se forman diminutos cauces denomina-
tación, la evaporación, la infiltración (el movimiento del dos acanaladuras.
agua al interior de las rocas o del suelo a través de grie-
tas o poros), la escorrentía (el agua que fluye sobre la • Los factores que determinan la velocidad de una co-
tierra) y la transpiración (la liberación de vapor de agua rriente son el gradiente (pendiente del cauce de la co-
a la atmósfera por las plantas). El agua corriente es el rriente), la sección transversal, el tamaño y la irregulari-
agente más importante que esculpe la superficie terrestre. dad del cauce, y el caudal de la corriente (cantidad de
agua que pasa por un punto dado por unidad de tiem-
• La cantidad de agua que corre por la superficie de la po, que normalmente se mide en metros cúbicos por
tierra, en comparación con la que se hunde en el sue- segundo). Lo más frecuente es que el gradiente y la

476 C A P Í T U L O 1 6 Corrientes de aguas superficiales

irregularidad de una corriente disminuyan pendiente • Aunque existen muchas gradaciones, los dos tipos ge-
abajo, mientras que la anchura, la profundidad, el cau- nerales de valles de corrientes son: (1) los valles estre-
dal y la velocidad aumenten. chos en forma de V, y (2) los valles anchos con fondos pla-
nos. Dado que la actividad dominante es la erosión
• Los dos tipos generales de nivel de base (el menor pun- descendente hacia el nivel de base, los valles estrechos
to al cual una corriente puede erosionar su cauce) son: a menudo contienen cataratas y rápidos. Cuando una
(1) el nivel de base absoluto (nivel del mar), y (2) el nivel corriente ha erosionado su cauce más cerca del nivel
de base temporal o local. Cualquier cambio en el nivel de base, su energía la dirige de un lado al otro, y la
de base hará que la corriente se ajuste y establezca un erosión produce un fondo de valle plano, o llanura de
nuevo equilibrio. La reducción del nivel de base hará inundación. Las corrientes que fluyen sobre las llanu-
que una corriente erosione, mientras que la elevación ras de inundación a menudo se mueven en recodos
del nivel de base provoca la sedimentación de mate- extensos denominados meandros. La formación ge-
rial en el cauce. neralizada de meandros puede provocar segmentos
más cortos del cauce, denominados estrangulamientos
• Las corrientes transportan su carga de sedimento en so- o meandros abandonados, denominados lagos de me-
lución (carga disuelta), en suspensión (carga suspendida) dia luna.
y a lo largo del fondo del cauce (carga de fondo). Gran
parte de la carga disuelta proviene del agua subterránea. • El área de terreno que aporta agua a una corriente se
La mayoría de las corrientes transforman la mayor denomina cuenca de drenaje. Las cuencas de drenaje es-
parte de la carga en suspensión. La carga de fondo se tán separadas por una línea imaginaria denominada di-
mueve sólo de manera intermitente y suele representar visoria. Los modelos de drenaje comunes (la forma de
la menor porción de la carga de una corriente. una red de corrientes) producidos por un canal prin-
cipal y sus afluentes son: (1) dendrítico, (2) radial, (3)
• La capacidad de una corriente para transportar partí- rectangular y (4) red de drenaje enrejada.
culas sólidas se describe utilizando dos criterios: la ca-
pacidad (la carga máxima de partículas sólidas que una • La erosión remontante alarga el curso de la corriente ex-
corriente puede transportar) y la competencia (el tama- tendiendo la cabecera de su valle pendiente arriba.
ño máximo de clasto que una corriente puede trans- Este proceso puede inducir capturas (el desvío del dre-
portar). La competencia aumenta en un valor igual al naje de una corriente por otra). Como consecuencia
cuadrado de la velocidad de la corriente, de modo que de la captura de los ríos pueden aparecer lo que se de-
si la velocidad se duplica, la fuerza del agua se cua- nominan desfiladeros.
druplica.
• Las inundaciones son desencadenadas por lluvias in-
• Las corrientes depositan sedimentos cuando la velo- tensas o por fusión de la nieve, o las dos cosas. A ve-
cidad se ralentiza y la competencia se reduce. Esto ces la interferencia humana puede empeorar o inclu-
provoca una selección, el proceso mediante el cual se so causar inundaciones. Las medidas de control de la
depositan juntas partículas de tamaño semejante. Los inundación son la construcción de diques artificiales
depósitos fluviales se denominan aluviones y pueden y presas, así como la canalización, que puede implicar
aparecer como depósitos de canal denominados ba- la creación de estrangulamientos artificiales. Muchos
rras; como depósitos de llanura de inundación, entre científicos e ingenieros abogan por un enfoque no es-
los que se cuentan los diques naturales, y como deltas o tructural para el control de las inundaciones que im-
abanicos aluviales en las desembocaduras de las co- plican un uso más apropiado de la tierra.
rrientes.

Preguntas de repaso

1. Describa el movimiento del agua a través del ciclo 3. Enumere diversos factores que influyen en la capa-
hidrológico. Una vez que la precipitación ha caído cidad de infiltración.
sobre la tierra, ¿qué vías tiene disponibles?
4. Una corriente se origina a 2.000 metros por encima del
2. Sobre los océanos, la evaporación supera la precipi- nivel del mar y viaja 250 kilómetros hasta el océano.
tación. ¿Por qué no disminuye el nivel del mar? ¿Cuál es su gradiente medio en metros por kilómetro?

Términos fundamentales 477

5. Supongamos que la corriente mencionada en la pre- 14. Describa una situación que podría inducir un cau-
gunta 4 desarrolló una amplia red de meandros de ce de corriente a anastomosarse.
modo que su curso se alargó hasta 500 kilómetros.
Calcule este nuevo gradiente. ¿Cómo afectan los 15. Describa brevemente la formación de un dique na-
meandros al gradiente? tural. ¿Cómo se relaciona esta forma con las ciéna-
gas y los afluentes yazoo?
6. Cuando el caudal de una corriente aumenta, ¿qué
ocurre con la velocidad de la corriente? 16. ¿En qué se parece un delta y un abanico aluvial? ¿En
qué se diferencian?
7. ¿Qué le ocurre normalmente a la anchura y a la pro-
fundidad del cauce, a la velocidad y al caudal desde 17. ¿Por qué un río que fluye a través de un delta aca-
el punto en el que empieza una corriente hasta el ba cambiando su curso?
punto donde acaba? Explique brevemente por qué
tienen lugar esos cambios. 18. ¿Cómo ha contribuido la construcción de diques
artificiales y presas en el río Mississippi y sus afluen-
8. Defina el nivel de base. Nombre el principal río de su tes al encogimiento del delta de Mississippi y sus ex-
área. ¿Para qué corrientes actúa como nivel de base? tensas zonas húmedas (véase Recuadro 16.1)?
¿Cuál es el nivel de base para el río Mississippi?
19. Cada una de las siguientes afirmaciones se refiere a
9. ¿Por qué la mayoría de las corrientes tiene gradien- un modelo de drenaje concreto. Identifíquelo.
tes bajos cerca de sus desembocaduras?
a) Corrientes que divergen de un área alta central
10. Describa tres formas mediante las cuales una co- como un domo
rriente puede erosionar su cauce. ¿Cuál de ellas es
responsable de la creación de marmitas de gigante? b) Modelo ramificado

11. Si fuera a tomar una jarra de agua de una corriente, c) Modelo que se desarrolla cuando el lecho de
¿qué parte de la carga se depositaría en el fondo de roca está entrecruzado por diaclasas y fallas
la jarra? ¿Qué porción quedaría en el agua? ¿Qué
parte de la carga de la corriente probablemente no 20. Describa cómo podría formarse una garganta.
estaría presente en su muestra?
21. Compare las inundaciones regionales y las avenidas.
12. ¿Qué es la velocidad de sedimentación? ¿Qué fac- ¿Qué tipo es el más mortal?
tores influyen en la velocidad de sedimentación?
22. Enumere y describa brevemente tres estrategias bá-
13. Distinga entre capacidad y competencia. sicas de control de inundación. ¿Cuáles son las des-
ventajas de cada una de ellas?

Términos fundamentales

abanico aluvial ciclo hidrológico evapotranspiración modelo dendrítico
acanaladura ciénaga flujo laminar modelo radial
afluente yazoo competencia flujo turbulento modelo rectangular
aluvión corriente antecedente garganta nivel de base
anastomosada corriente en equilibrio gradiente nivel de base absoluto
barra corriente sobreimpuesta infiltración nivel de base local o temporal
barra de meandro cuenca de drenaje intervalo de recurrencia período de retorno
cabecera delta lago de media luna perfil longitudinal
capacidad desembocadura ley de Playfair rápido
capacidad de infiltración dique natural llanura de inundación retroceso de escarpe
captura divisoria marca de meandro saltación
carga de fondo erosión remontante marmita de gigante selección
carga disuelta escorrentía meandro terraza
carga suspendida meandro encajado transpiración
cataratas escorrentía en lámina modelo de red enrejada velocidad de sedimentación
caudal estrangulamiento

478 C A P Í T U L O 1 6 Corrientes de aguas superficiales

Recursos de la web

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CAPÍTULO 17

Aguas subterráneas

Importancia de las aguas Fuentes termales y géiseres
subterráneas
Pozos
Distribución de las aguas
subterráneas Pozos artesianos

El nivel freático Problemas relacionados
con la extracción del agua
Variaciones en el nivel freático subterránea
Interacción entre las aguas subterráneas
Tratamiento del agua subterránea como un
y las aguas corrientes recurso no renovable

Factores que influyen Subsidencia
en el almacenamiento Contaminación salina
y la circulación de las aguas
subterráneas Contaminación del agua subterránea

Porosidad El trabajo geológico del agua
Permeabilidad, acuicluidos y acuíferos subterránea

Circulación de las aguas Cavernas
subterráneas Topografía kárstica

Manantiales o fuentes

479

480 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

En todo el mundo, los pozos y manantiales o fuentes dimento, así como de estrechas diaclasas y fracturas prac-
proporcionan agua para las ciudades, las cosechas, el ticadas en el lecho de roca. En conjunto, todos estos es-
ganado y la industria. En Estados Unidos, el agua sub- pacios constituyen un volumen inmenso. Es en estas pe-
terránea es el origen de alrededor del 40 por ciento del agua queñas aperturas donde se reúne y se mueve el agua
utilizada para todos los fines (excepto la generación de ener- subterránea.
gía hidroeléctrica y el enfriamiento de las centrales eléctricas).
El agua subterránea es el agua potable para más del 50 por Considerando la hidrosfera entera, o toda el agua de
ciento de la población, el 40 por ciento del agua utilizada la Tierra, sólo alrededor de las seis décimas partes del uno
para la irrigación y proporciona más del 25 por ciento de las por ciento aparece bajo tierra. No obstante, este pequeño
necesidades de la industria. En algunas áreas, sin embargo, porcentaje, almacenado en la roca y los sedimentos situa-
el uso abusivo de este recurso básico se ha traducido en es- dos debajo de la superficie terrestre, constituye una enor-
casez de agua, agotamiento de las aguas de escorrentía, sub- me cantidad. Cuando se excluyen los océanos y se consi-
sidencia del terreno, contaminación salina, aumento del cos- deran sólo las fuentes de agua dulce, se pone más de
te de bombeo y contaminación del agua subterránea. manifiesto la importancia de las aguas subterráneas.

Importancia de las aguas En la Tabla 17.1 se muestra la distribución de agua
subterráneas dulce calculada para la hidrosfera. Por supuesto, el mayor
volumen aparece en forma de hielo glaciar. El segundo en
IENCI TIERR Aguas subterráneas la clasificación es el agua subterránea, que constituye más
del 14 por ciento del total. Sin embargo, cuando se excluye
▲ Importancia y distribución el hielo y se considera sólo el agua líquida, más del 94 por
de las aguas subterráneas ciento de toda el agua dulce es agua subterránea. No cabe
AS DE LA duda de que el agua subterránea representa el mayor depósito
de agua dulce que resulta fácilmente asequible a los seres hu-
El agua subterránea es uno de nuestros recursos más va- manos. Su valor en términos de economía y de bienestar
humano es incalculable.
liosos y asequibles, aunque nuestras percepciones con res-
Desde un punto de vista geológico, el agua subte-
pecto al ambiente subsuperficial del que procede son a rránea es importante como agente erosivo. La acción di-
solvente del agua subterránea va minando lentamente las
menudo poco claras e incorrectas. La razón para ello es rocas solubles como la caliza, permitiendo la formación de
depresiones superficiales denominadas dolinas, así como
que el ambiente de las aguas subterráneas está muy ocul- la creación de cavernas subterráneas. El agua subterránea
es también un compensador del flujo de escorrentía. Gran
to a la vista, excepto en las cavernas y las minas, y las im- parte del agua que fluye en los ríos no procede directa-
mente de la lluvia y de la fusión de la nieve. Más bien, un
presiones que tenemos de esas aperturas subsuperficiales gran porcentaje de la precipitación se infiltra y luego se
desplaza lentamente bajo tierra hasta las corrientes en-
son engañosas. La observación de la superficie de la Tie- cauzadas. El agua subterránea es, pues, una forma de al-
macenamiento que mantiene las corrientes fluviales du-
rra da la impresión de que el planeta es «sólido». Esta opi- rante los períodos de ausencia de precipitaciones. La
información de la Tabla 17.1 refuerza este dato. Vemos
nión se mantiene cuando entramos en una caverna y ve-

mos el agua fluir en un cauce que parece haber sido

excavado en una roca sólida.

Debido a esas observaciones, muchas personas cre-

en que el agua subterránea aparece sólo en «ríos» debajo

de la tierra. En realidad, la mayor parte del ambiente sub-

superficial no es «sólido» en absoluto. Consta de incon-

tables poros diminutos entre los granos de suelo y de se-

Tabla 17.1 Agua dulce de la hidrosfera

Partes de la hidrosfera Volumen de Porción de Tasa
agua dulce volumen total de intercambio
de agua dulce (%)
(km3) del agua
84,945
Casquetes polares y glaciares 24.000.000 14,158 8.000 años
Aguas subterráneas 4.000.000 280 años
Lagos y embalses 155.000 0,549 7 años
Humedad del suelo 83.000 0,294 1 año
Vapor de agua en la atmósfera 14.000 0,049 9,9 días
Agua de los ríos 1.200 0,004 11,3 días
100,000
Total 28.253.200

Fuente: U.S. Geological Survey Water Supply Paper 2220, 1987.

El nivel freático 481

que la tasa de intercambio del agua subterránea es de 280 hacia arriba desde el nivel freático se encuentra la fran-
años. Esta cifra representa el tiempo necesario para susti- ja capilar (capillus ϭ cabello), en la cual el agua subte-
tuir el agua ahora almacenada bajo tierra. Por el contra- rránea es mantenida por la tensión superficial en dimi-
rio, la tasa de intercambio para los ríos es tan sólo ligera- nutos conductos comprendidos entre los granos de suelo
mente superior a 11 días: si se cortara el suministro de o de sedimento. El área situada por encima del nivel fre-
agua subterránea a un río y no lloviera, aquél se secaría en ático que abarca la franja capilar y el cinturón de hume-
tan sólo 11 días. Por tanto, el agua que fluye en un río du- dad del suelo se denomina zona de aireación. Aunque
rante un período seco constituye lluvia que cayó en algún puede haber una cantidad considerable de agua en la zona
momento anterior y se almacenó bajo tierra. de aireación, esta agua no puede ser bombeada por los
pozos porque está demasiado aferrada a la roca y las par-
Distribución de las aguas tículas sólidas. Por el contrario, por debajo del nivel fre-
subterráneas ático, la presión del agua es lo bastante grande como para
permitir que el agua entre en los pozos, permitiendo así
Aguas subterráneas que el agua subterránea pueda sacarse para su uso. Exa-
minaremos con más detalle los pozos en otra sección del
capítulo.
IENCI
IENCI
TIERR
TIERR
▲
▲
AS DE LA Importancia y distribución
de las aguas subterráneas

Cuando llueve, parte del agua discurre por la superficie, El nivel freático

parte se evapora y el resto se infiltra en el terreno. Esta

última vía es la fuente primaria de prácticamente toda Aguas subterráneas

el agua subterránea. La cantidad de agua que sigue cada Importancia y distribución
de las aguas subterráneas
uno de esos caminos, sin embargo, varía mucho en fun- AS DE LA

ción del tiempo y del espacio. Los factores que influyen El nivel freático, el límite superior de la zona de satura-

en esta variación son lo fuerte de la pendiente, la natu- ción, es un elemento muy significativo del sistema de

raleza del material, la intensidad de la lluvia, y el tipo y aguas subterráneas. El nivel freático es importante para

cantidad de vegetación. Densas lluvias que caen sobre predecir la productividad de los pozos y explicar los cam-

pendientes abruptas donde las capas suprayacentes es- bios de flujo de las corrientes y los manantiales, justifi-

tán compuestas de materiales impermeables provocarán cando las fluctuaciones del nivel de los lagos.

obviamente un elevado porcentaje de agua de escorren-

tía. A la inversa, si la lluvia cae de manera suave y uni-

forme sobre pendientes más graduales compuestas por Variaciones en el nivel freático

materiales que son fácilmente penetrados por el agua, La profundidad del nivel freático es muy variable y pue-
de oscilar entre cero, cuando se sitúa en la superficie, y
un porcentaje mucho mayor del agua se infiltrará en el centenares de metros en algunos lugares. Una caracterís-
tica importante del nivel freático es que su configuración
suelo. varía según las estaciones y de un año a otro, porque la
adición de agua al sistema de aguas subterráneas está es-
Algo del agua que se infiltra no viaja muy lejos, por- trechamente relacionada con la cantidad, la distribución
y la frecuencia de las precipitaciones. Excepto cuando el
que es retenida por atracción molecular como una capa su- nivel freático se sitúa en la superficie, no podemos obser-
varlo directamente. Sin embargo, su elevación puede car-
perficial sobre las partículas sólidas. Esta zona cercana a tografiarse y estudiarse en detalle allí donde los pozos son
numerosos porque el nivel del agua en los pozos coincide
la superficie se denomina cinturón de humedad del sue- con el nivel freático (Figura 17.2). Estos mapas revelan
que el nivel freático raramente es horizontal, como cabría
lo. Está surcada por raíces, los vacíos que quedaron en el esperar. En cambio, su forma suele ser una réplica suavi-
zada de la topografía superficial, alcanzando sus mayores
lugar de las raíces desintegradas y las madrigueras y los tú- elevaciones debajo de las colinas y luego descendiendo
hacia los valles (Figura 17.1). En las zonas pantanosas, el
neles de las lombrices, que aumentan la infiltración del nivel freático coincide precisamente con la superficie. La-
gos y corrientes de agua ocupan generalmente áreas lo
agua de lluvia en el suelo. Las plantas utilizan el agua del

suelo en las funciones vitales y la transpiración. Una par-

te de agua también se evapora directamente y regresa a la

atmósfera.

El agua que no es retenida como humedad del sue-

lo percola hacia abajo hasta que alcanza una zona donde

todos los espacios libres del sedimento y la roca están

completamente llenos de agua (Figura 17.1). Ésta es la

zona de saturación. El agua situada en el interior se de-

nomina agua subterránea. El límite superior de esta

zona se conoce como el nivel freático. Extendiéndose

482 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Humedad del suelo

Cinturón
intermedio

Zona de
aireación

Franja capilar Nivel freático

Zona de
saturación

Agua subterránea

Corriente

Pozo

Nivel freático
normal

Nivel freático
durante época

de sequía

▲ Figura 17.1 Distribución del agua subterránea. La forma del nivel freático suele ser una réplica suavizada de la topografía superficial.
Durante los períodos de sequía, el nivel freático desciende, reduciendo el flujo de corriente y secando algunos pozos.

bastante bajas como para que el nivel freático esté por en- bido a ello, el agua tiende a «apilarse» debajo de las áreas
cima de la superficie del terreno. altas entre valles de corrientes fluviales. Si la lluvia cesara
por completo, estas «colinas» de agua freática se hundirí-
Varios factores contribuyen a la irregularidad super- an lentamente y se aproximarían de manera gradual al ni-
ficial del nivel freático. Una influencia importante es el he- vel de los valles. Sin embargo, se suele añadir nuevo su-
cho de que el agua subterránea se desplaza muy despacio ministro de agua de lluvia con la suficiente frecuencia
y a velocidades variables bajo diferentes condiciones. De-

El nivel freático 483

138,47 152,31 través del cauce de la corriente. Este tipo de corrientes se
131,42 145,03 denominan efluentes (Figura 17.3A). Para que eso suce-
da, la elevación del nivel freático debe ser mayor que el ni-
132,21 vel de la superficie de la corriente. Las corrientes pueden
perder agua hacia el sistema de aguas subterráneas por la
126,78 137,90 salida de agua a través del lecho de la corriente. En esta
situación se emplea el término influente (Figura 17.3B,
121,34 128,37 C). Cuando eso sucede, la elevación del nivel freático debe
A. ser inferior a la superficie de la corriente. La tercera po-
sibilidad es una combinación de las dos primeras: una co-
138,47 152,31 rriente recibe aportaciones de agua en algunas secciones
131,42 150 y pierde agua en otras.

