AGUAS SUBTERRANEAS
Las aguas
subterráneas son el agua situada
por debajo de la
superficie del suelo en los espacios porosos del suelo y en las
fracturas de las formaciones rocosas. Una unidad de roca o un depósito no
consolidado se denomina Acuífero cuando se puede producir una
cantidad de agua utilizable.
La
profundidad a la que los espacios de los poros del suelo o las fracturas y los
vacíos en la roca a ser completamente saturados de agua se llama Capa
freática. El agua subterránea es recargada de, y eventualmente
fluye hacia la superficie natural, la descarga natural a menudo se filtra, y se
pueden formar los oasis o los humedales. Las aguas subterráneas
también son a menudo extraídas para usos agrícolas, municipales e industriales
mediante la construcción y operación de pozos de extracción.
El estudio de la distribución y el movimiento de las aguas subterráneas
es la hidrogeología
Normalmente,
las aguas subterráneas son consideradas como agua líquida que fluye a través de
los acuíferos poco profundos, pero técnicamente también puede incluir:
·
La humedad del
suelo
·
El permafrost
(suelo congelado)
·
El agua
inmóvil en el lecho de roca de muy baja permeabilidad. y profunda geotérmica
·
Agua de la
formación del petróleo.
Los
acuíferos – Lo más importante de las aguas subterráneas
Un acuífero
es una capa de sustrato poroso que contiene y transmite las aguas
subterráneas. Cuando el agua no puede fluir directamente entre la
superficie y la zona saturada del acuífero, el acuífero está
confinado. Las partes más profundas de los acuíferos no confinados son
generalmente más saturados ya que la gravedad hace que el agua fluya
hacia abajo.
El nivel
superior de esta capa saturada de un acuífero confinado se denomina tabla de
agua o tabla de la superficie freática. Debajo de la capa freática, donde
por lo general todos los espacios porosos están saturados con agua es la zona
freática.
El sustrato
con baja porosidad que permite una transmisión limitada de las aguas
subterráneas es conocido como un Acuitardo.
Un Acuicludo es
un sustrato con una porosidad que es tan baja que es prácticamente impermeable
a las aguas subterráneas.
Problemas con
las aguas subterráneas
Algunos
problemas han afectado a la utilización de las aguas subterráneas en todo el
mundo. Así como las aguas de los ríos se han usado en exceso y
contaminado en muchas partes del mundo, también lo han hecho los
acuíferos. La gran diferencia es que los acuíferos no están a la
vista. El otro gran problema es que los organismos de gestión del
agua potable de la ONU prácticamente no hacen nada. Este
problema, aunque entiende por siglos, se ha mantenido, en parte por inercia y
en parte por la rivalidad y la falta de comunicación de los gobiernos. Lo que
pone en gran riesgo las aguas subterráneas.
Importancia y
Distribución de las aguas subterráneas
Cuando
llueve, parte del agua discurre por la superficie, parte se evapora y el resto
se infiltra en el terreno. Esta última vía es la fuente primaria de
prácticamente toda el agua subterránea. La cantidad de agua que sigue cada uno
de esos caminos, sin embargo, varía mucho en función del tiempo y del espacio.
Los factores que influyen en esta variación son lo fuerte de la pendiente, la
naturaleza del material, la intensidad de la lluvia, y el tipo y cantidad de
vegetación. Densas lluüas que caen sobre pendientes abruptas donde las capas
suprayacentes están compuestas de materiales impermeables provocarán obviamente
un elevado porcentaje de agua de escorrentía. A la inversa. si la lluvía cae de
manera suave y uniforme sobre pendientes más graduales compuestas por
materiales que son fácilmente penetrados por el agua, un porcentaje mucho mayor
del agua se infiltrará en el suelo, Algo del agua que se infiltra no
viaja muy lejos, porque es retenida por atracción molecular como una capa
superficial sobre las partículas sólidas. Esa zn a cercana a la superficie se
denomina cinturón de humedad del suelo. Está surcada por raíces, los vacíos que
quedaron en el lugar de las raíces desintegradas y las madrigueras y los
túneles de las lombrices, que aumentan la infiltración del agua de lluvia en el
suelo. Las plantas utilizan el agua del suelo en las funciones vitales y la
transpiración. Una parte de agua también se evapora directamente y regresa a la
atmósfera.