145,03 Las corrientes influentes pueden estar conectados al
sistema de aguas subterráneas por una zona saturada con-
140 tinua o pueden estar desconectados de ese sistema por una

126,78 132,21 137,90
130

120 121,34 128,37
B. EXPLICACIÓN

Localización de un pozo y altitud del nivel freático Nivel freático
por encima del nivel del mar, en metros

120 El contorno muestra la altitud del nivel freático,
intervalo del contorno 3 metros

Línea de flujo del agua subterránea A. Efluente

▲ Figura 17.2 Preparación de un mapa del nivel freático. El nivel Nivel freático Zona de
del agua de los pozos coincide con el nivel freático. A. En primer B. Influente (conectado) aireación
lugar, se sitúan en un mapa las localizaciones de los pozos y la
elevación del nivel freático por encima del nivel del mar. B. Estos
puntos se utilizan para trazar las líneas de contorno del nivel
freático a intervalos regulares. En este mapa de muestra el intervalo
es de 3 metros. Las líneas de flujo del agua subterránea pueden
añadirse para mostrar el movimiento del agua en la parte superior
de la zona de saturación. El agua subterránea tiende a moverse
más o menos perpendicularmente a los contornos, descendiendo
por la pendiente del nivel freático. (Tomado del U. S. Geological
Survey.)

como para evitar esto. No obstante, en época de mucha se- Nivel freático Zona de
quía (véase Recuadro 17.1), el nivel freático puede descen- aireación
der lo suficiente como para secar los pozos poco profun-
dos (Figura 17.1). Otras causas de la falta de uniformidad C. Influente (desconectado)
del nivel freático son las variaciones de precipitación y
permeabilidad de un lugar a otro. ▲ Figura 17.3 Interacción entre el sistema de aguas subterráneas
y las corrientes de aguas superficiales. A. Las corrientes efluentes
Interacción entre las aguas subterráneas reciben agua del sistema de aguas subterráneas. B. Las corrientes
y las aguas corrientes influentes pierden agua hacia el sistema de aguas subterráneas.
C. Cuando una zona de aireación separa las corrientes influentes del
La interacción entre el sistema de aguas subterráneas y las sistema de aguas subterráneas, puede formarse una protuberancia
aguas corrientes es un eslabón básico del ciclo hidrológi- en el nivel freático. (Tomado del U. S. Geological Survey.)
co. Puede producirse de tres maneras. Las corrientes pue-
den recibir agua de la aportación de aguas subterráneas a

484 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Recuadro 17.1 La Tierra como sistema▲

El impacto de la sequía en el sistema hidrológico*

La sequía es un período de tiempo anor- meteorológicas predominantes, las carac- hidrológica (Figura 17.A). Cuando la se-
malmente seco que persiste lo suficiente terísticas biológicas de la planta en par- quía meteorológica empieza, el sector
como para producir un desequilibrio hi- ticular, su estadio de crecimiento y las di- agrícola suele ser el primer afectado, de-
drológico significativo, como daños en las ferentes propiedades del suelo. La sequía bido a su gran dependencia de la hume-
cosechas o restricciones en el suministro hidrológica se refiere a las carencias en el dad del suelo. La humedad del suelo se
de agua. La gravedad de la sequía depen- suministro de agua superficial y subsu- reduce rápidamente durante períodos lar-
de del grado de carencia de humedad, su perficial. Se mide como niveles de circu- gos de sequía. Si persiste la carencia de
duración y el tamaño de la zona afectada. lación del agua, de lagos, de embalses y de precipitaciones, quienes dependen de los
aguas subterráneas. Hay un vacío tempo- ríos, los embalses, los lagos y las aguas
Aunque los desastres naturales como ral entre el inicio de las condiciones secas subterráneas pueden quedar afectados.
las inundaciones y los huracanes suelen y una caída del nivel de circulación del
generar más atención, los períodos de se- agua, o la disminución de los niveles de Cuando la precipitación vuelve a los
quía pueden ser igual de devastadores y los lagos, los embalses y las aguas subte- niveles normales, la sequía meteorológi-
tener un precio más alto. De media, los rráneas. Por tanto, las mediciones hidro- ca llega a su fin. Primero se repone la hu-
períodos de sequía cuestan a Estados Uni- lógicas no son los primeros indicadores medad del suelo, luego la circulación del
dos entre 6.000 y 8.000 millones de dó- de sequía. La sequía socioeconómica es un agua, los embalses y lagos, y, por último,
lares anuales, mientras que las inundacio- reflejo de lo que sucede cuando una res- las aguas subterráneas. Por tanto, los im-
nes cuestan 2.400 millones de dólares y tricción física de agua afecta a las perso- pactos de la sequía pueden disminuir rá-
los huracanes, entre 1.200 y 4.800 millo- nas. La sequía socioeconómica se produce pidamente en el sector agrícola gracias a
nes de dólares. Se calculó que las pérdidas cuando la demanda de un bien económi- la dependencia de la humedad del suelo,
económicas directas causadas por un pe- co excede la oferta como consecuencia de pero pueden alargarse durante meses o
ríodo de sequía en 1988 ascendieron a una disminución del suministro de agua. años en otros sectores que dependen de
40.000 millones de dólares. Por ejemplo, la sequía puede provocar los suministros almacenados de agua su-
una disminución significativa de la pro- perficial o subsuperficial. Los usuarios de
La sequía se distingue de otros peli- ducción de energía hidroeléctrica, que, a las aguas subterráneas, que suelen ser los
gros naturales de manera diferente. En su vez, puede precisar de la transforma- últimos afectados tras el inicio de la se-
primer lugar, se produce de una manera ción a combustibles fósiles más caros o quía meteorológica, también pueden ser
gradual, «progresiva», lo cual dificulta la recortes significativos de energía.
determinación del principio y el final del * Basado en parte en el material preparado por el
fenómeno. Los efectos de la sequía se Hay una serie de impactos asociados
acumulan lentamente durante un largo con la sequía meteorológica, agrícola e Centro Americano de Mitigación de la Sequía
período de tiempo y a veces duran años (http://drought.unl.edu).
hasta que la sequía termina. En segundo
lugar, no existe una definición precisa y Carencia de precipitaciones Sequía
universalmente aceptada de sequía. Eso se (provoca una reducción de la escorrentía y la infiltración) meteorológica
añade a la confusión de si realmente se
está produciendo sequía o no y, en caso Tiempo Carencia de humedad en el suelo Sequía
afirmativo, cuál es su gravedad. En tercer (provoca una baja producción de cosechas) agrícola
lugar, la sequía raramente produce daños
estructurales; por tanto, sus efectos so- Disminución de la circulación del agua, de la aportación de Sequía
ciales y económicos son menos evidentes agua a los embalses y los lagos; descenso del nivel freático: hidrológica
que los daños provocados por otros de-
sastres naturales. reducción de las zonas húmedas (provoca una reducción
del suministro doméstico de agua y el hábitat natural)
Las definiciones reflejan cuatro apro-
ximaciones básicas para medir la sequía: la ▲ Figura 17.A Secuencia de los impactos de la sequía. Después del comienzo de la
meteorológica, la agrícola, la hidrológica sequía meteorológica, la agricultura es la primera afectada, seguida de las reducciones de
y la socioeconómica. La sequía meteoroló- la circulación del agua y los niveles hidrológicos de los lagos, los embalses y las aguas
gica está relacionada con el grado de se- subterráneas. Al terminar la sequía meteorológica, la sequía agrícola acaba cuando se
quedad según la desviación de las preci- repone la humedad del suelo. La sequía hidrológica tarda un tiempo considerablemente
pitaciones de los valores normales y la mayor en acabar.
duración del período seco. La sequía agrí-
cola suele enlazarse a un déficit de hume-
dad del suelo. La necesidad hidrológica de
una planta depende de las condiciones

Factores que influyen en el almacenamiento y la circulación de las aguas subterráneas 485

los últimos en volver a los niveles hidro- Los impactos sufridos a causa de la se- crecimiento de la población y las migra-
lógicos normales. La duración del perío- quía son producto del acontecimiento ciones regionales, cabe esperar que en el
do de recuperación depende de la inten- meteorológico, así como de la vulnerabi- futuro las sequías produzcan mayores im-
sidad de la sequía meteorológica, su lidad social a períodos de carencia de pre- pactos, haya o no un aumento de la fre-
duración y la cantidad de precipitación cipitaciones. Dado que la demanda de cuencia o la intensidad de la sequía me-
recibida al finalizar la sequía. agua aumenta como consecuencia del teorológica.

zona no saturada. Comparemos las partes B y C de la Fi- a menudo se denominan poros. La cantidad de agua sub-
gura 17.3. Cuando la corriente está desconectada, el nivel terránea que puede almacenarse depende de la porosidad
freático tiene un abultamiento apreciable por debajo de la del material, que se define como el porcentaje del volu-
corriente si la velocidad del movimiento del agua a través men total de roca o de sedimento formado por poros. Los
del cauce y la zona de aireación es mayor que la velocidad huecos son con frecuencia espacios que quedan entre las
a la que las aguas subterráneas se apartan del abultamiento. partículas sedimentarias, pero también son comunes las
diaclasas, las fallas, las cavidades formadas por disolución
En algunos lugares, una corriente puede ser siempre de la roca soluble, como la caliza, y las vesículas (vacíos de-
efluente o influente. Sin embargo, en muchas situaciones jados por los gases que escapan de la lava).
la dirección del flujo puede variar mucho a lo largo de la
corriente; algunas secciones reciben agua subterránea y Las variaciones de porosidad pueden ser grandes. El
otras secciones pierden agua hacia el sistema de aguas sedimento es a menudo bastante poroso y los espacios
subterráneas. Además, la dirección de la corriente puede abiertos pueden ocupar entre el 10 y el 50 por ciento del
cambiar durante un intervalo corto de tiempo como con- volumen total del sedimento. El espacio poroso depende
secuencia de tormentas, que añaden agua cerca de la ori- del tamaño y la forma de los granos, de cómo están em-
lla de la corriente o cuando inundaciones instantáneas paquetados, del grado de selección y, en las rocas sedi-
temporales descienden por el canal. mentarias, de la cantidad de material cementante. Por
ejemplo, la arcilla puede tener una porosidad de hasta un
Las aguas subterráneas contribuyen a las corrientes 50 por ciento, mientras que algunas gravas pueden tener
en la mayoría de los contextos geológicos y climáticos. In- sólo un 20 por ciento de huecos.
cluso cuando las corrientes principalmente pierden agua
hacia el sistema de aguas subterráneas, determinadas sec- Cuando se mezclan sedimentos de diversos tama-
ciones pueden recibir aportación de agua subterránea du- ños, la porosidad se reduce porque las partículas más fi-
rante algunas estaciones. En un estudio de 54 corrientes nas tienden a llenar las aperturas entre los granos más
de todas las partes de Estados Unidos, el análisis indicaba grandes. La mayoría de las rocas ígneas y metamórficas,
que el 52 por ciento del caudal era aportado por las aguas así como algunas rocas sedimentarias, están compuestas
subterráneas. La aportación de las aguas subterráneas os- por cristales muy unidos, de manera que los huecos entre
cilaba entre un mínimo del 14 por ciento a un máximo del los granos pueden ser despreciables. En estas rocas, las
90 por ciento. fracturas proporcionan la porosidad.

Factores que influyen Permeabilidad, acuicluidos y acuíferos
en el almacenamiento y la circulación
de las aguas subterráneas La porosidad, por sí sola, no puede medir la capacidad de
un material para suministrar agua subterránea. La roca o
La naturaleza de los materiales subsuperficiales influye el sedimento pueden ser muy porosos, pero no permitir el
mucho en la velocidad del movimiento del agua subterrá- movimiento del agua a través de ellos. Los poros deben es-
nea y en la cantidad de agua subterránea que puede alma- tar conectados para permitir el flujo de agua, y deben ser lo
cenarse. Dos factores son especialmente importantes: la bastante grandes para permitirlo. Por tanto, la permeabi-
porosidad y la permeabilidad. lidad (permeare ϭ penetrar) de un material, su capacidad
para transmitir un fluido, es también muy importante.
Porosidad
El agua subterránea se mueve serpenteando y gi-
El agua empapa el terreno porque el lecho de roca, el se- rando a través de pequeñas aperturas interconectadas.
dimento y el suelo contienen innumerables huecos o aper- Cuanto menores sean los espacios porosos más lento será
turas. Estas aperturas son similares a las de una esponja y el movimiento del agua. Esta idea queda claramente ilus-
trada al examinar la información sobre el potencial de su-
ministro de agua de diferentes materiales que se muestran

486 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Tabla 17.2 Valores seleccionados de porosidad, rendimiento específico y retención específica*

Material Porosidad Porosidad Retención
eficaz específica

Suelo 55 40 15
Arcilla 50 2 48
Arena 25
Grava 20 22 3
Caliza 20 19 1
Arenisca (semiconsolidada) 11 18 2
Granito 5
Basalto (fresco) 0,1 6 0,01
11 0,09 3
8

*Los valores se dan en porcentaje por volumen.
Fuente: U.S. Geological Survey Water Supply Paper 2220, 1987.

en la Tabla 17.2, en la que el agua subterránea se divide terránea en los espacios porosos y las fracturas que que-
en dos categorías: (1) la porción que drenará bajo la in- dan en las rocas y sedimentos. Por tanto, al contrario de
fluencia de la gravedad (denominada porosidad eficaz), y cualquier impresión de flujo rápido que un río subterrá-
(2) la parte que es retenida a modo de película sobre las neo pueda evocar, el movimiento de la mayor parte del
superficies de las partículas y las rocas y en diminutas agua subterránea es extraordinariamente lento, de poro a
aperturas (denominada retención específica). La porosidad poro. Por extraordinariamente lento entendemos veloci-
eficaz indica cuánta agua es realmente asequible para su dades típicas de unos pocos centímetros al día.
uso, mientras que la retención específica indica cuánta
agua permanece unida al material. Por ejemplo, la capa- La energía que hace moverse el agua subterránea la
cidad de la arcilla para almacenar agua es grande debido proporciona la fuerza de la gravedad. En respuesta a la
a su gran porosidad, pero sus espacios porosos son tan pe- gravedad, el agua se mueve desde áreas donde el nivel fre-
queños que el agua es incapaz de moverse a través de ellos. ático es elevado a zonas donde éste es bajo. Esto significa
Por tanto, la porosidad de la arcilla es grande, pero, debi- que el agua tiende hacia un cauce de corriente, lago o ma-
do a su baja permeabilidad, la arcilla tiene un rendimien- nantial. Aunque algo del agua tome el camino más direc-
to específico muy bajo. to hacia debajo de la pendiente del nivel freático, gran par-
te sigue caminos curvos, largos, hacia la zona de descarga.
Los estratos impermeables que obstaculizan o im-
piden el movimiento del agua se denominan acuicludos. En la Figura 17.4 se muestra cómo percola el agua
La arcilla es un buen ejemplo. Por otro lado, las partícu- en una corriente desde todas las posibles direcciones. Al-
las más grandes, como la arena o la grava, tienen espacios gunas trayectorias retornan hacia arriba, según parece en
porosos mayores. Por consiguiente, el agua se mueve con contra de la fuerza de la gravedad, y entran por el fondo
relativa facilidad. Los estratos de roca o sedimentos per- del cauce. Esto se explica fácilmente: cuanto mayor sea la
meables que transmiten libremente el agua subterránea se profundidad en la zona de saturación, mayor será la pre-
denominan acuíferos (aqua ϭ agua; fer ϭ transportar). sión del agua. Por tanto, los recovecos seguidos por el
Las arenas y las gravas son ejemplos comunes.
Nivel freático
En resumen, hemos visto que la porosidad no siem-
pre es una guía fiable de la cantidad de agua subterránea Corriente
que puede producirse y que la permeabilidad es impor-
tante para determinar la velocidad de movimiento del ▲ Figura 17.4 Las flechas indican el movimiento del agua
agua subterránea y la cantidad de agua que podría bom- subterránea a través de material uniformemente permeable. Se
bearse desde un pozo. puede pensar en los serpenteos que sigue el agua como el
compromiso entre el empuje descendente de la gravedad y la
Circulación de las aguas subterráneas tendencia del agua a moverse hacia zonas de presión reducida.

Ya hemos comentado el concepto erróneo común de que
el agua subterránea aparece en ríos subterráneos pareci-
dos a las corrientes de agua superficiales. Aunque existen
ríos subterráneos, no son frecuentes. En cambio, como
aprendimos en las secciones precedentes, existe agua sub-

Manantiales o fuentes 487

agua en la zona saturada pueden considerarse como un dad del flujo a través de tubos llenos de sedimentos incli-
compromiso entre el empuje hacia abajo de la gravedad y nados a varios ángulos. Descubrió que la velocidad del flu-
la tendencia del agua a desplazarse hacia áreas de presión jo variaba con la permeabilidad del sedimento: las aguas
reducida. Como consecuencia, a cualquier altura dada, el subterráneas fluyen con mayor velocidad a través de los se-
agua está bajo una presión mayor debajo de una colina que dimentos con una mayor permeabilidad que a través de los
debajo de un cauce de corriente, y el agua tiende a migrar materiales con una permeabilidad menor. Este factor es
hacia los puntos de menor presión. conocido como conductividad hidráulica y es un coefi-
ciente que tiene en cuenta la permeabilidad del acuífero y
Los conceptos modernos de la circulación del agua la viscosidad del fluido.
subterránea fueron formulados a mediados del siglo XIX
con el trabajo del ingeniero francés Henri Darcy. Du- Para determinar el caudal (Q), es decir, el volumen
rante este período, Darcy realizó mediciones y llevó a real de agua que fluye a través de un acuífero en un mo-
cabo experimentos en un intento de determinar si las mento determinado, se utiliza la siguiente ecuación:
necesidades hídricas de la ciudad de Dijon, en el centro
oriental de Francia, podían satisfacerse con la explota- Q ϭ ᎏK A(h1ᎏϪ h2)
ción de las aguas subterráneas de la zona. Entre los ex- d
perimentos realizados por Darcy hubo uno en el que se
demostró que la velocidad del flujo de las aguas subte- donde ᎏh1 Ϫᎏh2 es el gradiente hidráulico. K es el coefi-
rráneas es proporcional a la pendiente del nivel freático: d
cuanto más inclinada es la pendiente, más rápido es el
movimiento del agua (ya que, cuanto más inclinada es la ciente que representa la conductividad hidráulica y A es el
pendiente, mayor es la diferencia de presión entre dos área transversal del acuífero. Esta expresión se ha denomi-
puntos). La pendiente del nivel freático es conocida como nado ley de Darcy en honor al científico pionero francés.
gradiente hidráulico y puede expresarse de la siguiente
manera: ?A VECES LOS ALUMNOS
P R E G U N TA N
Gradiente hidráulico ϭ ᎏh1 Ϫᎏh2
d ¿Hay alguna manera de medir directamente la

donde h1 es la elevación de un punto sobre el nivel freá- velocidad de movimiento de las aguas subterráneas
tico, h2 la elevación de un segundo punto, y d es la dis-
tancia horizontal entre ambos puntos (Figura 17.5). en un acuífero?

Darcy también experimentó con diferentes mate- Sí. En un método muy sencillo, se introduce un colorante en
riales como arena gruesa y arena fina, midiendo la veloci- un pozo y se mide el tiempo hasta que el agente colorante
aparece en otro pozo a una distancia conocida del primero.
Con experimentos de este tipo se ha demostrado que la ve-
locidad del movimiento de las aguas subterráneas es muy va-
riable. Una velocidad típica de muchos acuíferos es de alre-
dedor de 15 metros anuales (unos 4 centímetros diarios),
pero se han medido velocidades más de 15 veces superiores
a esta cifra en materiales excepcionalmente permeables.

Pozos Manantiales o fuentes
h1
h1 – h2 IENCI TIERR Aguas subterráneas
d h2
▲ Manantiales o fuentes y pozos

AS DE LA

Nivel freático Los manantiales han despertado la curiosidad y maravi-

h1 – h2 llado a los seres humanos durante miles de años. El hecho
d
Gradiente hidráulico = de que los manantiales fueran, y para algunas personas to-

▲ Figura 17.5 El gradiente hidráulico se determina midiendo la davía sean, fenómenos bastante misteriosos, no es difícil

diferencia de elevación entre dos puntos del nivel freático (h1 – h2) de entender, porque se trata de agua que fluye libremen-
dividida por la distancia entre ellos, d. Los pozos se utilizan para
te desde el terreno en todo tipo de climas en una cantidad
determinar la altura del nivel freático.
aparentemente inagotable, pero sin un origen obvio.

488 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Sólo a mediados del siglo XVII, el físico francés Pie- Fuentes termales y géiseres
rre Perrault, invalidó la antigua suposición de que la pre-
cipitación no podía explicar de manera adecuada la canti- Por definición, el agua de una fuente termal está entre
dad de agua que manaba de los manantiales y fluía a los 6 y 9 °C más caliente que la temperatura media anual
ríos. Durante varios años, Perrault calculó la cantidad de del aire para las localidades donde aparece. Sólo en Es-
agua que cayó en la cuenca del río Sena. Calculó luego la tados Unidos, hay más de 1.000 de estas fuentes (Figu-
escorrentía anual media midiendo el caudal del río. Des- ra 17.7).
pués de tener en cuenta la pérdida de agua por evapora-
ción, demostró que quedaba suficiente agua para alimen- Las temperaturas de las minas profundas y de los po-
tar los manantiales. Gracias a los esfuerzos pioneros de zos petrolíferos normalmente se elevan, al aumentar la
Perrault y a las determinaciones realizadas por muchos profundidad, una media de unos 2 °C cada 100 metros.
después de él, sabemos ahora que el origen de los ma- Por consiguiente, cuando el agua subterránea circula a
nantiales es el agua procedente de la zona de saturación y grandes profundidades, se calienta. Si se eleva a la super-
que el origen de esta agua son las precipitaciones. ficie, el agua puede emerger como una fuente termal. El
agua de algunas fuentes termales del este de Estados Uni-
Cuando el nivel freático intersecta la superficie te- dos se calienta de esta manera. Sin embargo, la gran ma-
rrestre, se produce un flujo natural de salida del agua subte- yoría (más del 95 por ciento) de las fuentes termales (y géi-
rránea, que se denomina manantial o fuente. Los manan- seres) de Estados Unidos se encuentra en el oeste (Figura
tiales se forman cuando un acuicluido detiene la circulación 17.7). La razón para esta distribución es que la fuente de
descendente del agua subterránea y la obliga a moverse la- calor de la mayoría de las fuentes termales es el enfria-
teralmente. Allí donde aflora un estrato permeable, apare- miento de las rocas ígneas, y es en el oeste donde la acti-
ce un manantial. Otra situación que lleva a la formación de vidad ígnea se produjo más recientemente.
una fuente es la ilustrada en la Figura 17.6. Aquí, un acui-
cluido se sitúa por encima del nivel freático principal. Con- Los géiseres son fuentes termales intermitentes en
forme el agua se filtra hacia abajo, una porción de ella es in- las cuales las columnas de agua son expulsadas con gran
terceptada por el acuicluido, creando así una zona local de fuerza a diversos intervalos, alcanzando a menudo 30-60
saturación y un nivel freático colgado. metros en el aire. Después de cesar el chorro de agua, se
lanza una columna de vapor normalmente con un rugido
Los manantiales, sin embargo, no están confinados atronador. Quizá el géiser más famoso del mundo es el
a lugares donde un nivel freático colgado crea un flujo ha- Old Faithful del Parque Nacional Yellowstone, que hace
cia la superficie. Muchas situaciones geológicas llevan a la erupción aproximadamente una vez por hora. La gran
formación de manantiales porque las condiciones subte- abundancia, diversidad y naturaleza espectacular de los
rráneas varían mucho de un lugar a otro. Incluso en áreas géiseres de Yellowstone y otras características térmicas
donde las capas subyacentes son rocas cristalinas imper- fueron indudablemente la razón principal para que se con-
meables, pueden existir zonas permeables en forma de virtiera en el primer parque nacional de Estados Unidos.
fracturas o canales de disolución. Si estas aperturas se lle- También se encuentran géiseres en otras partes del mun-
nan con agua y hacen intersección con la superficie de te- do, sobre todo en Nueva Zelanda e Islandia. De hecho, la
rreno a lo largo de una pendiente, se producirá un ma- palabra islandesa geysa, que significa salir a chorros, nos
nantial. proporcionó el nombre de «géiser».

▲ Figura 17.6 Cuando un acuicluido está
situado por encima del nivel freático
principal, puede producirse una zona de Nivel freático Manantial
saturación localizada. Donde el nivel colgado
freático colgado hace intersección con la Pozo
ladera del valle, fluye un manantial. El nivel productor
freático colgado también hizo que el pozo
de la derecha diera agua, mientras que el
de la izquierda no producirá agua a menos
que sea perforado a una mayor
profundidad.

Pozo no Acuicludo
productor

Nivel freático principal

▲ Fuentes termales y géiseres 489

Figura 17.7 Distribución de las fuentes
termales y de los géiseres en Estados
Unidos. Obsérvese la concentración en el
oeste, donde la actividad ígnea ha sido más
reciente. (De G. A. Waring, U. S. Geological
Survey Professional Paper 492, 1965.)

0 400 mi
0 400 km

Los géiseres aparecen donde existen extensas cáma- Los depósitos de las fuentes termales Mammoth del
ras subterráneas dentro de las rocas ígneas calientes. En Parque Nacional Yellowstone son más espectaculares que
la Figura 17.8 se muestra cómo funcionan. Cuando agua la mayoría. Conforme el agua caliente fluye hacia arriba
subterránea relativamente fría entra en las cámaras, se ca- a través de una serie de canales y luego a la superficie, la
lienta gracias a la roca circundante. En el fondo de las cá- presión reducida permite que se separe el dióxido de car-
maras, el agua está bajo una gran presión debido al peso bono y escape del agua. La pérdida del dióxido de carbo-
del agua suprayacente. Esta gran presión evita que el agua no hace que el agua se sobresature con carbonato cálcico,
hierva a la temperatura superficial normal de 100 °C. Por que entonces precipita. Además de contener sílice y car-
ejemplo, el agua del fondo de una cámara llena de agua si- bonato cálcico disueltos, algunas fuentes termales contie-
tuada a 300 metros debe alcanzar casi 230 °C antes de her- nen azufre, que proporciona al agua un mal sabor y un
vir. El calentamiento hace que el agua se expanda, con el olor desagradable. Indudablemente la fuente Rotten Egg
resultado de que algo del agua se ve forzado a salir a la su- (huevo podrido) de Nevada es de este tipo.
perficie. Esta pérdida de agua reduce la presión de la que
queda en la cámara, lo que reduce el punto de ebullición. ?A VECES LOS ALUMNOS
Una porción del agua que hay en profundidad dentro de P R E G U N TA N
la cámara se convierte rápidamente en vapor y el géiser
entra en erupción (Figura 17.8). Después de la erupción, Sé que Old Faithful, en el Parque Nacional
agua subterránea fría vuelve a entrar en la cámara y el ci-
clo vuelve a empezar. Yellowstone, es el géiser más famoso. ¿Es el más

Cuando el agua subterránea de las fuentes terma- grande?
les y los géiseres fluye hacia fuera en la superficie, el
material en solución suele precipitar, produciendo una No. Parece que esa distinción pertenece al géiser Steambo-
acumulación de roca sedimentaria química. El material at de Yellowstone, al menos si utilizamos la palabra «grande»
depositado en cualquier lugar determinado refleja ha- con el significado de «alto». Durante una erupción grande,
bitualmente la composición química de la roca a través el géiser Steamboat puede expulsar chorros de agua de 90
de la cual el agua circuló. Cuando el agua contiene sí- metros de altura durante hasta 40 minutos. Después de esta
lice disuelta, se deposita alrededor de la fuente un ma- fase de agua, en la fase de vapor se producen potentes expul-
terial denominado geiserita. Cuando el agua contiene siones de nubes calientes que se elevan 150 metros en el cie-
disuelto carbonato cálcico, se deposita una forma de ca- lo. Como la mayoría de géiseres de Yellowstone, el géiser Ste-
liza que se denomina travertino o toba calcárea. El últi- amboat no es fiable como Old Faithful. Los intervalos entre
mo término se utiliza si el material es esponjoso y po- erupciones pueden oscilar entre tres días y 50 años. El géi-
roso. ser, que permaneció en completo reposo de 1911 a 1961, ha
entrado en erupción menos de 10 veces desde 1989.

490 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas Pozos

Cámara llena IENCI TIERR Aguas subterráneas▲
de agua Manantiales o fuentes y pozos

subterránea
Nivel freático

AS DE LA

Coladas El método más común para extraer agua subterránea es
el pozo, un agujero taladrado en la zona de saturación.
de lava Los pozos sirven a modo de pequeños depósitos a los
cuales migra el agua subterránea y de los cuales puede
A. y cenizas bombearse a la superficie. La utilización de pozos se re-
calientes monta a muchos siglos y sigue siendo un método im-
portante para la obtención de agua en la actualidad. Con
Flujo mucho, la utilización mayor de esta agua en Estados
de calor Unidos es la irrigación para la agricultura. Más del 65
por ciento del agua subterránea utilizada cada año se
Flujo emplea para este fin. El uso industrial se encuentra en
de salida segundo lugar, seguido de la cantidad utilizada en los
sistemas de abastecimiento de agua de las ciudades y en
Vapor las casas rurales.

Vapor El nivel freático puede fluctuar considerablemen-
te a lo largo de un año, descendiendo durante las esta-
B. ciones secas y elevándose tras los períodos de lluvia. Por
consiguiente, para asegurar un abastecimiento continuo
Flujo de agua, un pozo debe penetrar debajo del nivel freáti-
de calor co. Cuando se extrae agua de un pozo, el nivel freático
alrededor del pozo se reduce. Este efecto, denominado
descenso de nivel, disminuye al aumentar la distancia
desde el pozo. El resultado es una depresión en el nivel
freático, de forma aproximadamente cónica, conocida

Erupción ?A VECES LOS ALUMNOS
del géiser P R E G U N TA N

Cámara vacía He oído decir que los suministros de agua

C. subterránea pueden localizarse utilizando un palo
Flujo
bifurcado. ¿Realmente se puede hacer así?
de calor
Lo que describe es una práctica denominada «radiestesia».
▲ Figura 17.8 Diagramas idealizados de un géiser. Un géiser puede En el método clásico, una persona, sosteniendo un palo bi-
formarse si el calor no se distribuye por convección. A. En esta figura, furcado, anda de un lado a otro sobre una zona. Cuando se
el agua situada cerca del fondo se calienta hasta casi su punto de detecta agua, se supone que la parte inferior de la «Y» per-
ebullición. El punto de ebullición es más alto allí que en la superficie, cibe una atracción hacia abajo.
porque el peso del agua que tiene por encima aumenta la presión.
B. El agua situada por encima en el sistema del géiser también se Los geólogos y los ingenieros, como poco, dudan. Las
calienta. Por consiguiente, se expande y fluye hacia arriba, reduciendo historias de casos y las demostraciones pueden parecer con-
la presión del agua situada en el fondo. C. Al reducirse la presión en el vincentes, pero cuando la radiestesia se somete al escrutinio
fondo, se produce la ebullición. Algo del agua del fondo sale en forma científico, fracasa. Los ejemplos más «satisfactorios» de ra-
de vapor expansivo y produce una erupción. diestesia se producen en lugares donde sería difícil que el
agua pasara desapercibida. En una región con las lluvias ade-
cuadas y una geología favorable, ¡es difícil perforar y no en-
contrar agua!

Pozo Pozo Pozo TIERR Pozos artesianos 491

Antes del bombeo ▲ Figura 17.9 Suele formarse un cono de
intenso depresión en el nivel freático alrededor de
un pozo de bombeo. Si un bombeo intenso
Después reduce el nivel freático, pueden secarse los
de un bombeo pozos someros.
intenso
Nivel freático inicial

Pozo seco Pozo seco

Cono de depresión
Nivel freático reducido

como cono de depresión (Figura 17.9). Dado que el Pozos artesianos
cono de depresión aumenta el gradiente hidráulico cer-
ca del pozo, el agua subterránea fluirá más deprisa ha- IENCI Aguas subterráneas
cia la apertura. Para la mayoría de los pozos domésticos
más pequeños, el cono de depresión es despreciable. ▲ Manantiales o fuentes y pozos
Sin embargo, cuando los pozos están siendo bombeados
con mucha intensidad para el regadío o con fines in- AS DE LA
dustriales, la extracción del agua puede ser lo bastante
grande como para crear un cono de depresión muy an- En la mayoría de los pozos, el agua no puede ascender por
cho y empinado. Esto puede reducir sustancialmente el
nivel freático de un área y secar los pozos poco profun- sí misma. Si el agua se encuentra por primera vez a 30 me-
dos de los alrededores. En la Figura 17.9 se ilustra esta
situación. tros de profundidad, permanecerá a ese nivel, fluctuando

La excavación de un pozo satisfactorio es un pro- quizá un metro o dos con los períodos estacionales de hu-
blema familiar para las personas que viven en áreas
donde el agua subterránea es la fuente principal de medad y sequía. Sin embargo, en algunos pozos, el agua
abastecimiento. Un pozo puede ser productivo a una
profundidad de 10 metros, mientras que un vecino pue- asciende, derramándose a veces por la superficie. Estos
de tener que profundizar dos veces más para encontrar
un abastecimiento adecuado. Otros pueden verse obli- pozos son abundantes en la región Artois del norte de
gados a llegar a mayor profundidad o a intentarlo en un
sitio diferente. Cuando los materiales subsuperficiales Francia y por eso denominamos a estos pozos autoascen-
son heterogéneos, la cantidad de agua que un pozo es
capaz de proporcionar puede variar mucho en distan- dentes artesianos.
cias cortas. Por ejemplo, cuando se perforan dos pozos
próximos al mismo nivel y sólo uno produce agua, pue- Para muchas personas el término artesiano se aplica
de deberse a la presencia de un nivel freático colgado
debajo de uno de ellos. Este caso se muestra en la Fi- a cualquier pozo perforado a grandes profundidades. Este
gura 17.6. Las rocas metamórficas e ígneas masivas
proporcionan un segundo ejemplo. Estas rocas crista- uso del término es incorrecto. Otros creen que un pozo
linas no suelen ser muy permeables, excepto cuando
son cortadas por muchas diaclasas y fracturas que in- artesiano debe fluir libremente a la superficie (Figura
tersectan entre sí. Por consiguiente, cuando un pozo
perforado en una roca de este tipo no se encuentra con 17.10). Aunque ésta es una idea más correcta que la pri-
una red adecuada de fracturas, es probable que sea im-
productivo. mera, constituye una definición muy restringida. El tér-

mino artesiano se aplica a cualquier situación en la cual el

agua subterránea bajo presión asciende por encima del

nivel del acuífero. Como veremos, esto no significa siem-

pre una salida de flujo libre a la superficie.

Para que exista un sistema artesiano, deben cumplir-

se dos condiciones (Figura 17.11): (1) el agua debe estar

confinada a un acuífero inclinado, de modo que un extre-

mo pueda recibir agua, y (2) debe haber acuicludos, encima

y debajo del acuífero, para evitar que el agua escape. Cuan-

do se pincha esta capa, la presión creada por el peso del

agua situada encima obligará al agua a elevarse hasta un ni-

vel denominado piezométrico. Si no hay fricción, el agua

del pozo se elevará al nivel del agua situada encima del acu-

ífero. Sin embargo, la fricción reduce la altura de la super-

ficie piezométrica. Cuanto mayor sea la distancia desde el

▲492 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Figura 17.10 A veces el agua fluye
libremente a la superficie cuando se
desarrolla un pozo artesiano. Sin embargo,
en la mayoría de los pozos artesianos, el
agua debe ser bombeada a la superficie.
(Foto de James E. Patterson.)

Área de recarga Pozo artesiano que no fluye Pozo artesiano

(el agua debe bombearse a la superficie que fluye espontáneamente
desde la superficie piezométrica)

#1 Superficie piezométrica

#2

Acuicluido
Acuífero
Acuicluido

Área de

recarga Pozo artesiano Superficie
que no fluye piezométrica
Pozo artesiano
que fluye Superficie
piezométrica
espontáneamente

▲ Figura 17.11 Los sistemas artesianos se producen cuando un acuífero inclinado está confinado entre estratos impermeables.

área de recarga (donde el agua entra en el acuífero inclina- zométrica está por debajo del nivel del suelo. Cuando la
do), mayor será la fricción y menor la elevación del agua. superficie piezométrica está por encima del terreno y el
pozo se perfora en el acuífero, se crea un pozo artesiano
En la Figura 17.11, el pozo 1 es un pozo artesiano surgente (pozo 2, Figura 17.11). No todos los sistemas
no surgente, porque en esta situación la superficie pie-

Problemas relacionados con la extracción del agua subterránea 493

artesianos son pozos. También existen fuentes artesianas. ▲ Figura 17.12 Pozo artesiano que fluye «en forma de surtidor»
En este caso, el agua subterránea alcanza la superficie ele- en Dakota del Sur a principios del siglo XX. En la actualidad se
vándose a través de una fractura natural, en lugar de ha- explota el mismo acuífero confinado a través de millares de pozos
cerlo a través de un agujero producido artificialmente. adicionales; por tanto, la presión ha descendido hasta el punto de
que muchos pozos han dejado de fluir por completo y deben
Los sistemas artesianos actúan como conductos, bombearse. (Foto de N. H. Darton, U. S. Geological Survey.)
transmitiendo a menudo el agua a grandes distancias des-
de áreas remotas de recarga hasta los puntos de descarga. hunda el terreno y todo lo que descansaba sobre él. En
Un sistema artesiano bien conocido en Dakota del Sur es otros lugares hay preocupación por la posible contamina-
un buen ejemplo de esto. En la parte occidental del esta- ción del abastecimiento de las aguas subterráneas.
do, los bordes de una serie de capas sedimentarias se han
doblado hacia la superficie a lo largo de los flancos de las Tratamiento del agua subterránea como
Black Hills. Una de esas capas, la arenisca Dakota per- un recurso no renovable
meable, se encuentra entre capas impermeables y buza
gradualmente en el terreno hacia el este. Cuando se pin- Muchos sistemas naturales tienden a establecer un estado
chó el acuífero por primera vez, el agua brotó de la su- de equilibrio. El sistema de aguas subterráneas no es una
perficie del terreno, creando fuentes de muchos metros de excepción. La altura del nivel freático refleja un equilibrio
altura (Figura 17.12). En algunos lugares, la fuerza del
agua fue suficiente como para proporcionar energía a tur-
binas hidráulicas. Sin embargo, escenas como las de la
imagen de la Figura 17.12 ya no pueden ocurrir, porque
se han perforado miles de pozos adicionales en el mismo
acuífero. Esto agotó el depósito, y descendió el nivel fre-
ático del área de recarga. Como consecuencia, la presión
cayó hasta el punto de que muchos pozos dejaron de fluir
y tuvieron que ser bombeados.

A una escala diferente, los sistemas de abasteci-
miento de las ciudades pueden ser considerados ejemplos
de sistemas artesianos artificiales (Figura 17.13). El depó-
sito de agua representaría el área de recarga; las tuberías,
el acuífero confinado, y los grifos de las casas, los pozos
artesianos surgentes.

Problemas relacionados
con la extracción del agua subterránea

Como ocurre con muchos de nuestros valiosos recursos
naturales, el agua subterránea está siendo explotada a un
ritmo creciente. En algunas zonas, la sobreexplotación
amenaza la existencia del abastecimiento de agua subte-
rránea. En otros lugares, su extracción ha hecho que se

▲
Agua bombeada Superficie piezométrica (nivel al cual el agua ascenderá) Figura 17.13 Los sistemas de
en el tanque abastecimiento de agua de las ciudades
pueden considerarse sistemas artesianos
artificiales.