El agua que
no es retenida como humedad del suelo percola hacia abajo hasta que alcanza una
zona donde todos los espacios libres del sedimento y la roca están
completamente llenos de agua (Figura AGUSUB-01). Esta es la zona de saturación.
El agua situada en el inte¡ior se denomina agua subterránea. El límite superior
de esta zona se conoce como el nivel freático. Extendiéndose hacia arriba desde
el nivel freático se encuentra la franja capilar ( capillus : cabello), en la
cual el agua subterránea es mantenida por la tensión superficial en diminutos
conductos comprendidos entre los granos de suelo o de sedimento. El área
situada por encima del nivel freático que abarca la franja capilar y el
cinturón de humedad del suelo se denomina zona de aireación. Aunque puede haber
una cantidad considerable de agua en la zona de aireación, esta agua no puede
ser bombeada por los pozos porque está demasiado aferrada a la roca y las
partículas sólidas. Por el contrario, por debajo del nivel freático, la presión
del agua es lo bastante grande como para permitir que el agua entre en los
pozos, permitiendo así que el agua subterránea pueda sacarse para su uso.
El
nivel freático
El nivel
freático, el límite superior de la zona de saturación, es un elemento muy
significativo del sistema de aguas subterráneas. El nivel freático es
importante para predecir la productividad de los pozos y explicar los cambios
de flujo de las corrientes y los manantiales, justificando las fluctuaciones
del nivel de los lagos.
Variaciones en
el nivel freático
La
profundidad del nivel freático es muy variable y puede oscilar entre cero,
cuando se sinia en la superficie, y centenares de metros en algunos lugares.
IJna característica importante del nivel freático es que su configuración varía
según las estaciones y de un año a otro, porque la adición de agua al sistema
de aguas subterráneas está estrechamente relacionada con la cantidad, 1a
distribución y la frecuencia de las precipitaciones. Excepto cuando el nivel
freático se sitúa en la superficie, no podemos observarlo directamente. Sin
embargo, su elevación puede cartografiarse y estudiarse en detalle allí donde
los pozos son numerosos porque el nivel del agua en los pozos coincide con el
nivel freático . Estos mapas revelan que el nivel freático raramente es
horizontal, como cabría esperar. En cambio, su forma suele ser una réplica
suavizada de la topografía superficial, alcanzando sus mayores elevaciones
debajo de las colinas y luego descendiendo hacia los valles. En las zonas
pantanosas, el nivel freático coincide precisamente con la superficie. Lagos y
corrientes de agua ocupan generalmente áreas lo bastante bajas como para que el
nivel freático esté por encima de la superficie del terreno.
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.
Varios factores
contribuyen a la irregularidad superficial del nivel freático. Una influencia
importante es el hecho de que el agua subterránea se desplaza muy despacio y a
velocidades variables bajo diferentes condiciones. Debido a ello, el agua
tiende a debajo de las áreas altas entre valles de corrientes fluviales. Si la
lluvia cesara por completo, estas , de agua freática se hundirían lentamente y
se aproximarían de manera gradual al nivel de los valles. Sin embargo, se suele
añadir nuevo suministro de agua de lluvia con la suficiente frecuencia
Preparación
de un mapa del nivel freático. El nivel del agua de los pozos coincide con el
nivel freático. A, En primer 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.
Como para
evitar esto. No obstante, en época de mucha sequía, el nivel freático puede
descender 1o suficiente como para secar los pozos poco profundos . Otras causas
de la falta de uniformidad del nivel freático son las variaciones de
precipitación y permeabilidad de un lugar a otro.
lnteracción entre las aguas
subterráneas y las aguas corrientes
La
interacción entre el sistema de aguas subterráneas y las aguas corrientes es u¡
eslabón básico del ciclo hidrológico, Puede producirse de tres maneras. Las corrientes
pueden recibir agua de la aportación de aguas subterráneas a través del cauce
de la corriente. Este tipo de corrientes se denominan efluentes . Para que eso
suceda, la elevación del nivel fieático debe ser mayor que el nivel de la
superficie de la corriente, Las corrientes pueden perder agua hacia el sistema
de aguas subterráneas por la salida de agua a través del lecho de la corriente.
En esta situación se emplea el término influente . Cuando eso sucede, la
elevación del nivel freático debe ser inferior a la superficie de la corriente.
La tercera posibilidad es una combinación de las dos primeras: una corriente
recibe aportaciones de agua en algunas secciones y pierde agua en otras.
Las
corrientes influentes pueden estar conectados al sistema de aguas subterráneas
por una zona saturada continua o pueden estar desconectados de ese sistema por
una zona no saturada. Comparemos las partes B y C . Cuando la corriente está
desconectada, el nivel freático tiene un abultamiento apreciable por debajo de
la corriente si la velocidad del movimiento del agua a través del cauce y la
zona de aireación es mayor que la velocidad a la que las aguas subterráneas se
apartan del abultamiento.
Interacción
entre el sistema de aguas subterráneas y las corrientes de aguas superficiales.
A. Las corrientes efluentes reciben agua del sistema de aguas subterráneas. B.
Las corrientes influentes pierden agua hacia el sistema de aguas subterráneas.
C. Cuando una zona de aireación separa las corrientes influentes del sistema de
aguas subterráneas, puede formarse una protuberancia en el nivel
freático.
En algunos
lugares, una corriente puede ser siempre efluente o influente, Sin embargo, en
muchas situaciones la dirección del{lujo puede variar mucho a lo largo de la
corriente; algunas secciones reciben agua subterránea y otras secciones pierden
agua hacia el sistema de aguas subterráneas. Además, la dirección de la
corriente puede cambiar durante un intervalo co¡to de tiempo como consecuencia
de tormentas, que añaden agua cerca de la orilla de la corriente o cuando
inundaciones instantáneas temporales descienden por el canal.
Las aguas
subterráneas contribuyen a las corrientes en la mayoría de los contextos geológicos
y climáticos. Incluso cuando las corrientes principalmente pierden agua hacia
el sistema de aguas subterráneas, determinadas secciones pueden recibir
aportación de agua subterránea durante algunas estaciones. En un estudio de 54
corrientes de todas las partes de Estados Unidos, el análisis indicaba que el
52 por ciento del caudal era aportado por las aguas subterráneas. La aportación
de las ¿guas subterráneas oscilaba entre un mínimo del 14 por ciento a un
máximo del 90 por ciento.
Factores que
influyen en el almacenamiento y la circulación de las aguas subterráneas
La naturaleza
de los materiales subsuperficiales influye mucho en la velocidad del movimiento
del agua subterránea y en la cantidad de agua subterránea que puede
almacenarse. Dos factores son especialmente importantes: la porosidad y la
permeabilidad.
Porosidad
El agua
empapa el terreno porque el lecho de roca, el sedimento y el suelo contienen
innumerables huecos o aperturas, Estas aperturas son similares a las de una
esponja y a menudo se denominan poros. La cantidad de agua subterránea que
puede almacenarse depende de la porosidad del material, que se define como el
porcentaje del volumen total de roca o de sedimento formado por poros. Los
huecos son con frecuencia espacios que quedan entre las partículas
sedimentarias, pero también son comunes las diaclasas, las fallas, las
cavidades formadas por disolución de la roca soluble, como la caliza, y las
vesículas (vacíos dejados por los gases que escapan de la lava).