La presión mueve el agua a través de las tuberías

494 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

entre la velocidad de infiltración y la velocidad de descar- rededor de 78 kilómetros cuadrados están permanente-
ga y extracción. Cualquier desequilibrio elevará o reduci- mente inundados.
rá el nivel freático. Desequilibrios a largo plazo pueden in-
ducir una caída significativa del nivel freático si hay una Fuera de Estados Unidos, uno de los ejemplos más
reducción de la recarga debido a una sequía prolongada o espectaculares de subsidencia se produjo en la ciudad de
a un aumento de la descarga o la extracción de las aguas México, que está construida en lo que antes era el fondo
subterráneas. de un lago. En la primera mitad del siglo XX se perfora-
ron miles de pozos en los sedimentos saturados de agua de
A muchas personas les parece que el agua subterrá- debajo de la ciudad. A medida que se iba extrayendo el
nea es un recurso interminablemente renovable, porque agua, zonas de la ciudad se hundieron hasta 6 o 7 metros.
es continuamente repuesta por el agua de la lluvia y el des- En algunos lugares, los edificios se han hundido hasta tal
hielo de la nieve. Pero en algunas regiones, el agua sub- punto que el acceso a ellos desde la calle se realiza por
terránea ha sido y continúa siendo tratada como un re- donde ¡antes era el segundo piso!
curso no renovable. Donde esto ocurre, el agua disponible
para recargar el acuífero se queda significativamente cor- Contaminación salina
ta con respecto a la cantidad que se extrae.
En muchas áreas costeras, el recurso de las aguas subte-
La región de los High Plains (Estados Unidos) pro- rráneas está siendo amenazado por la intrusión de agua de
porciona un ejemplo. Aquí la economía agrícola extensi- mar. Para entender este problema, debemos examinar la
va depende mucho del regadío. En algunas partes de la re- relación entre el agua subterránea dulce y el agua subte-
gión, donde se ha practicado regadío intenso durante un rránea salada. La Figura 17.14A es un diagrama de un
período prolongado, el agotamiento del agua subterránea corte que ilustra esta relación en un área costera situada
ha sido severo. Bajo esas circunstancias, cabe decir que el encima de materiales homogéneos permeables. El agua
agua subterránea está siendo literalmente «explotada». dulce es menos densa que el agua salada, de manera que
Aun cuando el bombeo se interrumpiera inmediatamen- flota sobre ella y forma un cuerpo lenticular grande que
te, se tardarían centenares o miles de años hasta reponer-
la por completo. En el Recuadro 17.2 se analiza deteni- Nivel freático
damente esta cuestión.
Agua subterránea dulce Océano
Subsidencia
Agua subterránea salada
Como se verá más tarde en este mismo capítulo, la subsi- A.
dencia superficial puede ser consecuencia de procesos na-
turales relacionados con el agua subterránea. Sin embar- Pozo Cono de
go, el terreno puede hundirse también cuando el agua se bombeado depresión
bombea desde los pozos más rápidamente de lo que pue-
den reemplazarla los procesos de recarga natural. Este Agua dulce Océano
efecto es particularmente pronunciado en áreas con es- subterránea
tratos potentes de sedimentos no consolidados super-
puestos. Conforme se extrae el agua, la presión del agua Agua subterránea salada
desciende y el peso de la sobrecarga se transfiere al sedi- B.
mento. La mayor presión compacta herméticamente los
granos de sedimento y el terreno se hunde. ▲ Figura 17.14 A. Dado que el agua dulce es menos densa que
el agua salada, flota sobre esta última y forma un cuerpo lenticular
Pueden utilizarse muchas zonas para ilustrar la sub- que puede extenderse hasta profundidades considerables debajo
sidencia del terreno causada por el bombeo excesivo del del nivel del mar. B. Cuando un bombeo excesivo reduce el nivel
agua subterránea a partir de sedimento relativamente freático, la base de la zona de agua dulce se elevará 40 veces esa
suelto. Un ejemplo clásico en Estados Unidos se produ- cantidad. El resultado puede ser la contaminación de los pozos con
jo en el valle de San Joaquín, en California, y se comen- agua salada.
ta en el Recuadro 17.3. Existen muchos otros casos de
subsidencia de terreno debido a bombeo del agua subte-
rránea en Estados Unidos, entre ellos Las Vegas, Neva-
da; Nueva Orleans y Baton Rouge, Luisiana, y el área
Houston-Galveston de Texas. En el área costera baja en-
tre Houston y Galveston, la subsidencia del terreno os-
cila entre 1,5 metros y 3 metros. El resultado es que al-

Problemas relacionados con la extracción del agua subterránea 495

Recuadro 17.2 El hombre y el medio ambiente ▲

El acuífero de Ogallala: ¿cuánto va a durar el agua?

La región High Plains se extiende des- mada por una serie de capas de arena y Con el aumento de la irrigación vino
de el oeste de las dos Dakotas en direc- grava de finales del Terciario y el Cua- una caída drástica del nivel freático de
ción sur hasta Texas. A pesar de ser una ternario. Los sedimentos procedían de Ogallala, en especial en la zona meridio-
zona con pocas lluvias, es una de las re- la erosión de las montañas Rocosas y nal de High Plains. Los descensos del ni-
giones agrícolas más importantes de Es- fueron transportados hacia el este por vel freático de 3 a 15 metros son habitua-
tados Unidos. El motivo es una gran corrientes lentas. La erosión ha retirado les, y en algunos lugares el nivel freático
dotación de aguas subterráneas que po- una gran parte de la formación desde el actual se sitúa 60 metros por debajo de su
sibilita la de la mayor parte de los este de Colorado, rompiendo la cone- nivel anterior a la irrigación.
450.000 kilómetros cuadrados que com- xión entre Ogallala y las montañas Ro-
ponen la región. El origen de la mayor cosas. Desde la década de los 80, ha dismi-
parte de esta agua es la formación Oga- nuido el número de acres irrigados en
llala, el acuífero más grande de Estados La formación Ogallala tiene un gro- High Plains. Un motivo importante ha
Unidos (Figura 17.B). sor de 60 metros y en algunos lugares sido el aumento de los costes energéti-
alcanza los 180 metros. Las aguas sub- cos. Puesto que los niveles de agua han
Desde el punto de vista geológico, la terráneas del acuífero procedían de las descendido, los costes de bombear las
formación Ogallala es joven, está for- corrientes descendentes de las Rocosas, aguas superficiales hasta la superficie han
así como de la precipitación superficial aumentado.
WY ROCKY MOUNTAINS SD MN que se infiltró en el suelo durante mi-
Ogallala Formation llares de años. Debido a su porosidad Aunque el descenso del nivel freático
CO IA elevada y su gran tamaño, Ogallala acu- se ha ralentizado en algunas partes del sur
NM NE muló grandes cantidades de aguas sub- de High Plains, se continúa realizando un
terráneas: ¡el agua dulce suficiente para bombeo sustancial, que a menudo supera
Mexico KS llenar el lago Huron! En la actualidad, la recarga. El futuro de la agricultura irri-
con la ruptura de la conexión entre el gada en esta región está claramente en
OK acuífero y las Rocosas, toda la recarga peligro.
TX de Ogallala procede de las escasas llu-
vias de la región. El sur de High Plains representa una
▲ Figure 17.B La formación Ogallala zona de los Estados Unidos que vol-
yace bajo 450.000 km2 de los High Plains El acuífero de Ogallala fue el prime- verá, tarde o temprano, a la agricul-
convirtiéndose en el acuífero más grande ro que se utilizó para la irrigación a fina- tura de secano. La transición se pro-
de Estados Unidos. les del siglo XIX, pero su uso estaba limi- ducirá más pronto y con menos crisis
tado por la capacidad de las bombas económicas si la industria agrícola se
disponibles en esa época. En la década aleja gradualmente de su dependen-
de los 20, con el desarrollo de bombas de cia de la irrigación con aguas subte-
irrigación de gran capacidad, los agricul- rráneas. Si no se hace nada hasta que
tores de High Plains, en especial en Te- se agote toda la reserva hídrica del
xas, empezaron a explotar la formación acuífero de Ogallala, la transición
Ogallala para la irrigación. Luego, en los será ecológicamente peligrosa y eco-
años 50, la tecnología mejorada trajo la nómicamente terrible*.
explotación a gran escala del acuífero. En
la actualidad se utilizan casi 170.000 po- * National Research Council. Solid-Earth Sciences and
zos para irrigar más de 65.000 kilómetros
cuadrados de tierra. Society. Washington, DC: National Academy Press,
1993, pág. 148.

puede extenderse a profundidades considerables por de- nivel del mar. Por tanto, cuando el bombeo excesivo hace
bajo del nivel del mar. En dicha situación, si el nivel fre- descender el nivel freático en una cierta cantidad, el fondo
ático se encuentra a un metro por encima del nivel del de la zona de agua dulce se elevará unas 40 veces esa can-
mar, la base del volumen de agua dulce se extenderá has- tidad. Por consiguiente, si continúa la extracción de agua
ta una profundidad de unos 40 metros por debajo del ni- dulce hasta exceder la recarga, llegará un momento en
vel del mar. Dicho de otra manera, la profundidad del que la elevación del agua salada será suficiente como para
agua dulce por debajo del nivel del mar es unas 40 veces ser extraída de los pozos, contaminando así el suministro
mayor que la elevación del nivel freático por encima del de agua dulce (Figura 17.14B). Los pozos profundos y los

496 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Recuadro 17.3 El hombre y el medio ambiente

Subsidencia del terreno en el valle de San Joaquín
▲
El valle de San Joaquín es una amplia cu- CaliforniaSan Joaquin Valley terreno no se inició hasta la mitad de la ▲ Figure 17.D Las marcas de este poste
beta que contiene un potente relleno de segunda década del siglo XX, cuando au- de luz indican el nivel de la tierra
sedimentos. Del tamaño de Maryland, mentó notablemente la extracción de circundante en los años anteriores. Entre
constituye los dos tercios meridionales agua. A principios de los setenta, los ni- 1925 y 1975 esta parte del Valle de San
del valle central de California, una tierra veles de agua habían disminuido hasta Joaquín experimentó una subsidencia de
plana que separa dos cordilleras monta- 120 metros. La subsidencia resultante del casi 9 metros como consecuencia de la
ñosas, la cordillera Costera al oeste y la terreno superó los 8,5 metros en un lugar extracción de agua subterránea y la
Sierra Nevada al este (Figura 17.C). El de la región (Figura 17.D). En ese mo- compactación consecutiva de los
sistema de acuíferos del valle es una mez- mento, había áreas del valle en las que se sedimentos. (Foto cortesía de U.S.
cla de materiales de aluvión procedentes producía subsidencia a una velocidad su- Geological Survey.)
de las montañas circundantes. La poten- perior a 0,3 metros al año.
cia de sedimentos tiene un valor medio de Se han documentado efectos simila-
unos 870 metros. El clima del valle es en- Entonces, dado que el agua de super- res en el área de San José del valle de
tre árido y semiárido, con una precipita- ficie se estaba importando y el bombeo de Santa Clara, California, donde, entre
ción anual media que oscila entre 120 y agua subterránea se redujo, los niveles de 1916 y 1966, la subsidencia se acercó a
350 milímetros. agua de los acuíferos se recuperaron y la los 4 metros. La inundación de las tie-
subsidencia se interrumpió. Sin embar- rras que bordean la parte meridional de
El valle de San Joaquín tiene una fuer- go, durante la sequía de 1976-1977, el in- la bahía de San Francisco fue uno de los
te economía agrícola que exige grandes tenso bombeo de agua subterránea indu- resultados. Como ocurrió en el valle de
cantidades de agua para el regadío. Du- jo una reactivación de la subsidencia. En San Joaquín, la subsidencia se interrum-
rante muchos años, hasta el 50 por cien- esta época, los niveles de agua descendie- pió cuando aumentó la importación del
to de esta necesidad se satisfizo con el ron mucho más rápido debido a la menor agua de superficie, permitiendo la dis-
agua subterránea. Además, casi todas las capacidad de almacenamiento causada minución de la extracción del agua sub-
ciudades de la región utilizan el agua sub- por la compactación previa de los sedi- terránea.
terránea para uso doméstico e industrial. mentos. En total, se vio afectada por la
subsidencia la mitad del valle. Según el U.
Aunque el desarrollo del agua subte- S. Geological Survey:
rránea del valle para regadío empezó a fi-
nales del siglo pasado, la subsidencia del La subsidencia en el valle de San
Joaquín representa probablemente
▲ Figure 17.C El área sombreada muestra una de las mayores alteraciones de
el valle de San Joaquín, en California. la configuración de la superficie te-
rrestre... Ha producido problemas
graves y económicamente costosos
en la construcción y en el manteni-
miento de las estructuras de trans-
porte del agua, carreteras y estruc-
turas superficiales; también se han
gastado muchos millones de dólares
en la reparación y sustitución de po-
zos de agua subterránea. La subsi-
dencia, además de cambiar el gra-
diente y el curso de las corrientes y
los arroyos del valle, ha producido
inundaciones inesperadas, que han
costado a los granjeros muchos cen-
tenares de miles de dólares para ni-
velar el terreno*.

* R. L. Ireland, J. F. Poland y F. S. Riley, Land Subsi-

dence in the San Joaquín Valley, California, as of 1980,
U. S. Geological Survey Professional Paper 437-1
(Washington, DC: US. Government Printing Office,
1984), pág. 11.

Contaminación del agua subterránea 497

pozos próximos a la costa son normalmente los primeros mos. Para que se produzca purificación, sin embargo, el
en verse afectados. acuífero debe ser de la composición correcta. Por ejem-
plo, acuíferos extremadamente permeables (como rocas
En las zonas costeras urbanizadas, los problemas cristalinas muy fracturadas, grava gruesa o caliza karstifi-
creados por bombeo excesivo están agravados por un des- cada) tienen aperturas tan grandes que el agua subterrá-
censo del ritmo de recarga natural. A medida que aumen- nea contaminada puede recorrer grandes distancias sin
tan las calles, los aparcamientos y los edificios que cubren ser purificada. En este caso, el agua fluye con demasiada
la superficie, disminuye la infiltración en el suelo. rapidez y no está en contacto con el material circundante
el tiempo suficiente para que se produzca su purificación.
Para intentar corregir el problema de la contamina- Éste es el problema del pozo 1 de la Figura 17.15A.
ción del agua subterránea con agua salada, puede utilizar-
se una red de pozos de recarga. Estos pozos permiten el Por otro lado, cuando el acuífero está compuesto
bombeo de las aguas de nuevo al sistema de aguas subte- por arena o arenisca permeable, a veces puede purificar-
rráneas. Un segundo método de corrección se lleva a cabo se después de viajar por él sólo unas docenas de metros.
mediante la construcción de grandes cuencas. Estas cuen- Los huecos entre los granos de arena son lo bastante gran-
cas recogen el drenaje de superficie y permiten que se in- des como para permitir el movimiento del agua, pero este
filtre en el terreno. En Long Island, Nueva York, donde movimiento es, por otro lado, lo bastante lento como para
el problema de la contaminación salina se reconoció hace permitir un tiempo prolongado de purificación (pozo 2,
más de 40 años, se han utilizado estos dos métodos con Figura 17.15B).
considerable éxito.
A veces, la perforación de un pozo puede inducir
La contaminación de los acuíferos de agua dulce problemas de contaminación del agua subterránea. Si el
por agua salada constituye fundamentalmente un proble- pozo bombea una cantidad suficiente de agua, el cono de
ma en las zonas costeras, pero también puede amenazar a depresión incrementará localmente la pendiente del nivel
zonas no costeras. Muchas rocas sedimentarias antiguas de freático. En algunos casos, la pendiente original puede
origen marino se depositaron cuando el océano cubría lu- incluso invertirse. Esto podría inducir contaminación de
gares que ahora se encuentran bastante en el interior. En los pozos que producían agua no contaminada antes de
algunos casos, cantidades significativas de agua de mar que empezara el bombeo intenso (Figura 17.16). También
quedaron atrapadas y todavía permanecen en la roca. Es- recordemos que la velocidad de circulación del agua sub-
tos estratos a veces contienen cantidades de agua dulce y terránea aumenta conforme lo hace la inclinación de la
pueden ser bombeadas para su uso. Sin embargo, si el pendiente del nivel freático. Esto podría producir proble-
agua dulce se elimina más deprisa de lo que puede repo- mas porque una velocidad de circulación más rápida per-
nerse, el agua salada puede introducirse y dejar inutiliza- mite menos tiempo para la purificación del agua en el
bles los pozos. Una situación como ésta amenazó a los acuífero antes de ser bombeada a la superficie.
usuarios de un profundo acuífero de arenisca (del Cám-
brico) en la zona de Chicago. Para contrarrestarlo, se dis- Otras fuentes y tipos de contaminación amenazan
tribuyó agua del lago Michigan a las comunidades afecta- también los suministros de agua subterránea (Figura
das con objeto de compensar la velocidad de extracción 17.17). Entre ellos se cuentan sustancias muy utilizadas
del acuífero. como la sal de carretera, los fertilizantes que se extienden
por toda la superficie del terreno y los pesticidas. Además,
Contaminación del agua subterránea puede escaparse una amplia variedad de productos quí-
micos y materiales industriales de las tuberías, los tan-
La contaminación del agua subterránea es una cuestión se- ques de almacenamiento, los depósitos y los estanques de
ria, en particular en las áreas donde los acuíferos propor- retención. Algunos de esos contaminantes se clasifican
cionan una gran parte del suministro de agua. Un origen como peligrosos, lo que significa que son inflamables, co-
común de la contaminación del agua subterránea son las rrosivos, explosivos o tóxicos. En los vertederos, los posi-
aguas fecales. Entre sus fuentes se cuenta un número cre- bles contaminantes se amontonan en montículos o se ex-
ciente de fosas sépticas, así como sistemas de alcantarilla- panden directamente sobre el terreno. Cuando el agua de
do inadecuados o rotos y los desechos de las granjas. la lluvia rebosa a través de las basuras, puede disolver una
variedad de materiales orgánicos e inorgánicos. Si el ma-
Si las aguas residuales que están contaminadas con terial lixiviado alcanza el nivel freático, se mezclará con el
bacterias entran en el sistema de aguas subterráneas, pue- agua subterránea y contaminará el suministro. Problemas
den purificarse mediante procesos naturales. Las bacterias similares pueden producirse como consecuencia del esca-
peligrosas pueden ser filtradas mecánicamente por el se- pe de excavaciones superficiales, denominadas estanques
dimento a través del cual el agua percola, destruidas por de retención, en los que se acumulan desechos diversos de
oxidación química o asimiladas por otros microorganis- residuos líquidos.

▲498 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Figura 17.15 A. Aunque el agua Pozo 1 que libera Caliza karstificada Fosa
contaminada ha viajado más de 100 metros agua contaminada séptica
antes de alcanzar el pozo 1, se mueve
demasiado deprisa a través de la caliza 0 5 10 metros
karstificada para ser purificada. B. Conforme
la descarga desde el pozo séptico percola a
través de la arenisca permeable, es
purificada en una distancia relativamente
corta.

A.

Agua Fosa
contaminada séptica

Pozo 2 que produce
agua limpia

Arenisca permeable
B.

Pozo pequeño que Dado que el movimiento de las aguas subterráneas
produce agua limpia suele ser lento, el agua contaminada puede pasar desa-
percibida durante mucho tiempo. De hecho, la mayor
Fosa parte de la contaminación se descubre sólo después de
séptica haberse visto afectada el agua potable y de que las perso-
nas enfermen. Llegados a este punto, el volumen de agua

Circulación
A. del agua subterránea

El pozo pequeño ahora
contaminado por las

bacterias de las aguas fecales Regadío

Pozo
intensamente
bombeado

Fosa
séptica

B. Circulación del
agua subterránea

▲ Figura 17.16 A. Originalmente el flujo de salida de la fosa ▲ Figura 17.17 A veces, las sustancias químicas agrícolas y los
séptica se alejaba del pozo pequeño. B. El intenso bombeo del materiales lixiviados de los vertederos se abren camino hacia las
pozo cambió la pendiente del nivel freático, haciendo que el agua aguas subterráneas. Éstas son dos de las posibles fuentes de la
subterránea contaminada fluyera hacia el pozo pequeño. contaminación de las aguas subterráneas. (Foto de F.
Rossotto/Corbis/The Stock Market.)