Las
variaciones de porosidad pueden ser grandes. El sedimento es a menudo bastante
poroso y los espacios abiertos pueden ocupar entre el 10 y el 50 por ciento del
volumen total del sedimento. El espacio poroso depende del tamaño y la forma de
los granos, de cómo están empaquetados, del grado de selección y, en las rocas
sedimentarias, de la cantidad de material cementante. Por ejemplo, la arcilla
puede tener una porosidad de hasta un 50 por ciento, mientras que algunas
gravas pueden tener sólo un 20 por ciento de huecos.
Cuando se
mezclan sedimentos de diversos tamaños, la porosidad se reduce porque las
partículas más finas tienden a llenar las aperturas entre los granos más
grandes. La mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, así como algunas rocas
sedimentarias, están compuestas por cristales muy unidos, de manera que los
huecos entre los granos pueden ser despreciables. En estas rocas, las fracturas
proporcionan la porosidad.
Permeabilidad,
acuicluidos y acuíferos
La porosidad,
por sí sola, no puede medir la capacidad de un material para suministrar agua
subte¡ránea. La roca o el sedimento pueden ser muy porosos, pero no permitir el
movimiento del agua a través de ellos. Los poros deben estar conectados para
permitir el flujo de agua, y deben ser lo bastante grandes para permitirlo. Por
tanto, la permeabilidad (permeare = penetrar) de un material, su capacidad para
transmitir un fluido, es también muy importante.
El agua
subterránea se mueve serpenteando y girando a través de pequeñas aperturas
interconectadas. Cuanto menores sean los espacios porosos más lento será el
movimiento del agua. Esta idea queda claramente ilustrada al examinar la
información sobre el potencial de suministro de agua de diferentes materiales ,
en la que el agua subterránea se divide en dos categorías la porción que
drenará bajo la influencia de la gravedad (denominada poroidad efrcaz) la parte
que es retenida a modo de película sobre las superficies de las partículas y
las rocas y en diminutas aperturas (denominada retención específica). La
porosidad eficaz indica cuánta agua es realmente asequible para su uso)
mientras que la retención específica indica cuánta agua permanece unida al
material. Por ejemplo, la capacidad de la arcilla para almacenar agua es grande
debido a su gran porosidad. pero sus espacios porosos son tan pequeños que el
agua es incapaz de moverse a través de ellos.
Por tanto, la
porosidad de la arcilla es grande, pero, debido a su baja permeabilidad, la
arcilla tiene un rendimiento específico muy bajo.
Los estratos
impermeables que obstaculizan o impiden el movimiento del agua se denominan
acuicludos. La arcilla es un buen ejemplo. Por otro lado, las partículas más
grandes. como la arena o la grava, tienen espacios porosos mayores, Por
consiguiente, el agua se mueve con relativa facilidad. Los estratos de roca o
sedimentos permeables que transmiten libremente el agua subterránea se
denominan acuíferos (aqua : agua; fer : transportar), Las arenas y las gravas
son ejemplos comunes.
En resumen,
hemos visto que la porosidad no siempre es una guía fiable de la cantidad de
agua subterránea que puede producirse y que la permeabilidad es importante para
determinar la velocidad de movimiento del agua subterránea y la cantidad de
agua que podría bombearse desde un pozo.
Circulación
de las aguas subterráneas
Ya hemos
comentado el concepto erróneo común de que el agua subterránea aparece en ríos
subterráneos parecidos a las corrientes de agua superficiales. Aunque existen
ríos subterráneos, no son frecuentes. En cambio, como aprendimos en las
secciones precedentes, existe agua subterránea en los espacios porosos y las
fracturas que quedan en las rocas y sedimentos. Por tanto, al contrario de
cualquier impresión de flujo rápido que un río subterráneo pueda evocar, el
movimiento de la mayor parte del agua subterránea es extraordinariamente lento,
de poro a poro. Por extraordinariamente lento entendemos velocidades típicas de
unos pocos centímetros al día.
La energía
que hace moverse el agua subterránea la proporciona la fuerza de la gravedad.
En respuesta a la gravedad, el agua se mueve desde áreas donde el nivel
freático es elevado a zonas donde éste es bajo. Esto significa que el agua
tiende hacia un cauce de corriente, lago o manantial. Aunque algo del agua tome
el camino más directo hacia debajo de la pendiente del nivel freático, gran
parte sigue caminos curvos, largos, hacia la zona de descarga.
Se muestra
cómo percola el agua en una corriente desde todas las posibles direcciones.
Algunas trayectorias retornan hacia arriba, según parece en contra de la fuerza
de la gravedad, y entran por el fondo
del cauce,
Esto se explica fácilmente: cuanto mayor sea la profundidad en la zona de
saturación, mayor será la presión del agua. Por tanto, los recovecos seguidos
por el agua en la zona saturada pueden considerarse como un compromiso
entre el empuje hacia abajo de la gravedad y la tendencia del agua a
desplazarse hacia áreas de presión reducida. Como consecuencia, a cualquier
altura dada, el agua está bajo una presión mayor debajo de una colina que
debajo de un cauce de corriente, y el agua tiende a migrar hacia los puntos de
menor presión.
Las flechas
indican el movimiento del agua subterránea a través de material uniformemente
permeable. Se puede pensar en los serpenteos que sigue el agua como el
compromiso entre el ernpuje descendente de la gravedad y la tendencia del agua
a moverse hacia zonas de presión reducida.
Los conceptos
modernos de la circulación del agua subterránea fueron formulados a mediados
del siglo XIX con el trabajo del ingeniero francés Henri Darcy. Durante este
período, Darcy realizó mediciones y llevó a cabo experimentos en un intento de
determinar si las necesidades hídricas de la ciudad de Dijon, en el centro
oriental de Francia, podían satisfacerse con la explotación de las aguas
subterráneas de la zona. Entre los experimentos realizados por Darry hubo uno
en el que se demostró que la velocidad del flujo de las aguas subterráneas es
proporcional a la pendiente del nivel freático: cuanto más inclinada es la
pendiente, más rápido es el movimiento del agua (ya que, cuanto más inclinada
es la pendiente, mayor es la diferencia de presión entre dos puntos). La pendiente
del nivel freático es conocida como gradiente hidráulico y puede expresarse de
la siguiente manera:
Gradiente
hidráulico = (h1-h2)/d
Donde h1, es
la elevación de un punto sobre el nivel freático, h2 la elevación de un segundo
punto, y d es la distancia horizontal entre ambos puntos (Figura AGUSUB-05).
Darcy también
experimentó con diferentes materiales como arena gruesa y arena fina, midiendo
la velocidad del flujo a través de tubos llenos de sedimentos inclinados a
varios ángulos. Descubrió que la velocidad del flujo variaba con la
permeabilidad del sedimento: las aguas subterráneas fluyen con mayor velocidad
a través de los sedimentos con una mayor permeabilidad que a través de los
materiales con una permeabilidad menor. Este factor es conocido como conductividad
hidráulica y es un coeficiente que tiene en cuenta la permeabilidad del
acuífero y la viscosidad del fluido.
El
gradiente hidráulico se determina midiendo la diferencia de elevación entre dos
puntos del nivel freátcco (h1-h2) dividida por la distancia entre ellos, d. Los
pozos se utilizan para determinar la altura del nivel freático.
Para
determinar el caudal (Q), es decir, el volumen real de agua que fluye a través
de un acuífero en un momento determinado, se utiliza la siguiente ecuación:
Q = K
A(h1-h2)/d
Donde
(h1-h2)/d es el gradiente hidráulico. K es el coeficiente que representa
la conductividad hidráulica y A es el area transversal del acuifero. Esta
expresión se ha denominado Ley de Darcy en honor al científico pionero francés.