El trabajo geológico del agua subterránea 499

contaminada puede ser muy grande y, aun cuando se eli- forma porque el agua de la lluvia disuelve fácilmente el dió-
mine inmediatamente la fuente de contaminación, no se xido de carbono del aire y el procedente de la descompo-
resuelve el problema. Aunque las fuentes de contamina- sición de las plantas. Por consiguiente, cuando el agua
ción del agua subterránea son numerosas, hay relativa- subterránea entra en contacto con la caliza, el ácido car-
mente pocas soluciones. bónico reacciona con la calcita (carbonato cálcico) de las
rocas para formar bicarbonato cálcico, un material soluble
Una vez identificado y eliminado el origen del pro- que es transportado luego en solución.
blema, la práctica más común consiste simplemente en
abandonar el suministro de agua y dejar que los contami- Cavernas
nantes se vayan limpiando de manera gradual. Ésta es la
solución menos costosa y más fácil, pero el acuífero debe Los resultados más espectaculares del trabajo erosivo del
permanecer sin utilizarse durante muchos años. Para ace- agua subterránea son las cavernas de caliza. Sólo en Es-
lerar este proceso, a veces se bombea el agua contamina- tados Unidos se han descubierto unas 17.000 y otras
da y se trata. Después de eliminar el agua infectada, se deja nuevas se descubren cada año. Aunque la mayoría son re-
que el acuífero se recargue de forma natural o, en algunos lativamente pequeñas, algunas tienen dimensiones es-
casos, se bombea de vuelta al acuífero el agua tratada o pectaculares. La cueva de Mammoth en Kentucky y las
agua limpia. Este proceso es costoso y largo, y puede ser cavernas Carlsbad en el sureste de Nuevo México son
arriesgado, pues no hay manera de asegurar que se ha eli- ejemplos famosos. El sistema de cuevas de Mammoth es
minado toda la contaminación. Por supuesto, la solución el más extenso del mundo, con más de 540 kilómetros de
más eficaz a la contaminación del agua subterránea es la galerías interconectadas. Las dimensiones de las caver-
prevención. nas Carlsbad son impresionantes, aunque de una mane-
ra distinta. Aquí encontramos la cámara única más gran-
El trabajo geológico del agua de y quizá más espectacular. La Big Room de las cavernas
subterránea Carlsbad tiene un área equivalente a 14 campos de rugby
y una altura suficiente para acomodar el edificio del Ca-
El agua subterránea disuelve la roca. Este hecho es clave pitolio de Estados Unidos.
para comprender cómo se forman cavernas y dolinas. Dado
que las rocas solubles, especialmente las calizas, cubren mi- La mayoría de las cavernas se crea en el nivel freá-
llones de kilómetros cuadrados bajo la superficie terrestre, tico, o inmediatamente debajo de él, en la zona de satu-
es aquí donde el agua subterránea realiza su importante pa- ración. Aquí, el agua subterránea ácida sigue las líneas de
pel como agente erosivo. La caliza es casi insoluble en el debilidad de la roca, como diaclasas y planos de estratifi-
agua pura, pero se disuelve con bastante facilidad en el agua cación. Conforme pasa el tiempo, el proceso de disolu-
que contiene pequeñas cantidades de ácido carbónico, y la ción crea lentamente cavidades, que aumentan de tama-
mayor parte del agua subterránea contiene este ácido. Se ño de manera gradual hasta convertirse en cavernas. El
material disuelto por el agua subterránea acaba siendo
?A VECES LOS ALUMNOS descargado en las corrientes y transportado al océano.
P R E G U N TA N
En muchas cuevas, se ha producido un desarrollo en
¿El ácido carbónico es el único ácido que crea varios niveles, correspondiendo la actividad actual a la
menor elevación. Esta situación refleja la estrecha relación
cavernas de caliza? entre la formación de conductos subterráneos importan-
tes y los valles de los ríos en los cuales drenan. A medida
No. Parece que el ácido sulfúrico (H2SO4) crea algunas cue- que las corrientes profundizan sus valles, el nivel freático
vas. Un ejemplo es la cueva Lechuquilla de las montañas de disminuye al hacerlo la elevación del río. Por consiguien-
Guadalupe, cerca de Carlsbad, Nuevo México, donde las di- te, durante períodos en los que las corrientes superficia-
soluciones bajo presión que contienen sulfuro de hidrógeno les están realizando una rápida erosión descendente, los
(H2S) derivaron de sedimentos profundos ricos en petróleo niveles de agua subterránea circundante caen rápidamen-
que habían migrado hacia arriba a través de las fracturas de las te y los conductos de las cuevas son abandonados por el
rocas. Cuando estas disoluciones se mezclaron con las aguas agua mientras tienen una sección transversal todavía re-
subterráneas, que contienen oxígeno, formaron ácido sulfúri- lativamente pequeña. A la inversa, cuando el encajamien-
co y disolvieron la caliza. La cueva Lechuquilla es una de las to de las corrientes es lento o despreciable, hay tiempo
cuevas más profundas que se conocen en Estados Unidos, para la formación de grandes conductos subterráneos.
con una extensión vertical de 478 metros, y es también una de
las más grandes del país, con 170 kilómetros de galerías. Por supuesto, las características que despiertan ma-
yor curiosidad a la mayoría de los visitantes de las caver-
nas son las formaciones pétreas que les proporcionan su

500 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

aspecto maravilloso. No son rasgos erosivos, como la pro- subterránea. Se dice que esas zonas muestran topografía
pia caverna, sino deposicionales, creados por el goteo apa- kárstica, que debe su nombre a la llanura de Kras en Es-
rentemente interminable de agua a lo largo de grandes lovenia (antigua parte de Yugoslavia), localizada a lo lar-
lapsos de tiempo. El carbonato cálcico que queda produ- go de la costa nororiental del mar Adriático, donde dicha
ce la calcita que denominamos travertino. Estos depósitos topografía está extraordinariamente desarrollada. En Es-
de cueva, sin embargo, se conocen también como rocas de tados Unidos, los paisajes kársticos aparecen en muchas
precipitación por goteo, una referencia obvia a su modo de áreas situadas sobre calizas, entre ellas Kentucky, Tennes-
originarse. Aunque la formación de las cavernas tiene lu- see, Alabama, el sur de Indiana y el centro y el norte de
gar en la zona de saturación, el depósito de las rocas por Florida. En general, las zonas áridas y semiáridas son de-
goteo no es posible hasta que las cavernas estén por enci- masiado secas para desarrollar topografía kárstica. Cuan-
ma del nivel freático en la zona de aireación. En cuanto la do existen en esas regiones, son probablemente restos de
cámara se llena de aire, está ya dispuesto el escenario para una época en la que predominaban condiciones más llu-
que empiece la fase decorativa de la construcción de la ca- viosas.
verna.
Las zonas kársticas típicas están compuestas por un
Las diversas rocas de precipitación encontradas en terreno irregular interrumpido por muchas depresiones
las grutas se denominan colectivamente espeleotemas denominadas dolinas. En las zonas calizas de Florida,
(spelaion ϭ cueva; them ϭ colocar); ninguna es exacta- Kentucky y el sur de Indiana, hay literalmente decenas
mente igual a otra. Quizá los espeleotemas más familiares de miles de esas depresiones, cuya profundidad oscila en-
sean las estalactitas (stalaktos ϭ escurrimiento). Estos tre tan sólo 1 o 2 metros y un máximo de más de 50 me-
colgantes en forma de carámbanos cuelgan del techo de las tros.
grutas y se forman allí donde el agua se filtra a través de
las grietas situadas por encima. Cuando el agua alcanza el Las dolinas se forman normalmente de dos maneras.
aire de la cueva, algo del dióxido de carbono disuelto se Algunas se desarrollan de manera gradual a lo largo de
escapa de la gota y la calcita precipita. El depósito se pro- muchos años sin alteración física de la roca. En esas si-
duce en forma de anillo alrededor del borde de la gota de tuaciones, la caliza situada inmediatamente debajo del
agua. A medida que una gota sigue a otra gota, cada una suelo se disuelve por el agua de la lluvia descendente, que
deja una huella infinitesimal de calcita detrás y se crea un está recién cargada de dióxido de carbono. Con el tiem-
tubo hueco de caliza. Entonces, el agua se mueve a través po, la superficie rocosa se va reduciendo y las fracturas en
del tubo, permaneciendo suspendida transitoriamente al las cuales entra el agua se van agrandando. A medida que
final del mismo, aportando un diminuto anillo de calcita las fracturas aumentan de tamaño, el suelo se hunde en las
y cayendo al suelo de la caverna. La estalactita que acaba aperturas ensanchadas, de las que se ve desalojado por el
de describirse se denomina paja de sosa. A menudo, el tubo agua subterránea que fluye hacia los conductos inferiores.
hueco de la paja de sosa se obstruye o aumenta su sumi- Estas depresiones suelen ser superficiales y tienen pen-
nistro de agua. En cualquier caso, el agua se ve obligada a dientes suaves.
fluir y, por consiguiente, a depositarse, a lo largo del lado
externo del tubo. A medida que continúa la precipitación, Por el contrario, las dolinas pueden formarse tam-
la estalactita adopta la forma cónica más común. bién de manera abrupta y sin advertencia cuando el techo
de una gruta se desploma bajo su propio peso. Normal-
Los espeleotemas que se forman en el suelo de una mente, las depresiones creadas de esta manera son pro-
caverna y se acumulan en sentido ascendente hacia el te- fundas y de laderas empinadas. Cuando se forman en zo-
cho se denominan estalagmitas (stalagmos ϭ goteo). El nas muy pobladas, constituyen un riesgo geológico grave.
agua que suministra la calcita para el crecimiento de las es-
talagmitas cae del techo y salpica sobre la superficie. Como Además de una superficie con muchas cicatrices por
consecuencia, las estalagmitas no tienen un tubo central y las dolinas, las regiones kársticas muestran una falta nota-
suelen ser de aspecto más masivo y redondeado en sus ex- ble de drenaje superficial (escorrentía). Después de una
tremos superiores que las estalactitas. Con tiempo sufi- precipitación, el agua de escorrentía es rápidamente en-
ciente, pueden juntarse una estalactita que crece hacia aba- cauzada debajo del terreno a través de las depresiones.
jo y una estalagmita que crece hacia arriba para formar una Fluye luego a través de las cavernas hasta que alcanza el
columna. nivel freático. En los lugares donde existen corrientes su-
perficiales, sus trayectorias suelen ser cortas. Los nombres
Topografía kárstica de dichas corrientes dan a menudo una pista de su desti-
no. En la zona de la cueva de Mammoth de Kentucky, por
Muchas zonas del mundo tienen paisajes que, en gran me- ejemplo, hay un Sinking Creek, un Little Sinking Creek
dida, se han formado por la capacidad disolvente del agua y un Sinking Branch. Algunas dolinas se obstruyen con ar-
cilla y derrubios, creando pequeños lagos o lagunas. El de-
sarrollo del paisaje kárstico se muestra en la Figura 17.18.

El trabajo geológico del agua subterránea 501

Caliza Dolinas
A. Nivel freático

B. Sumidero
Sumidero de corriente
de corriente
Dolinas
Nivel freático

Sumidero
de corriente

Dolinas

Valle de
disolución

Manantiales

Dolinas
de colapso

Nivel
freático

C

▲ Figura 17.18 Desarrollo de un paisaje kárstico. A. Durante las primeras etapas, el agua subterránea percola a través de la caliza a lo largo
de las diaclasas y los planos de estratificación. La actividad de la disolución crea cavernas en el nivel freático y por debajo, y las aumenta de
tamaño. B. En esta vista, las colinas están bien desarrolladas y las corrientes de superficie son canalizadas por debajo del terreno. C. Con el
paso del tiempo, las cavernas se hacen mayores y aumenta el número y tamaño de las dolinas. El hundimiento de las cavernas y la unión de
dolinas forman depresiones de suelo plano más grandes. Finalmente la actividad de la disolución puede removilizar la mayor parte de la caliza
de la zona, dejando sólo restos aislados.

502 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Algunas zonas de desarrollo kárstico exhiben pai- más ácido carbónico para la disolución de la caliza.
sajes muy diferentes del terreno salpicado de dolinas Otras zonas tropicales de desarrollo kárstico avanzado
descrito en la Figura 17.18. Un ejemplo notable es una son partes de Puerto Rico, el norte de Cuba y el norte
región extensa del sur de China que se describe como de Vietnam.
una zona que exhibe mogotes. El término mogote es ade-
cuado porque el paisaje está formado por un laberinto ?A VECES LOS ALUMNOS
de colinas empinadas aisladas que se elevan de manera P R E G U N TA N
abrupta desde el suelo. Cada una está acribillada de cue-
vas y pasajes interconectados. Este tipo de topografía ¿La caliza es el único tipo de roca que desarrolla
kárstica se forma en las regiones tropicales y subtropi- estructuras kársticas?
cales y tiene capas potentes de caliza altamente diacla-
sada. Aquí el agua subterránea ha disuelto grandes vo- No. Por ejemplo, se produce desarrollo kárstico en otras ro-
lúmenes de caliza y deja sólo estas torres residuales. El cas carbonatadas como el mármol y la dolomía. Además, las
desarrollo kárstico es más rápido en los climas tropica- evaporitas como el yeso y la sal (halita) son muy solubles y se
les debido a las precipitaciones abundantes y la mayor disuelven con facilidad para formar estructuras kársticas
disponibilidad de dióxido de carbono procedente de la como dolinas, cuevas y corrientes efímeras. Esta última si-
desintegración de la exuberante vegetación tropical. El tuación se denomina karst de evaporitas.
dióxido de carbono adicional del suelo significa que hay

Resumen

• Como recurso, el agua subterránea representa el má- jo de la gravedad y la tendencia del agua a desplazar-
ximo depósito de agua dulce asequible para los seres se hacia zonas de presión reducida.
humanos. Desde el punto de vista geológico, la acción
disolvente del agua subterránea produce cavernas y do- • Los principales factores que influyen en la velocidad
linas. El agua subterránea es también un equilibrador de la circulación de aguas subterráneas son la pen-
del flujo de corrientes fluviales. diente del nivel freático (gradiente hidráulico) y la per-
meabilidad del acuífero (conductividad hidráulica).
• El agua subterránea es el agua que llena completa-
mente los espacios porosos del sedimento y las rocas • Los manantiales aparecen en los puntos donde el ni-
en la zona de saturación de la subsuperficie. El límite su- vel freático intersecta con la superficie del terreno,
perior de esta zona es el nivel freático. La zona de airea- produciendo un flujo natural de agua subterránea.
ción está por encima del nivel freático, donde el suelo, Los pozos, aperturas taladradas en la zona de satura-
el sedimento y la roca no están saturados en agua. ción, extraen el agua subterránea y crean depresiones
aproximadamente cónicas en el nivel freático cono-
• La interacción entre las corrientes superficiales y las cidas como conos de depresión. Los pozos artesianos apa-
aguas subterráneas se produce de tres maneras dife- recen cuando el agua se eleva por encima del nivel en
rentes: las corrientes reciben agua de la aportación de el que se encontró inicialmente.
agua subterránea (efluente); pierden agua a través del
cauce hacia el sistema de aguas subterráneas (influen- • Cuando el agua subterránea circula a grandes profun-
te); o ambas cosas, recibiendo agua en algunas partes didades, se calienta. Si asciende, el agua puede surgir
y perdiéndola en otras. como fuentes termales. Los géiseres aparecen cuando el
agua subterránea se calienta en cámaras subterráneas,
• Los materiales con espacios porosos muy pequeños se expande y parte pasa rápidamente a vapor, hacien-
(como la arcilla) obstaculizan o impiden el movi- do que brote el géiser. La fuente de calor para la ma-
miento del agua subterránea y se denominan acuiclu- yoría de las fuentes termales y los géiseres es la roca íg-
dos. Los acuíferos consisten en materiales con espacios nea caliente.
porosos más grandes (como la arena) que son perme-
ables y transmiten libremente el agua subterránea. • Algunos de los problemas ambientales actuales que
afectan al agua subterránea son: (1) la sobreexplotación
• El agua subterránea se mueve en curvas serpentean- por el regadío intenso; (2) la subsidencia del terreno
tes que son algo intermedio entre el empuje hacia aba- causada por la extracción de agua subterránea; (3) la

Preguntas de repaso 503

contaminación salina, y (4) la contaminación por conta- ficación. Las diversas rocas de precipitación por goteo
minantes. encontradas en las cavernas se denominan colectiva-
mente espeleotemas. Los paisajes que se han formado
• La mayoría de las cavernas se forman en la caliza o en gran medida por el poder disolvente del agua sub-
por debajo del nivel freático cuando el agua subte- terránea exhiben una topografía kárstica, un terreno
rránea ácida disuelve la roca a lo largo de líneas de irregular, interrumpido por muchas depresiones de-
debilidad, como las diaclasas y los planos de estrati- nominadas dolinas.

Preguntas de repaso

1. ¿Qué porcentaje de agua dulce es agua subterránea? 14. Dos vecinos excavan un pozo. Aunque los dos po-
Si se excluye el hielo glaciar y sólo se considera el zos penetran a la misma profundidad, el de un veci-
agua dulce líquida, ¿aproximadamente qué porcen- no produce agua y el del otro no. Describa una cir-
taje corresponde al agua subterránea? cunstancia que podría explicar lo que ocurrió.

2. Desde un punto de vista geológico, el agua subte- 15. ¿Qué se entiende por el término artesiano?
rránea es importante como agente erosivo. Nombre
otro papel geológico significativo del agua subte- 16. Para que existan los pozos artesianos, deben darse
rránea. dos condiciones. Nómbrelas.

3. Compare y contraste las zonas de aireación y de sa- 17. Cuando se pinchó por primera vez la arenisca Da-
turación. ¿Cuál de esas zonas contiene agua subte- kota, el agua brotó libremente de muchos pozos ar-
rránea? tesianos. En la actualidad esos pozos deben ser bom-
beados. Explíquelo.
4. Explique por qué el nivel freático no suele ser plano.
18. ¿Cuál es el problema asociado con el bombeo del
5. Aunque la sequía meteorológica puede haber aca- agua subterránea para regadío que existe en la par-
bado, la sequía hidrológica puede continuar todavía. te meridional de los High Plains (véase Recuadro
Explíquelo. (Véase Recuadro 17.1.) 17.2)?

6. Contraste un efluente y influente. 19. Explique brevemente lo que sucedió en el valle de
San Joaquín como consecuencia de la extracción ex-
7. Distinga entre porosidad y permeabilidad. cesiva de agua subterránea. (Véase Recuadro 17.3.)

8. ¿Cuál es la diferencia entre un acuicludo y un acuí- 20. En una zona costera determinada el nivel freático es
fero? de 4 metros por encima del nivel del mar. ¿Aproxi-
madamente a qué distancia por debajo del nivel del
9. ¿Bajo qué circunstancias puede un material tener mar se encuentra el agua dulce?
gran porosidad pero no ser un buen acuífero?
21. ¿Por qué disminuye la descarga de agua subterránea
10. Como se muestra en la Figura 17.4, el agua subte- natural conforme se desarrollan las áreas urbanas?
rránea se mueve de manera serpenteante. ¿Qué fac-
tores hacen que siga esos cursos? 22. ¿Qué acuífero sería más eficaz para purificar el agua
subterránea contaminada: de grava gruesa, de are-
11. Describa brevemente la importante contribución na o de caliza karstificada?
que Henri Darcy hizo a nuestro conocimiento de la
circulación de las aguas subterráneas. 23. ¿Qué se entiende cuando se clasifica como peligro-
so un contaminante del agua subterránea?
12. Cuando un acuicluido está situado por encima del
nivel freático principal, puede crearse una zona sa- 24. Indique dos espeleotemas comunes y distíngalos.
turada local. ¿Qué término se aplica a esta situa-
ción? 25. ¿Qué clase de topografía exhiben las zonas cuyos
paisajes reflejan, en gran medida, el trabajo erosivo
13. ¿Cuál es el origen del calor para la mayoría de las de las aguas subterráneas?
fuentes termales y los géiseres? ¿Cómo se refleja
esto en la distribución de esas estructuras? 26. Describa dos formas de creación de las dolinas.

504 C A P Í T U L O 1 7 Aguas subterráneas

Términos fundamentales

acuicludo descenso de nivel géiser permeabilidad
acuífero dolina gradiente hidráulico porosidad
agua subterránea efluente influente pozo
artesiano espeleotema ley de Darcy pozo artesiano no surgente
caverna estalactita manantial o fuente pozo artesiano surgente
cinturón de humedad del estalagmita nivel freático topografía kárstica
franja capilar nivel freático colgado zona de aireación
suelo fuente termal nivel piezométrico zona de saturación
conductividad hidráulica
cono de depresión

Recursos de la web

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CAPÍTULO 18

Glaciares y glaciaciones

Los glaciares: una parte de dos ciclos Formas constituidas por tills
básicos
Morrenas laterales y centrales
Tipos de glaciares Morrenas terminales y de fondo
Drumlins
Glaciares de valle (alpinos)
Glaciares de casquete Formas constituidas por derrubios
Otros tipos de glaciares glaciares estratificados
¿Qué pasaría si se fundiera el hielo?
Llanuras aluviales y «valley trains»
Formación del hielo glaciar Depósitos en contacto con el hielo

Movimientos de un glaciar La teoría glaciar y el período glacial
cuaternario
Velocidades de movimiento de un glaciar
Balance de un glaciar Algunos efectos indirectos
de los glaciares del período glacial
Erosión glaciar cuaternario

Formas creadas por la erosión glaciar Causas de las glaciaciones

Valles glaciares Tectónica de placas
Aristas y horns Variaciones en la órbita de la Tierra
Rocas aborregadas

Depósitos glaciares

505

506 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

En la actualidad, los glaciares cubren casi el 10 por cien- Glaciares de valle (alpinos)
to de la superficie terrestre; sin embargo, en el pasado
geológico reciente los casquetes polares cubrían enor- Existen literalmente miles de glaciares relativamente pe-
mes áreas con hielo de miles de metros de espesor. Muchas queños en zonas montañosas elevadas, donde suelen se-
regiones todavía tienen la marca de esos glaciares. El carác- guir los valles que en un principio fueron ocupados por
ter fundamental de lugares tan diversos como los Alpes, Cape corrientes de agua. A diferencia de los ríos que previa-
Cod y el valle Yosemite fue labrado por masas de hielo gla- mente fluyeron por esos valles, los glaciares avanzan con
ciar ahora desaparecidas. Además, regiones como Long Is- lentitud, quizá sólo unos pocos centímetros al día. Debi-
land, los Grandes Lagos y los fiordos de Noruega y Alaska de- do a su localización, estas masas de hielo en movimiento
ben su existencia a los glaciares. Los glaciares, por supuesto, se denominan glaciares de valle o glaciares alpinos.
no son simplemente un fenómeno del pasado geológico. Cada glaciar es en realidad una corriente de hielo, confi-
Como veremos, siguen esculpiendo y depositando derrubios nada por paredes rocosas escarpadas, que fluyen valle aba-
en muchas regiones en la actualidad. jo desde un centro de acumulación cerca de su cabecera.
Como los ríos, los glaciares de valle pueden ser largos o
Los glaciares: una parte de dos ciclos cortos, anchos o estrechos, únicos o con afluentes que se
básicos bifurcan. En general, la anchura de los glaciares alpinos es
pequeña en comparación con sus longitudes. Algunos se
Los glaciares forman parte de dos ciclos fundamentales extienden tan sólo una fracción de kilómetro, mientras
del sistema Tierra: el ciclo hidrológico y el ciclo de las ro- que otros continúan durante muchas decenas de kilóme-
cas. Antes hemos aprendido que el agua de la hidrosfera tros. La rama occidental del glaciar Hubbard, por ejem-
está en un ciclo constante por la atmósfera, la biosfera y plo, transcurre a lo largo de 112 kilómetros de terreno
la Tierra sólida. Una y otra vez el agua se evapora de los montañoso en Alaska y el territorio Yukon.
océanos a la atmósfera, precipita sobre la superficie te-
rrestre y fluye por los ríos y bajo la tierra de vuelta al Glaciares de casquete
mar. Sin embargo, cuando las precipitaciones caen a gran-
des altitudes o latitudes elevadas, el agua quizá no pueda Al contrario que los glaciares de valle, los glaciares de cas-
abrirse camino inmediatamente hacia el mar. En cambio, quete existen en una escala mucho mayor. La poca radia-
puede convertirse en parte de un glaciar. Aunque el hie- ción solar anual total que alcanza los polos hace que estas
lo se acabará fundiendo, permitiendo así que el agua siga regiones sean idóneas para grandes acumulaciones de hie-
su camino hacia el mar, ésta última puede almacenarse en lo. Aunque en el pasado han existido muchos glaciares de
forma de hielo glaciar durante muchos decenios, cente- casquete, sólo dos alcanzan este estatus en la actualidad (Fi-
nares o incluso miles de años. Durante el tiempo en el gura 18.1). En la zona del polo Norte, Groenlandia está
que el agua permanece en un glaciar, puede constituir cubierta por un glaciar de casquete imponente que ocupa
una fuerza erosiva potente. Los procesos erosivos son una 1,7 millones de kilómetros cuadrados, o alrededor del 80
parte importante del ciclo de las rocas. Como los ríos y por ciento de esta gran isla. Con un promedio de casi 1.500
otros procesos erosivos, el hielo en movimiento modifi- metros de espesor, en algunos lugares el hielo se extiende
ca el paisaje a medida que acumula, transporta y deposi- 3.000 metros por encima del sustrato rocoso de la isla.
ta sedimentos.
En el dominio del polo Sur, el enorme glaciar de
Tipos de glaciares casquete de la Antártida alcanza un espesor máximo de
casi 4.300 metros y abarca un área de más de 13,9 millo-
IENCI TIERR Glaciares y glaciaciones nes de kilómetros cuadrados. Debido a las proporciones
de esas enormes estructuras, a menudo se les denomina
▲ Introducción glaciares continentales de casquete. De hecho, el conjunto de
todas las áreas de glaciares continentales de casquete cons-
AS DE LA tituye en la actualidad casi el diez por ciento de la super-
ficie terrestre.
Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina
Estas enormes masas fluyen en todas direcciones
sobre la superficie terrestre por la acumulación, com- desde uno o más centros de acumulación de la nieve y
ocultan por completo todo, excepto las zonas más eleva-
pactación y recristalización de la nieve. Dado que los das del terreno subyacente. Incluso las fuertes variaciones
de la topografía que hay debajo del glaciar suelen aparecer
glaciares son agentes de erosión, también deben fluir. como ondulaciones relativamente suavizadas en la super-
ficie del hielo. Esas diferencias topográficas, sin embargo,
Aunque se encuentran glaciares en muchas partes ac-

tuales del mundo, la mayoría está localizada en zonas

remotas.

Círculo Polar Ártico Tipos de glaciares 507

Polo minadas plataformas glaciares. Son masas grandes, re-
Norte lativamente planas, de hielo flotante que se extienden mar
Groenlandia adentro desde la costa, pero permanecen ligadas a la tie-
rra por uno o más lados. Las plataformas son más gruesas
Península en los lados situados tierra adentro y se adelgazan hacia el
Antártica mar. Están sostenidas por el hielo del glaciar de casquete
adyacente, además de ser alimentadas por la nieve y la
Plataforma Plataforma congelación del agua del mar en sus bases. Las platafor-
Filchner Larson B mas glaciares de la Antártida se extienden a lo largo de casi
1,4 millones de kilómetros cuadrados. Las plataformas
Mar glaciares Ross y Filchner son las mayores; la plataforma
Weddell glaciar Ross abarca ella sola un área de un tamaño próxi-
mo al de Texas (Figura 18.1). En los últimos años, el con-
Plataforma Polo trol por satélite ha mostrado que algunas plataformas gla-
Ross Sur ciares se están separando. En el Recuadro 18.1 se analiza
este tema.
Antártida
Otros tipos de glaciares

Además de los glaciares de valle y glaciares de casquete, se
han identificado también otros tipos de glaciares. Cubren
algunas tierras elevadas y algunas mesetas con masas de
hielo glaciar denominadas glaciares de meseta. Como las
plataformas glaciares, los glaciares de meseta entierran
por completo el paisaje subyacente, pero son mucho más
pequeños que las estructuras de escala continental. Los
glaciares de meseta aparecen en muchos lugares, entre
ellos Islandia y algunas de las grandes islas del océano
Ártico (Figura 18.2).

C írculo polar Antártico Volcán Grimsvötn

▲ Figura 18.1 Los únicos glaciares continentales de casquete
actuales son los que cubren Groenlandia y la Antártida. Sus áreas
combinadas representan casi el 10 por ciento del área de superficie de
la Tierra. El casquete polar de Groenlandia ocupa 1,7 millones de
kilómetros cuadrados, o alrededor del 80 por ciento de la isla. El área
del casquete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómetros
cuadrados. Las plataformas glaciares ocupan los 1,4 millones de
kilómetros cuadrados más adyacentes al glaciar de casquete antártico.

afectan al comportamiento de los glaciares de casquete, en ▲ Figura 18.2 El casquete polar de esta imagen captada por
especial cerca de sus márgenes, al guiar el flujo en ciertas satélite es el Vantnajükull, al sureste de Islandia (jükull significa
direcciones y crear zonas de movimiento más rápido y «casquete» en danés). En 1996 el volcán Grimsvötn entró en erupción
más lento. por debajo del casquete y produjo grandes cantidades de agua glaciar
de fusión que creó inundaciones. (Imagen Landsat de la NASA.)
A lo largo de porciones de la costa antártica, el hie-
lo glaciar fluye al interior de las bahías, creando las deno-

508 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Recuadro 18.1 Entender la Tierra▲

El derrumbamiento de los casquetes polares del Antártico

En estudios en los que se han utilizado dencia. Durante cinco años, la plataforma casquetes polares actúan como un sis-
imágenes recientes captadas por satélite glaciar Larsen B se redujo en unos 5.700 tema de contrafuerte o freno para los
se muestra que partes de algunas plata- kilómetros. Además, desde 1974, la ex- glaciares. Además, los casquetes man-
formas glaciares se están separando. Por tensión de siete plataformas glaciares que tienen el aire marino más caliente ale-
ejemplo, durante un intervalo de 35 días rodean la península Antártica disminuyó jado de los glaciares; por consiguien-
de febrero y marzo de 2002, una plata- en unos 13.500 kilómetros cuadrados. te, moderan la cantidad de fusión que
forma glaciar del lado oriental de la pe- se produce en las superficies de los
nínsula Antártica, conocida como la pla- ¿Por qué se separaron estas masas de glaciares. Una vez que sus plataformas
taforma glaciar Larsen B, se fracturó y se hielo flotante? ¿Podrían producirse con- glaciares se retiran, la velocidad de
separó del continente (Figura 18.A). El secuencias graves? los glaciares aumenta debido a la per-
acontecimiento envió miles de icebergs a colación del agua de fusión o la re-
la deriva en el mar Weddell adyacente Los científicos atribuyen la separación ducción de las fuerzas de freno, o am-
(véase Figura 18.1). En total, se separaron de los casquetes polares al fuerte calenta- bas cosas, y pueden empezar a liberar
unos 3.250 kilómetros cuadrados de pla- miento climático regional. Desde aproxi- más hielo en el océano. Ya se observan
taforma glaciar. (Como referencia, todo el madamente 1950, las temperaturas en el aumentos de la velocidad del hielo
estado de Rhode Island cubre 2.717 kiló- Antártico han aumentado en 2,5 °C. El glaciar en zonas de la Península de
metros cuadrados.) Éste no fue un acon- ritmo aproximado de calentamiento ha las que los casquetes polares se desin-
tecimiento aislado, sino parte de una ten- sido de 0,5 °C por década. Si las tempe- tegraron en años anteriores*.
raturas continúan aumentando, una pla-
▲ Figura 18.A Esta imagen de satélite taforma glaciar adyacente a Larsen B pue- La adición de grandes cantidades de
muestra el casquete polar Larsen B durante de empezar a retroceder en las próximas hielo glaciar al océano podría, de hecho,
su hundimiento a principios de 2002. décadas. Además, el calentamiento regio- provocar un aumento significativo del ni-
(Imagen cortesía de la NASA.) nal de sólo unos pocos grados puede ser vel del mar.
suficiente para hacer que partes de la
enorme plataforma glaciar Ross se deses- Recordemos que lo que se sugiere aquí
tabilice y empiece a separarse (véase Fi- es todavía una especulación, ya que nues-
gura 18.1). tro conocimiento de la dinámica de los
casquetes polares y los glaciares de la An-
¿Cuáles serían las consecuencias? Los tártida es incompleto. Será preciso reali-
científicos del National Snow and Ice zar más controles por satélite y más estu-
Data Center (NSIDC) sugieren lo si- dios en este ámbito para predecir con
guiente: mayor precisión los posibles aumentos
del nivel mundial del mar provocados por
Si bien la separación de los casquetes el mecanismo aquí descrito.
polares de la península tiene pocas
consecuencias en el aumento del nivel * National Snow and Ice Data Center, «Antarctic Ice-
del mar, la separación de otras plata-
formas del Antártico podría tener un Shelf Collapses», 21 de marzo de 2002, http://nsidc.
gran efecto sobre el ritmo al que el org/iceshelves/larsenb2002.
hielo se separa del continente. Los

A menudo, los casquetes polares y los glaciares de Los glaciares de piedemonte ocupan tierras bajas
casquete alimentan a glaciares de desbordamiento. Es- amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman
tas lenguas de hielo fluyen valle abajo extendiéndose ha- cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las paredes
cia fuera de los márgenes de esas masas de hielo más gran- de confinamiento de los valles de montaña. En este caso,
des. Las lenguas son esencialmente glaciares de valle que el hielo que avanza se expande formando una amplia co-
se producen por el movimiento del hielo desde un cas- bertura de hielo. El tamaño de los glaciares de piede-
quete polar o un glaciar de casquete a través de terreno monte varía mucho. Entre los mayores se encuentra el
montañoso, hasta el mar. Cuando encuentran el mar, al- glaciar Malaspina situado a lo largo de la costa del sur de
gunos glaciares de desbordamiento se expanden como Alaska. Abarca más de 5.000 kilómetros cuadrados de la
plataformas glaciares flotantes. A menudo se producen llanura costera plana situada al pie de la elevada cordille-
muchos icebergs. ra San Elías (Figura 18.3).

Tipos de glaciares 509

▲ Figura 18.3 El glaciar Malaspina, al sureste de Alaska, es considerado un ejemplo clásico de un glaciar de piedemonte. Los glaciares de
piedemonte se producen cuando los glaciares de valle salen de una cordillera montañosa y entran en tierras bajas extensas, ya no están
confinados por los laterales y se expanden hasta convertirse en amplios lóbulos. El glaciar Malaspina es en realidad un glaciar compuesto,
formado por la unión de varios glaciares de valle; entre ellos, los glaciares prominentes que aparecen aquí son el glaciar Agassiz (izquierda) y
el glaciar Seward (derecha). En total, el glaciar Malaspina mide hasta 65 kilómetros de ancho y se extiende a lo largo de 45 kilómetros, desde
el frente montañoso casi hasta el mar. Esta vista perspectiva hacia el norte cubre un área aproximada de 55 kilómetros ϫ 55 kilómetros. Se
creó a partir de una imagen del satélite Landsat y un modelo de elevación generado por la Shuttle Radar Topography Mission (SRTM). Estas
imágenes son excelentes herramientas para cartografiar la extensión geográfica de los glaciares y para determinar si estos glaciares están
adelgazando o engrosando. (Imagen de NASA/JPL.)

¿Qué pasaría si se fundiera el hielo? 17.000 años, (3) el río Amazonas durante aproximada-
mente 5.000 años o (4) todos los ríos del mundo du-
¿Qué cantidad de agua se almacena en el hielo de un gla- rante unos 750 años.
ciar? Los cálculos realizados por el U. S. Geological Sur-
vey indican que sólo algo más del 2 por ciento del agua ?A VECES LOS ALUMNOS
mundial se encuentra en los glaciares. Pero incluso un 2 P R E G U N TA N
por ciento de una cantidad enorme es mucho. El volumen
total aproximado de sólo los glaciares de valle es 210.000 ¿Pueden formarse glaciares en zonas tropicales?
kilómetros cúbicos, comparable a la combinación del vo-
lumen de los lagos de agua salina y de agua dulce más Por supuesto. Los glaciares suelen formarse allí donde hay
grandes del mundo. temperaturas bajas y aportaciones adecuadas de nieve. Dado
que las temperaturas descienden al aumentar la altitud, pue-
En cuanto a los glaciares de casquete, la de la An- de haber glaciares en los trópicos a grandes alturas. Incluso
tártida está compuesta por el 80 por ciento del hielo mun- cerca del ecuador pueden formarse glaciares a altitudes de más
dial y casi dos tercios del agua dulce de la Tierra, y cubre de 5.000 metros. El monte Kilimanjaro de Tanzania, situado
casi 1,5 veces el área de Estados Unidos. Si este hielo se prácticamente sobre el ecuador a una altitud de 5.895 metros,
fundiera, el nivel del mar se elevaría alrededor de 60 a 70 es un ejemplo. Su nombre («Kilima» en swahili significa mon-
metros y el océano inundaría muchas zonas costeras den- taña, y «Njaro» significa brillante) es una referencia a la cima
samente pobladas (Figura 18.4). blanca de hielo que, cuando está iluminada, puede verse des-
de grandes distancias. El cambio climático está provocando la
La importancia hidrológica del hielo de la Antár- disminución de los glaciares del Kilimanjaro, de modo que en
tida puede ilustrarse de otra manera. Si los glaciares de 15 o 20 años el hielo desaparecerá por completo.
casquete se fundiera a un ritmo uniforme, podría ali-
mentar (1) el río Mississippi durante más de 50.000
años, (2) todos los ríos de Estados Unidos durante unos

510 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

IENCIFigura 18.4 En este mapa de una parteSeattle
de Norteamérica se muestra la línea de
▲costa actual en comparación con la línea de San Francisco Línea de costa si los Nueva York
costa existente durante el último período glaciares de casquete
glacial (hace 18.000 años) y la línea de actuales se fundieran Línea de costa
costa que habría si se fundieran los glaciares hace 18.000 años
de casquete actuales de Groenlandia y la Memphis
Antártida. (Tomado de R. H. Dott, Jr., y R. L. Charleston
Battan, Evolution of the Earth, Nueva York: Houston
McGraw Hill, 1971. Reimpreso con el Orlando
permiso del editor.)

Los Angeles Phoenix

Formación del hielo glaciar mulación esponjosa de los delicados cristales hexagonales
pronto empieza a cambiar. A medida que el aire se infil-
La nieve es la materia prima a partir de la cual se origina tra por los espacios que quedan entre los cristales, los ex-
el hielo glaciar; por consiguiente, los glaciares se forman tremos de los cristales se evaporan y el vapor de agua se
en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se de- condensa cerca de su centro. De esta manera los copos de
rrite durante el verano. Antes de que se cree un glaciar, la nieve se hacen más pequeños, más gruesos y más esféri-
nieve debe convertirse en hielo glaciar. Esta transforma- cos, y desaparecen los espacios porosos grandes. Median-
ción se muestra en la Figura 18.5. te este proceso, el aire es expulsado y, lo que en una oca-
sión fue nieve esponjosa y ligera, recristaliza en una masa
Cuando las temperaturas permanecen por debajo mucho más densa de pequeños granos que tienen la con-
del punto de congelación después de una nevada, la acu- sistencia de una arena gruesa. Esta nieve recristalizada
granular se denomina neviza y suele encontrarse como
Nieve granular componente de antiguos bancos de nieve cerca del final
del invierno. A medida que se añade más nieve, aumenta
Copo de nieve la presión en las capas inferiores, compactando con ello los
granos de hielo situados en profundidad. Cuando el es-
pesor del hielo y de la nieve supera los 50 metros, el peso
es suficiente para fusionar la neviza en una masa sólida de
cristales de hielo trabados. Se acaba de formar el hielo gla-
ciar.

Movimientos de un glaciar

Neviza TIERR Glaciares y glaciaciones

Hielo glaciar ▲ Balance de un glaciar

AS DE LA

El movimiento del hielo glaciar se suele denominar flujo.

El hecho de que el movimiento glaciar se describa de esta

manera parece paradójico: ¿cómo puede fluir un sólido?