Manantiales
o fuentes
Manantiales o
fuentes y pozos.
Los
manantiales han despertado la curiosidad y maravillado a los seres humanos
durante miles de años. El hecho de que los manantiales fueran, y para algunas
personas todavía sean, fenómenos bastante misteriosos, no es difícil de
entender porque se trata de agua que fluye libremente desde el terreno en todo
tipo de climas en una cantidad aparentemente inagotable, pero sin un origen
obvio.
Sólo a
mediados del siglo XVII, el físico francés Pierre Perrault, invalidó la antigua
suposición de que la precipitación no podía explicar de manera adecuada la
cantidad de agua que manaba de los manantiales y fluía a los ríos. Durante
varios años, Perrault calculó la cantidad de agua que cayó en la cuenca del río
Sena. Calculó luego la escorrentía anual media midiendo el caudal del río.
Después de tener en cuenta la pérdida de agua por evaporación, demostró que
quedaba suficiente agua para alimentar los manantiales. Gracias a los esfuerzos
pioneros de Perrault y a las determinaciones realizadas por muchos después de
é1, sabemos ahora que el origen de los manantiales es el agua procedente de la
zona de saturación y que el origen de esta agua son las precipitaciones.
Cuando el
nivel freático intersecta la superficie terrestre, se produce un flujo natural
de salida del agua subterránea, que se denomina manantial o fuente. Los
manantiales se forman cuando un acuicluido detiene la circulación descendente
del agua subterránea y la obliga a moverse lateralmente. Allí donde aflora un
estrato permeable, aparece un manantial. Otra situación que lleva a la
formación de una fuente es la ilustrada en la Figura AGUSUB-06. Aquí, un
acuicluido se sitúa por encima del nivel fieático principal. Conforme el agua
se filtra hacia abajo, una porción de ella es interceptada por el acuicluido,
creando así una zona local de saturación y un nivel freático colgado.
Los
manantiales, sin embargo, no están confinados a lugares donde un nivel freático
colgado crea un flujo hacia la superficie. Muchas situaciones geológicas llevan
a la formación de manantiales porque las condiciones subterráneas varían mucho
de un lugar a otro. Incluso en áreas donde las capas subyacentes son rocas
cristalinas impermeables, pueden existir zonas permeables en forma de fracturas
o canales de disolución. Si estas aperturas se llenan con agua y hacen
intersección con la superficie de terreno a lo largo de una pendiente, se
producirá un manantial.
Cuando
un acuicluido está situado por encima del nivel freático principal, puede
producirse una zona de saturación localizada. Donde el nivel freático colgado
hace intersección con la ladera del valle, fluye un manantial. El nivel
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.
Fuentes
Termales y Géiseres
Por
definición, el agua de una fue
nte termal está entre 6 y 9 ºC más caliente que
la temperatura media anual del aire para las localidades donde aparece. Sólo en
Estados Unidos, hay más de 1.000 de estas fuentes .
Las
temperaturas de las minas profundas y de los pozos petrolíferos normalmente se
elevan, al aumentar la profundidad, una media de unos 2 º C cada 100 metros.
Por consiguiente, cuando el agua subterránea circula a grandes profundidades,
se calienta. Si se eleva a la superficie, el agua puede emerger como una fuente
termal. El agua de algunas fuentes termales del este de Estados Unidos se
calienta de esta manera, Sin embargo, la gran mayoría (más del 95 por ciento)
de las fuentes termales (y géiseres) de Estados Unidos se encuentra en el oeste
. La razón para esta distribución es que la fuente de calor de la mayoría de
las fuentes termales es el enfriamiento de las rocas ígneas, y es en el oeste
donde la actividad ígnea se produjo más recientemente.