La forma mediante la cual fluye el hielo es compleja y bá-

▲ Figura 18.5 Conversión de la nieve recién caída en hielo sicamente de dos tipos. El primero de ellos, el flujo plás-
glaciar cristalino y denso.
tico, implica el movimiento dentro del hielo. El hielo se

Movimientos de un glaciar 511

comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión Motovtimaliento Zona de fractura
que tiene encima es equivalente al peso de unos 50 metros inteFrlunjoo
de hielo. Una vez sobrepasada esta carga, el hielo se com-
porta como un material plástico y empieza a fluir. Este flu- Deslizamiento
jo se produce debido a la estructura molecular del hielo. Sustrato rocoso
El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaque-
tadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más ▲ Figura 18.6 Corte vertical a través de un glaciar que ilustra el
débiles que las existentes dentro de cada capa. Por consi- movimiento del hielo. El movimiento del glaciar se divide en dos
guiente, cuando un esfuerzo sobrepasa la fuerza de los componentes. Por debajo de los 50 metros, el hielo se comporta
enlaces que mantienen unidas las capas, éstas permanecen plásticamente y fluye. Además, toda la masa de hielo puede
intactas y se deslizan unas sobre otras. deslizarse a lo largo del terreno. El hielo de la zona de fractura es
transportado «a cuestas». Obsérvese que la velocidad de
Un segundo mecanismo, y a menudo igual de im- movimiento es la más lenta en la base del glaciar donde la fricción
portante, del movimiento glaciar consiste en el desplaza- por arrastre es mayor.
miento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno. Con
la excepción de algunos glaciares localizados en las regio- través de los glaciares y pueden extenderse hasta profun-
nes polares, donde el hielo está probablemente congela- didades de 50 metros. Por debajo de esta profundidad, el
do hasta el lecho de roca sólida, se piensa que la mayoría flujo plástico las sella.
de los glaciares se mueve mediante este proceso denomi-
nado deslizamiento basal. En este proceso, el agua de fu- ?A VECES LOS ALUMNOS
sión actúa probablemente como un gato hidráulico y qui- P R E G U N TA N
zá como un lubricante que ayuda al desplazamiento del
hielo sobre la roca. El origen del agua líquida está rela- He oído que los icebergs podrían utilizarse como una
cionado en parte con el hecho de que el punto de fusión fuente de agua en los desiertos. ¿Es eso posible?
del hielo disminuye a medida que aumenta la presión. Por
consiguiente, en las zonas profundas del interior de un Es cierto que las personas que viven en zonas áridas han es-
glaciar, el hielo puede estar en el punto de fusión, aun tudiado seriamente la posibilidad de remolcar icebergs des-
cuando su temperatura sea inferior a 0 °C. de la Antártida para que sirvan de fuente de agua dulce. Se-
guro que hay un gran abastecimiento. Cada año, en las aguas
Además, otros factores pueden contribuir a la pre- que rodean la Antártida, unos 1.000 kilómetros cúbicos de
sencia de agua de fusión dentro de las zonas profundas del hielo glaciar se separan y crean icebergs. Sin embargo, hay
glaciar. Las temperaturas pueden incrementarse median- problemas tecnológicos significativos que difícilmente se su-
te el flujo plástico (un efecto similar al calentamiento por perarán pronto. Por ejemplo, todavía no se han desarrollado
fricción), el calor añadido desde el interior de la Tierra y buques capaces de remolcar grandes icebergs (de 1 a 2 kiló-
la recongelación del agua de fusión que se ha escurrido metros de diámetro). Además, habría una pérdida sustancial
desde arriba. El último proceso depende de la propiedad, de hielo por la fusión y la evaporación que tendrían lugar a
según la cual, a medida que el agua cambia de estado de medida que el iceberg se arrastrara lentamente (durante un
líquido a sólido, se libera calor (denominado calor laten- año) a través de las aguas cálidas del océano.
te de fusión).

En la Figura 18.6 se ilustran los efectos de estos dos
tipos básicos de movimiento glaciar. Este perfil vertical a
través de un glaciar también demuestra que no todo el hie-
lo fluye hacia delante a la misma velocidad. La fricción por
arrastre con el fondo del sustrato rocoso hace que las par-
tes inferiores del glaciar se muevan mucho más despacio.

Al contrario que en la parte inferior del glaciar, los
50 metros superiores, más o menos, no están sometidos a
la suficiente presión como para exhibir flujo plástico. An-
tes bien, el hielo de esta zona superior es frágil y se le sue-
le denominar, con propiedad, zona de fractura. El hielo
de la zona de fractura es transportado «a caballo» por el
hielo inferior. Cuando el glaciar se mueve sobre un terre-
no irregular, la zona de fractura está sujeta a tensión, lo
que provoca hendiduras denominadas grietas. Estas hen-
diduras abismales pueden hacer que sea peligroso viajar a

512 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Velocidades de movimiento de un glaciar nados oleadas. Los glaciares que exhiben dicho movi-
miento pueden fluir de una manera aparentemente nor-
A diferencia del flujo de las corrientes de agua, el movi- mal y luego acelerar durante un tiempo relativamente cor-
miento de los glaciares no es evidente. Si pudiéramos ob- to antes de volver de nuevo a la velocidad normal Las
servar a glaciar alpino moverse, veríamos que, como el velocidades de flujo durante las oleadas son de hasta 100
agua de un río, todo el hielo del valle no se mueve valle veces la velocidad normal. Las pruebas indican que mu-
abajo a una velocidad igual. De la misma manera que la chos glaciares pueden ser de este tipo.
fricción con el fondo del lecho de roca hace más lento el
movimiento del hielo en el fondo del glaciar, la fricción Todavía no está claro si el mecanismo que provoca
creada por las paredes del valle hace que el flujo sea ma- estos movimientos rápidos es el mismo para todos los gla-
yor en el centro del glaciar. Esto se demostró por prime- ciares de tipo oleada. Sin embargo, los investigadores que
ra vez por experimentos realizados durante el siglo XIX, en estudiaron el glaciar Variegated que aparece en la Figura
los cuales se colocaron unos marcadores en una línea rec- 18.7 han determinado que las oleadas de esta masa glaciar
ta que atravesaba la parte superior de un glaciar de valle. toman la forma de un aumento rápido del deslizamiento
Periódicamente se fueron controlando las posiciones de basal causado por aumentos de la presión del agua por de-
las estacas, que revelaron el tipo de movimiento que se bajo del hielo. El incremento de la presión del agua en la
acaba de describir. En el Recuadro 1.2, se amplía la in- base del glaciar actúa para reducir la fricción entre el lecho
formación sobre estos experimentos. de roca subyacente y el hielo en movimiento. El aumento
de la presión, a su vez, está relacionada con los cambios en
¿Con qué velocidad se mueve el hielo glaciar? Las el sistema de pasajes que conducen el agua a lo largo del
velocidades medias varían considerablemente de un gla- lecho del glaciar y la liberan como un desagüe al final.
ciar a otro. Algunos se mueven tan despacio que los ár-
boles y otro tipo de vegetación pueden establecerse bien Balance de un glaciar
en los derrubios que se han acumulado en la superficie del
glaciar, mientras que otros se mueven a velocidades de La nieve es la materia prima a partir de la cual se origina
hasta varios metros al día. Por ejemplo, el glaciar Byrd, un el hielo glaciar; por consiguiente, los glaciares se forman
glaciar de desbordamiento de la Antártida que fue estu- en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se de-
diado durante 10 años utilizando imágenes de satélite, se rrite durante el verano. Los glaciares están constante-
movía a una velocidad de 750 a 800 metros al año (unos 2 mente ganando y perdiendo hielo. La acumulación de la
metros al día). Otros glaciares del estudio avanzaban a nieve y la formación de hielo se producen en la zona de
una cuarta parte de esa velocidad. acumulación. Sus límites externos se definen como el lí-
mite de las nieves perpetuas. La altitud del límite de las
El avance de algunos glaciares se caracteriza por pe-
ríodos de movimientos extremadamente rápidos denomi-

Antes
de la oleada

Después
de la oleada

Agosto de 1964 Agosto de 1965

▲ Figura 18.7 La oleada del glaciar Variegated, un glaciar de valle cerca de Yakutat, Alaska, al noroeste de Juneau, es captada en estas dos
fotografías aéreas tomadas con un año de diferencia. Durante una oleada, las velocidades del hielo del glaciar Variegated son de 20 a 50
veces mayores que durante una fase inactiva. (Fotos de Austin Post, U. S. Geological Survey.)

Movimientos de un glaciar 513

nieves perpetuas varía mucho. En las regiones polares, un diámetro de varios kilómetros y un espesor de 600 me-
puede estar al nivel del mar, mientras que en las áreas tro- tros. Por comparación, miles de icebergs de forma irre-
picales, los límites de nieves perpetuas existen sólo en áre- gular son producidos por los glaciares de desbordamien-
as montañosas elevadas, a menudo a altitudes que superan to que fluyen desde los márgenes del glaciar de casquete
los 4.500 metros. Por encima del límite de las nieves per- de Groenlandia. Muchos derivan hacia el sur y se abren
petuas, en la zona de acumulación, la adición de nieve au- camino hacia el Atlántico Norte, donde pueden constituir
menta el espesor del glaciar y propicia su movimiento. graves peligros para la navegación.
Más allá del límite de las nieves perpetuas se encuentra la
zona de ablación. En esta zona se produce una pérdida Que el frente de un glaciar avance, retroceda o per-
neta del glaciar, ya que se derrite toda la nieve del invier- manezca estacionario depende del balance del glaciar. El
no anterior, así como algo del hielo glaciar (Figura 18.8). balance glaciar es el equilibrio, o desequilibrio, entre la
acumulación en el extremo superior del glaciar y la pér-
Además de la fusión, los glaciares también se des- dida en el extremo inferior. Esta pérdida se denomina
gastan cuando se rompen grandes fragmentos de hielo ablación. Si la acumulación de hielo supera la ablación, el
del frente del glaciar en un proceso denominado des- frente glaciar avanza hasta que los dos factores se equili-
membramiento. El desmembramiento glaciar crea ice- bran. Cuando esto ocurre, el final del glaciar permanece
bergs en lugares donde el glaciar ha alcanzado el mar o un estacionario.
lago. Ya que los icebergs son ligeramente menos densos
que el agua de mar, flotan muy hundidos en el agua, con Si una tendencia al calentamiento aumenta la abla-
más del 80 por ciento de su masa sumergida. A lo largo de ción o si una reducción de las nevadas disminuye la acu-
los márgenes de los glaciares de plataforma de la Antárti- mulación, o ambas cosas, el frente de hielo retrocederá. A
da, el desmembramiento glaciar es la principal manera medida que el final del glaciar se retrae, disminuye la ex-
por medio de la cual esas masas pierden hielo. Los ice- tensión de la zona de desgaste. Por consiguiente, con el
bergs relativamente planos producidos aquí pueden tener tiempo se alcanzará un nuevo equilibrio entre acumulación
y desgaste, y el frente de hielo volverá a ser estacionario.

Zona de
acumulación

Línea de las
nieves perpetuas

Grietas

Zona de Iceberg formado
ablación por desmembramiento

▲ Figura 18.8 La línea de las nieves perpetuas separa la zona de acumulación y la zona de ablación. Por encima de esta línea, cae más
nieve cada invierno de la que se derrite cada verano. Por debajo de esta línea, la nieve del invierno anterior se derrite completamente al igual
que algo del hielo subyacente. Que el margen del glaciar avance, retroceda o permanezca estacionario depende del equilibrio entre la
acumulación y el desgaste (ablación). Cuando un glaciar atraviesa un terreno irregular, se forman grietas en la parte frágil.

514 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Ya esté avanzando, retrocediendo o en estado esta- Cuando el hielo del fondo de un glaciar contiene
cionario el margen de un glaciar, el hielo dentro del gla- grandes fragmentos de roca, pueden incluso excavarse ara-
ciar sigue fluyendo hacia delante. En el caso de un glaciar ñazos y surcos en el lecho de roca denominados estrías
en recesión, el hielo todavía fluye hacia delante, pero no glaciares. Esos surcos lineales proporcionan pistas sobre
con suficiente rapidez como para contrarrestar la ablación. la dirección del flujo de hielo. Cartografiando las estrías a
Esta cuestión se ilustra bien en la Figura 1.B. Mientras la lo largo de grandes áreas, pueden a menudo reconstruir-
línea de estacas colocadas en el glaciar Rhone siguió mo- se los modelos de flujo glaciar. Por otro lado, no toda la
viéndose valle abajo, el final del glaciar iba retrocediendo acción abrasiva produce estrías. El hielo y su carga de par-
lentamente valle arriba. tículas más finas también pueden llegar a pulir mucho las
superficies rocosas sobre las cuales se desplaza el glaciar.
Erosión glaciar Las grandes superficies de granito suavemente pulido del
Parque Nacional Yosemite proporcionan un ejemplo ex-
Los glaciares son capaces de una gran erosión. Para cual- celente.
quiera que haya observado el final de un glaciar alpino, las
pruebas de su fuerza erosiva son claras. Se puede ser tes- Como ocurre con otros agentes de erosión, la velo-
tigo de primera mano de la liberación de material rocoso cidad de erosión de un glaciar es muy variable. Esta ero-
de varios tamaños, por el hielo, cuando se funde. Todos los sión diferencial llevada a cabo por el hielo está muy con-
signos llevan a la conclusión de que el hielo ha arañado, trolada por cuatro factores: (1) velocidad de movimiento
restregado y roto la roca del fondo y las paredes del valle del glaciar; (2) espesor del hielo; (3) forma, abundancia y
y las ha transportado valle abajo. De hecho, como medio dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo
de transporte de sedimentos, el hielo no tiene parangón. en la base del glaciar, y (4) erosionabilidad de la superfi-
cie por debajo del glaciar. Variaciones en uno o en todos
Una vez que un derrubio rocoso es recogido por el gla- esos factores de un momento a otro o de un lugar a otro
ciar, la enorme competencia del hielo no permitirá que los de- significan que los rasgos, efectos y grado de modificación
rrubios se sedimenten como la carga transportada por una co- del paisaje en las regiones glaciares pueden variar enor-
rriente de agua o por el viento. Por consiguiente, los glaciares memente.
pueden transportar enormes bloques que ningún otro agen-
te erosivo podría posiblemente mover. Aunque los glaciares Formas creadas por la erosión glaciar
actuales son de importancia limitada como agentes erosivos,
muchos paisajes que fueron modificados por los glaciares IENCI TIERR Glaciares y glaciaciones
que dominaban el planeta durante el período glacial más re-
ciente reflejan todavía un elevado grado de trabajo del hielo. ▲ Repaso de las características
de un glaciar
Los glaciares erosionan el terreno fundamental- AS DE LA
mente de dos maneras: arranque y abrasión. En primer lu-
gar, a medida que un glaciar fluye sobre una superficie Los efectos erosivos de los glaciares de valle y de los gla-
fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de ciares de casquete son bastante diferentes. Es probable que
roca y los incorpora al hielo. Este proceso, conocido como
arranque, se produce cuando el agua de fusión penetra en un visitante a una región montañosa llena de glaciares vea
las grietas y las diaclasas del lecho de roca del fondo del
glaciar y se congela. Conforme el agua se expande, actúa una topografía afilada y angulosa. La razón es que, a me-
como una enorme palanca que suelta la roca levantándo- dida que los glaciares alpinos se desplazan valle abajo,
la. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños en- tiendan a acentuar las irregularidades del paisaje monta-
tran a formar parte de la carga del glaciar. ñoso creando paredes más escarpadas y haciendo incluso
más dentados los marcados picos. Por el contrario, los
El segundo proceso erosivo importante es la abra- glaciares de casquete continental generalmente pasan por
sión. A medida que el hielo y su carga de fragmentos ro- encima del terreno y, por tanto, suavizan, más que acen-
cosos se deslizan sobre el lecho de roca, funcionan como túan, las irregularidades que encuentran. Aunque la po-
papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. tencia erosiva de los glaciares de casquete es enorme, las
La roca pulverizada producida por la «molienda» glaciar formas esculpidas por esas enormes masas de hielo no
se denomina con propiedad harina de roca. Se puede suelen inspirar la misma admiración y temor reverente
producir tanta harina de roca que las corrientes de agua que los rasgos erosivos creados por los glaciares de valle.
de fusión que fluyen fuera de un glaciar a menudo tienen Gran parte del escarpado escenario montañoso tan cele-
el aspecto grisáceo de la leche desnatada y ofrecen prue- brado por su majestuosa belleza es el producto de la ero-
bas visibles del poder de molienda del hielo.
sión de los glaciares alpinos. En la Figura 18.9 se muestra

un área montañosa antes, durante y después de una gla-
ciación.

Formas creadas por la erosión glaciar 515▲

Valle Figura 18.9 En estos diagramas de un área hipotética se muestra el
en forma desarrollo de formas erosivas creadas por glaciares alpinos. El paisaje no
glaciar de la parte A está modificado por glaciares de valle en la parte
de V B. Después del retroceso del hielo, en la parte C, el terreno tiene un
aspecto muy diferente al anterior a la glaciación.

A. Topografía no glaciar Horn
Circos
Arista Morrena
central

Glaciar
principal

Espolones
truncados

B. Región durante un período de glaciación máxima Arista
Horn Lago pequeño Valle colgado
de montaña (tarn)

Circos

Lagos
en rosario

Valle
glaciar

C. Topografía glaciar

516 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Valles glaciares el valle. Los resultados de esta actividad son acantilados
de forma triangular denominados espolones truncados
Una excursión por un valle glaciar revela una serie de (Figura 18.9).
rasgos notables creados por el hielo. El valle, en sí mis-
mo, es a menudo una visión extraordinaria. A diferencia La intensidad de la erosión glaciar depende en par-
de las corrientes de agua, que crean sus propios valles, los te del espesor del hielo. Por consiguiente, muchos glacia-
glaciares toman el camino de menor resistencia siguien- res profundizan sus valles más de lo que lo hacen sus
do el curso de los valles de corriente existentes. Antes de afluentes más pequeños. Por tanto, cuando los glaciares
la glaciación, los valles de montaña son característica- acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes
mente estrechos y en forma de V, porque las corrientes quedan por encima de la depresión glaciar principal, y se
de agua están muy por encima del nivel de base y, por denominan valles colgados (Figura 18.9). Los ríos que
consiguiente, están ejerciendo erosión en la vertical. Sin fluyen a través de valles colgados pueden producir casca-
embargo, durante la glaciación esos valles estrechos ex- das espectaculares, como las del Parque Nacional Yose-
perimentan una transformación conforme el glaciar los mite (Figura 18.9).
ensancha y profundiza, creando un valle glaciar en for-
ma de U (Figura 18.9 y Figura 18.10). Además de pro- Mientras ascienden por un valle glaciar, los excur-
ducir un valle más ancho y más profundo, el glaciar tam- sionistas pueden pasar por una serie de depresiones de le-
bién endereza el valle. A medida que el hielo fluye cho de roca en el suelo del valle que fueron creadas pro-
alrededor de las pronunciadas curvas, su gran fuerza ero- bablemente por arranque y luego pulidas por la fuerza
siva elimina los espolones de tierra que se extienden en abrasiva del hielo. Si esas depresiones se llenan de agua, se
denominan lagos en rosario (Figura 18.10)..

▲ Figura 18.10 Antes de la glaciación, un valle de montaña es normalmente estrecho y en forma de V. Durante la glaciación, un glaciar
alpino se ensancha, se profundiza y endereza el valle, creando el valle glaciar en forma de U que se ve aquí. La hilera de lagos se denomina
lagos en rosario. Este valle se encuentra en el Parque Nacional Glacier, Montana. (Foto de John Montagne.)