Los géiseres
son fuentes termales intermitentes en las cuales las columnas de agua son
expulsadas con gran fuerza a diversos intervalos, alcanzando a menudo 10-60
metros en el aire. Después de cesar el chorro de agua, se lanza una columna de
vapor normalmente con un rugido atronador. Quizá el géiser más famoso del mundo
es el
Old Faithful
del Parque Nacional Yellowstone, que hace erupción aproximadamente una vez por
hora. La gran abundancia, diversidad y naturaleza espectacular de los géiseres
de Yellowstone y otras características térmicas fueron indudablemente la razón
principal para que se convirtiera en el primer parque nacional de Estados
Unidos.
También se
encuentran géiseres en otras partes del mundo, sobre todo en Nueva Zelanda e
Islandia. De hecho, la palabra islandesa geysa, que significa salir a chorros,
nos proporcionó el nombre de .
Los géiseres
aparecen donde existen extensas cámaras subterráneas dentro de las rocas ígneas
calientes. Se muestra cómo funcionan. Cuando agua subterránea
relativamente fría entra en las cámaras, se calienta gracias a la roca
circundante. En el fondo de las cámaras, el agua está bajo una gran presión
debido al peso del agua suprayacente. Esta gran presión evita que el agua
hierva a la temperatura superficial normal de 100 ºC. Por ejemplo, el agua del
fondo de una cámara llena de agua situada a 300 metros debe alcanzar casi 230º
C antes de hervir. El calentamiento hace que el agua se expanda, con el
resultado de que algo del agua se ve forzado a salir a la superficie. Esta
pérdida de agua reduce la presión de la que queda en la cámara, lo que reduce
el punto de ebullición.
Una porción
del agua que hay en profundidad dentro de la cámara se convierte rápidamente en
vapor y el géiser entra en erupción. Después de la erupción, agua subterránea
fría vuelve a entrar en la cámara y el ciclo vuelve a empezar.
Cuando el
agua subterránea de las fuentes termales y los géiseres fluye hacia fuera en la
superficie, el material en solución suele precipitar, produciendo una
acumulación de roca sedimentaria química. El material depositado en cualquier
lugar determinado refleja habitualmente la composición química de la roca a
través de la cual el agua circuló. Cuando el agua contiene sílice disuelta, se
deposita alrededor de la fuente un material denominado geiserita. Cuando el
agua contiene disuelto carbonato cálcico, se deposita una forma de caliza que
se denomina travertino toba calcárea. El último término se utiliza si el
material es esponjoso y poroso.
Los depósitos
de las fuentes termales Mammoth del Parque Nacional Yellowstone son más
espectaculares que la mayoría. Conforme el agua caliente fluye hacia arriba a
través de una serie de canales y luego a la superficie, la presión reducida
permite que se separe el dióúdo de carbono y escape del agua. La pérdida del
dióxido de carbono hace que el agua se sobresature con carbonato cálcico, que
entonces precipita. Además de contener sílice y carbonato cálcico disueltos,
algunas fuentes termales contienen azufre, que proporciona al agua un mal sabor
y un olor desagradable. Indudablemente la fuente Rotten Egg (huevo podrido) de
Nevada es de este tipo.
B. El agua
situada por encima en e sistema de géiser también se calienta. Por
consiguiente, se expande y fluye hacia arriba, reduciendo la presión de agua
situada en el fondo. C. Al reducirse la presión en el fondo, se produce la
ebullición. Algo del agua del fondo sale en forma de vapor expansivo y produce
una erupción.
Manantiales o
fuentes y pozos
El método más
común para extraer agua subterránea es el pozo, un agujero taladrado en la zona
de saturación.