Depósitos glaciares 517

En la cabecera de un valle glaciar hay una estructu- circos, lagos en rosario y los otros rasgos relacionados
ra muy característica y a menudo imponente denomina- que acabamos de comentar. También es probable que
da circo. Estas depresiones en forma de tazón tienen pa- muestren crestas sinuosas de bordes agudos denominados
redes escarpadas en tres lados, pero están abiertas por el aristas y picos piramidales agudos denominados horns
lado que desciende al valle. El circo es el punto focal de que se proyectan por encima de los alrededores. Los dos
crecimiento del glaciar, porque es la zona de acumulación rasgos pueden originarse a partir del mismo proceso bá-
de nieve y de formación de hielo. Los circos empiezan sico: el aumento de tamaño de los circos producido por
como irregularidades en el lado de la montaña que luego arranque y por la acción del hielo (Figura 18.9). En el caso
van siendo aumentadas de tamaño por el acuñamiento de de las cúspides rocosas denominadas horns, los responsa-
hielo y el arranque producido en los lados y en el fondo bles son grupos de circos situados alrededor de una sola
del glaciar. Después de la desaparición del glaciar, la cuen- montaña elevada. A medida que los circos aumentan de ta-
ca del circo suele ser ocupada por un pequeño lago de maño y convergen, se produce un horn aislado. El ejem-
montaña denominado tarn (Figura 18.9). plo más famoso es el Matterhorn de los Alpes suizos (Fi-
gura 18.9).
A veces, cuando hay dos glaciares en los lados opues-
tos de una divisoria, que se alejan uno del otro, la cresta Las aristas pueden formarse de una manera similar,
divisoria que queda entre sus circos va siendo eliminada a a excepción de que los circos no se agrupan alrededor de
medida que el arranque y la acción del hielo aumentan el un punto, sino que existen a los lados opuestos de una di-
tamaño de cada uno de ellos. Cuando esto ocurre, las dos visoria. A medida que crecen los circos, la divisoria que los
depresiones glaciares llegan a cruzarse, creando una gar- separa se reduce a una estrecha partición en forma de filo
ganta o paso de un valle al otro. A esta estructura se la de- de cuchillo. Una arista, sin embargo, también puede for-
nomina puerto de montaña. Algunos pasos de montaña marse de otra manera. En el caso de que dos glaciares ocu-
importantes y bien conocidos son: el paso de St. Got- pen valles paralelos, puede formarse una arista cuando la
thard en los Alpes suizos, el de Tioga en Sierra Nevada, divisoria que separa las lenguas de hielo en movimiento se
California, y el de Berthoud en las Rocosas, Colorado. va estrechando progresivamente a medida que los glacia-
res pulen y ensanchan sus valles adyacentes.
Antes de dejar el tema de los valles glaciares y sus
rasgos asociados, deben comentarse unas estructuras bas- Rocas aborregadas
tante bien conocidas: los fiordos. Los fiordos son ense-
nadas profundas, a menudo espectaculares, de laderas es- En muchos paisajes glaciares, pero con más frecuencia
carpadas, presentes en zonas de latitudes altas, donde las allí donde los glaciares continentales de casquete han mo-
montañas están al lado del océano. Se trata de valles gla- dificado el terreno, el hielo esculpe pequeñas colinas
ciares inundados que quedaron sumergidos cuando el hie- orientadas aerodinámicamente a partir de protuberancias
lo abandonaba el valle y el nivel del mar se elevó después del lecho de roca. Una protuberancia asimétrica del lecho
del período glacial cuaternario. Las profundidades de los de roca de este tipo se denomina roca aborregada. Las
fiordos pueden superar los 1.000 metros. Sin embargo, las rocas aborregadas se forman cuando la abrasión glaciar
grandes profundidades de estos valles inundados se expli- alisa la suave pendiente que está en frente del hielo glaciar
can sólo parcialmente por la elevación postglaciar del ni- que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del
vel del mar. A diferencia de la situación que gobierna el lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la
trabajo erosivo descendente de los ríos, el nivel del mar no protuberancia (Figura 18.11). Las rocas aborregadas in-
actúa como un nivel de base para los glaciares. Por consi- dican la dirección del flujo glaciar, porque la pendiente
guiente, los glaciares son capaces de erosionar sus lechos más suave se encuentra generalmente en el lado desde el
bastante por debajo de la superficie del mar. Por ejemplo, cual avanzó el hielo.
un glaciar de 300 metros de espesor puede excavar el fon-
do de su valle más de 250 metros por debajo del nivel del Depósitos glaciares
mar antes de que cese la erosión descendente y el hielo
empiece a flotar. Noruega, Columbia británica, Groen- IENCI TIERR ▲Glaciares y glaciaciones
landia, Nueva Zelanda, Chile y Alaska tienen líneas de Repaso de las características
costa caracterizadas por fiordos. AS DE LA de un glaciar

Aristas y horns Los glaciares recogen y transportan una enorme carga de
derrubios a medida que avanzan lentamente a través del
Una visita a los Alpes y a las Rocosas del norte, o a mu- terreno. Por fin, esos materiales se depositan cuando se
chos otros paisajes montañosos extraordinarios, esculpidos
por los glaciares de valle, revelan no sólo valles glaciares,

518 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Flujo de hielo

Arranque Abrasión
glaciar glaciar

▲
Figura 18.11 Roca aborregada en el Parque Nacional
Lecho de roca Yosemite, California. La pendiente suave experimentó
abrasión y el lado más empinado experimentó arranque. El
hielo se movió de derecha a izquierda. (Foto de E. J. Tarbuck.)

funde el hielo. En las regiones donde se deposita, el se- gran parte del suelo y los derrubios rocosos que cubren di-
dimento glaciar puede desempeñar un papel verdadera- versas zonas de Europa procedían de algún otro lugar. En
mente significativo en la formación del paisaje físico. Por aquella época, se creía que esos materiales «foráneos» ha-
ejemplo, muchas áreas, durante el reciente período gla- bían sido «arrastrados» a sus posiciones actuales por hie-
cial, estuvieron cubiertas por los glaciares continentales, lo flotante durante una inundación antigua. Por consi-
siendo raro que el sustrato rocoso quede expuesto, por- guiente, en inglés se dio el nombre de drift (que significa
que el terreno está completamente cubierto por depósi- arrastre) a este sedimento. En castellano se denominan
tos glaciares cuyo espesor es de decenas o incluso cente- derrubios glaciares, término que abarca todos los sedi-
nares de metros. El efecto general de esos depósitos es el mentos de origen glaciar sin importar cómo, dónde o de
de reducir el relieve local y, por tanto, nivelar la topo- qué forma fueron depositados.
grafía. De hecho, las escenas rurales que son familiares
para muchos son el resultado directo de la sedimentación Una de las características que distinguen los derru-
glaciar. bios glaciares de los sedimentos dejados por otros agen-
tes erosivos es que los depósitos glaciares consisten fun-
Mucho antes de que se propusiera incluso la teoría damentalmente en derrubios de roca mecánicamente
de una Edad del Hielo generalizada, se reconocía que meteorizada que experimentaron poca o ninguna meteo-

Formas constituidas por tills 519

rización química antes de su deposición. Por tanto, los mi-
nerales que tienen una notable propensión a la descom-
posición química, como la hornblenda o las plagioclasas,
a menudo son componentes abundantes de los sedimen-
tos glaciares.

Los geólogos dividen los derrubios glaciares en
dos tipos distintos: (1) los materiales depositados direc-
tamente por el glaciar, que se conocen como tills, y
(2) los sedimentos dejados por el agua de fusión del gla-
ciar, denominados derrubios estratificados. Conside-
raremos ahora las formas creadas por cada uno de estos
tipos.

Formas constituidas por tills Vista de cerca
del canto
Un till se deposita a medida que el hielo glacial se funde
y deja su carga de fragmentos rocosos. A diferencia de las ▲ Figura 18.12 El till glaciar es una mezcla no seleccionada de
corrientes de agua y viento, el hielo no puede seleccionar muchos tamaños de sedimento diferentes. Un examen más
el sedimento que transporta; por consiguiente, los depó- próximo revela a menudo grandes cantos que han sido arañados a
sitos de till son mezclas característicamente no seleccio- medida que fueron arrastrados por el glaciar. (Foto de E. J. Tarbuck.)
nadas de granos de muchos tamaños (Figura 18.12).Un
examen de cerca de este sedimento demuestra que muchos Morrenas laterales y centrales
de sus fragmentos están arañados y pulidos como conse-
cuencia de haber sido arrastrados por el glaciar. Estos El término más común para las formas constituidas por
fragmentos ayudan a distinguir el till de otros depósitos los depósitos glaciares es el de morrena. Originalmente,
que son una mezcla de tamaños diferentes de sedimento, este término lo utilizaron los campesinos franceses para
como los materiales procedentes de un flujo de derrubios referirse a los rebordes y los terraplenes de derrubios en-
o un deslizamiento de rocas. contrados cerca de los márgenes de los glaciares en los Al-

Los grandes bloques encontrados en el till o libres
sobre la superficie se denominan erráticos glaciares, si
son diferentes del lecho de roca sobre el que se encuen-
tran. Por supuesto, esto significa que deben haber sido
desviados de su lugar de origen, fuera del área donde se
encuentran. Aunque se desconoce la localidad de donde
proceden muchos bloques erráticos, puede determinarse
el origen de algunos. En muchos casos, los enormes blo-
ques fueron transportados hasta 500 kilómetros de su área
original y, en unos pocos casos, más de 1.000 kilómetros.
Por consiguiente, estudiando los bloques erráticos gla-
ciares, así como la composición mineral del till que que-
da, los geólogos son a veces capaces de seguir la pista a un
lóbulo de hielo.

En zonas de Nueva Inglaterra y otras áreas, los blo-
ques erráticos salpican los pastos y los campos de labran-
za. De hecho, en algunos lugares estas grandes rocas fue-
ron recogidas de los campos y apiladas para construir
vallas y muros. Mantener limpios los campos, sin embar-
go, es una tarea que nunca se acaba porque cada prima-
vera aparecen bloques erráticos nuevos. El levantamien-
to del suelo por congelación durante el invierno los saca
a la superficie.

520 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

pes franceses. En la actualidad, sin embargo, morrena tie- ciar empieza a retroceder en la dirección desde la cual
ne un significado más amplio, porque se aplica a una se- avanzaba en un principio. Sin embargo, a medida que el
rie de formas, todas ellas compuestas fundamentalmente frente de hielo retrocede, la acción de la cinta transpor-
por till. tadora del glaciar continúa proporcionando suministros
frescos de sedimento al extremo del glaciar. De esta ma-
Los glaciares alpinos producen dos tipos de morre- nera, se deposita una gran cantidad de till a medida que
nas que aparecen exclusivamente en los valles de monta- el hielo se funde, creando una llanura ondulante de roca
ña. El primero de ellos se denomina morrena lateral. diseminada. Esta capa de till suavemente ondulada depo-
Como vimos antes, cuando un glaciar alpino se desplaza sitada conforme retrocede el frente de hielo se denomi-
valle abajo, el hielo erosiona las laderas del valle con gran na morrena de fondo. La morrena de fondo tiene un
eficacia. Además, se añaden grandes cantidades de derru- efecto nivelador, rellenando los puntos bajos y obturan-
bios a la superficie del glaciar a medida que el material do los viejos cauces de corrientes de agua, induciendo a
cae, o se desliza, desde una posición más elevada en los menudo un desarreglo del sistema de drenaje existente.
muros del valle y se acumula en los bordes del hielo en En áreas donde esta capa de till está todavía relativamen-
movimiento. Cuando el hielo acaba por derretirse, esta te fresca, como en el norte de la región de los Grandes
acumulación de derrubios se deja caer cerca de las pare- Lagos, son bastante comunes terrenos pantanosos poco
des del valle. Estas acumulaciones de till que corren pa- drenados.
ralelas a los laterales del valle constituyen las morrenas la-
terales. Periódicamente el glaciar retrocederá hasta un pun-
to donde la ablación y la alimentación se equilibrarán una
El segundo tipo de morrena que es exclusivo de los vez más. Cuando esto ocurra, el frente de hielo se estabi-
glaciares alpinos es la morrena central. Las morrenas lizará y se formará una nueva morrena terminal.
centrales se crean cuando dos glaciares alpinos se unen
para formar una sola corriente de hielo. El till que antes El modelo de formación de morrenas terminales y
era transportado a lo largo de los laterales de cada glaciar de deposición de morrenas de fondo puede repetirse mu-
se junta para formar una única banda oscura de derrubios chas veces antes de que el glaciar se haya desvanecido por
dentro del recien ensanchado glaciar. La creación de es- completo. Dicho modelo se ilustra en la Figura 18.13.
tas bandas oscuras dentro de la corriente de hielo es una Debe señalarse que la morrena terminal más exterior
prueba obvia de que el hielo glaciar se mueve, porque la marca el límite de avance del glaciar. Las morrenas ter-
morrena no podría formarse si el hielo no fluyera valle minales que se depositaron durante las estabilizaciones
abajo. Es bastante común ver varias morrenas centrales ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se
dentro de un solo glaciar alpino grande, porque se formará denominan morrenas de retroceso. Obsérvese que las
una línea cuando un glaciar afluente se una al valle prin- morrenas terminales y las morrenas de retroceso son
cipal. esencialmente iguales; la única diferencia entre ellas es su
posición relativa.
Morrenas terminales y de fondo
Las morrenas terminales depositadas durante la ma-
Una morrena terminal es un montículo de till que se yor etapa de glaciación del período glacial más reciente
forma al final de un glaciar. Estas formas relativamente son estructuras prominentes en muchas partes del medio
comunes se depositan cuando se alcanza el estado de oeste y del noroeste norteamericano. En Wisconsin, el te-
equilibrio entre la ablación y la acumulación de hielo. Es rreno montañoso y boscoso de la morrena Kettle, cerca de
decir, la morrena terminal se forma cuando el hielo se Milwaukee, es un ejemplo particularmente pintoresco.
está fundiendo y evaporando cerca del extremo del gla- Un ejemplo bien conocido del noroeste es Long Island.
ciar a una velocidad igual a la del avance del glaciar des- Esta tira de sedimento glaciar que se extiende en dirección
de su área de alimentación. Aunque el extremo del gla- noreste desde la ciudad de Nueva York forma parte de un
ciar es ahora estacionario, el hielo continúa fluyendo complejo de morrenas terminales que se prolonga desde
hacia delante, liberando un suministro continuo de sedi- el este de Pensilvania hasta Cape Cod, Massachusetts (Fi-
mento, de la misma manera que una cinta transportado- gura 18.14). Las morrenas terminales que constituyen
ra libera los productos al final de una línea de produc- Long Island representan materiales que fueron deposita-
ción. A medida que el hielo se funde, el till se deposita y dos por un glaciar de casquete continental en las aguas re-
la morrena terminal crece. Cuanto más tiempo perma- lativamente someras de la costa y que se acumularon mu-
nezca estable el frente de hielo, mayor tamaño adquirirá chos metros por encima del nivel del mar. Long Island
el montículo de till. Sound, el estrecho cuerpo de agua que separa la isla de tie-
rra firme, no acumuló la misma cantidad de depósitos gla-
Por fin, llegará el momento en que la ablación ciares y, por consiguiente, se inundó durante la elevación
supere la alimentación. En este punto, el frente del gla- del mar que siguió al período glacial.

Formas constituidas por tills 521

Morrenas terminales: 150 mi
período Wisconsiense 150 km

Morrenas terminales:
período Illinoiense

0

0

Zona sin derrubios Extensión
de la glaciación
Wisconsiense

Extensión
de la glaciación

Illinoiense

▲ Figura 18.13 Morrenas terminales de la región de los Grandes Lagos. Las depositadas durante la etapa más reciente (Wisconsiense) son
las más relevantes.

▲
MA Figura 18.14 Las morrenas
CT Boston terminales constituyen partes
sustanciales de Long Island, Cape Cod,
RI Cape Martha’s Vineyard y Nantucket. Aunque
Cod algunas porciones están sumergidas, la
Morrena Harbor Hill morrena Ronkonkoma (una morrena
NY Martha’s terminal) se extiende a través de Long
NJ Morrena Ronkonkoma Vineyard Nantucket Island central, Martha’s Vineyard y
Nantucket. Se depositó hace unos
Long Island 20.000 años. La morrena de retroceso
Harbor Hill, que se formó hace unos
14.000 años, se extiende a lo largo de
la costa norte de Long Island, a través
del sur de Rhode Island y Cape Cod.

En la Figura 18.15 se representa un área hipotética ducen las estructuras del paisaje parecidas a las que en-
durante la glaciación y el ulterior retroceso de las plata- contraríamos al viajar por la parte superior del oeste me-
formas glaciares. Se muestran las morrenas descritas en dio o Nueva Inglaterra. A medida que lea las siguientes
esta sección, así como las estructuras deposicionales tra- secciones que tratan otros depósitos glaciares, será remi-
tadas en las secciones siguientes. En esta figura se repro- tido a esta figura varias veces.

522 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Drumlins quete existe una variedad especial de paisaje glacial carac-
terizado por colinas lisas, alargadas y paralelas denomina-
Las morrenas no son las únicas formas depositadas por los das drumlins (Figura 18.15). Por supuesto, uno de los
glaciares. En determinadas áreas que estuvieron en algu- drumlins mejor conocidos es el Bunker Hill de Boston.
na ocasión cubiertas por glaciares continentales de cas-

Esker

Glaciar
en retroceso

Kame

Morrena de fondo

Lecho de roca

▲ Figura 18.15 Esta área hipotética ilustra muchas formas deposicionales comunes.

Formas constituidas por tills 523

Un examen del Bunker Hill u otros drumlins menos contrario, aparecen en grupos denominados campos de
famosos revelaría que los drumlins son colinas asimétri- drumlins (Figura 18.16). Uno de esos grupos, al oeste de
cas de perfil aerodinámico compuestas fundamentalmen- Rochester, Nueva York, se calcula que contiene unos
te por till. Su altura oscila entre 15 y 50 metros y pueden 10.000 drumlins. Aunque la formación de los drumlins no
llegar a medir un kilómetro de longitud. El lado empina- se conoce del todo, su forma aerodinámica indica que fue-
do de la colina mira en la dirección desde la cual avanzó ron modelados en la zona de flujo plástico dentro de un
el hielo, mientras que la pendiente más larga y suave si- glaciar activo. Se cree que muchos drumlins se originan
gue la misma dirección de movimiento del hielo. Los cuando los glaciares avanzan sobre derrubios glaciares
drumlins no se encuentran como formas aisladas; muy al previamente depositados, remodelando el material.

Campo de drumlins Morrena
terminal
Morrena terminal
en retroceso Llanura de inundación

Morrena de fondo Lago
Kettle

Lecho de roca

▲524 C A P Í T U L O 1 8 Glaciares y glaciaciones

Figura 18.16 Porción de un campo de Lago Ontario
drumlins mostrada en el mapa topográfico
de Palmyra, Nueva York. El norte está arriba. Drumlins
Los drumlins son más empinados en la
ladera norte, lo que indica que el hielo Rochester
avanzó desde esa dirección.

Palmyra

543 554

600550 600 600600
600 600 560
560
600 650
BM 650
589 650
Hill Cumorah
600 650
570 600

570 650

Angel Moroni 600
Monument

BM
597

Formas constituidas por derrubios ?A VECES LOS ALUMNOS
glaciares estratificados P R E G U N TA N

Como su nombre indica, los derrubios glaciares estratifi- ¿Hay algún tipo de depósito glaciar valioso?
cados están seleccionados de acuerdo con el peso y el ta-
maño de los granos. Dado que el hielo no es capaz de Sí. En las regiones glaciares, los paisajes constituidos por de-
esta actividad de selección, esos materiales no son depo- rrubios glaciares estratificados, como los eskers, suelen ser ex-
sitados directamente por el glaciar, como ocurre con los celentes fuentes de arena y grava. Aunque el valor por tone-
tills; en cambio, reflejan la acción de selección del agua de lada es bajo, se utilizan grandes cantidades de estos materiales
fusión del glaciar. Las acumulaciones de derrubios gla- en la industria de la construcción. Además, las arenas y las
ciares estratificados suelen estar constituidos fundamen- gravas de los glaciares son valiosas porque forman acuíferos
talmente de arena y grava (es decir, material de carga de excelentes y, por tanto, son fuentes significativas de aguas
fondo) porque la harina de roca más fina permanece sus- subterráneas en algunas zonas. Las arcillas de lagos glaciares
pendida y, por consiguiente, es normalmente transporta- antiguos se han utilizado en la fabricación de ladrillos.
da bastante más allá del glaciar por las corrientes de agua
de fusión. del till, arrastrando algo de este último hacia fuera por de-
lante de la cresta en crecimiento de derrubios no selec-
Llanuras aluviales y «valley trains» cionados. El agua de fusión surge generalmente del hielo
en corrientes de movimiento rápido que, a menudo, son
Al mismo tiempo que se forma una morrena terminal, el obstruidas por material suspendido y que transportan ade-
agua del glaciar que se funde cae en cascada por encima