Los pozos
sirven a modo de pequeños depósitos a los cuales migra el agua subterránea y de
los cuales puede bombearse a la superficie. La utilización de pozos se remonta
a muchos siglos y sigue siendo un método inportante para la obtención de agua
en la actualidad. Con mucho, la utilización mayor de esta agua en Estados
Unidos es la irrigación para la agricultura. Más del 65 por ciento del agua
subterránea utilizada cada año se emplea para este fin. El uso industrial se
encuentra en segundo lugar, seguido de la cantidad utilizada en los sistemas de
abastecimiento de agua de las ciudades y cn las casas rurales.
El nivel
freático puede fluctuar considerablemente a lo largo de un año, descendiendo
durante las estaciones secas y elevándose tras los períodos de lluvia. Por
consiguiente para asegurar un abastecimiento continuo de agua, un pozo debe
penetrar debajo del nivcl freático. 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 como
cono de depresión (Figura AGUSUB-09). Dado que el cono de depresión aumenta el
gradiente hidráulico cerca del pozo, el agua subterránea fluirá más deprisa
hacia la apertura. Para la mayoría de los pozos domésticos más pequeños, el
cono de depresión es despreciable. Sin embargo, cuando los pozos están siendo
bombeados con mucha intensidad para el regadío o con fines industriales, la
extracción del agua puede ser lo bastante grande como para c¡ear un cono de
depresión muy ancho y empinado. Esto puede reducir sustancialmente el nivel
freático de un área y secar los pozos poco profundos de los alrededores.
La excavación
de ul pozo satisfactorio es un problema familiar para las personas que viven en
áreas donde el agua subterránea es la fuente principal de abastecimiento. Un
pozo puede ser productivo a una profundidad de 10 metros, mientras que un
recinto puede tener que profundizar dos veces más para encontrar un abastecimiento
adecuado. Otros pueden verse obligados a llegar a mayor profundidad o a
intentarlo en un sitio diferente. Cuando los materiales subsuperficiales son
heterogéneos, la cantidad de agua que un pozo es capaz de proporcionar puede
variar mucho en distancias cortas. Por ejemplo, cuando se perforan dos pozos
próximos al mismo nivel y sólo uno produce agua, puede deberse a la presencia
de un nivel freático colgado debajo de uno de ellos. Este caso se muestra en la
Figura AGUSUB-06. Las rocas metamórficas e ígneas masivas proporcionan un
segundo ejemplo. Estas rocas cristalinas no suelen ser muy permeables, excepto
cuando son cortadas por muchas diaclasas y fracturas que intersectan entre sí.
Por consiguiente, cuando un pozo perforado en una roca de este tipo no se
encuentra con una red adecuada de fracturas, es probable que sea improductivo.
Suele
formarse un cono de depresión en el nivel freático alrededor de un pozo de
bombeo. si un bombeo intenso reduce el nivel freático, pueden secarse los pozos
someros.
Pozos
artesianos
Manantiales o
fuentes y pozos
En la mayoría
de los pozos, el agua no puede ascender por sí misma. Si el agua se encuentra
por primera vez a 30 metros de profundidad, permanecerá a ese nivel, fluctuando
quizá un metro o dos con los períodos estacionales de humedad y sequía. Sin
embargo, en algunos pozos, el agua asciende, derramándose a veces por la
superficie. Estos pozos son abundantes en la reglón Anois del norte de Francia
y por eso denominamos a estos pozos autoascendentes artesianos.
Para muchas
personas el término artesiano se aplica a cualquier pozo perforado a grandes
profundidades. Este uso del término es incorrecto. Ot¡os creen que un pozo
artesiano debe fluir libremente a la superficie . Aunque ésta es una idea más
correcta que la primera, constituye una definición muy restringida. El término
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 siempre una salida de flujo libre a la superficie.
Para que
exista un sistema artesiano, deben cumplirse dos condiciones el agua debe
estar confinada a un acuífero inclinado, de modo que un extremo pueda recibir
agua, y debe haber acuicludos, encima y debajo del acuífero, para evitar que el
agua escape. Cuando se pincha esta capa, la presión creada por el peso del agua
situada encima obügará al agua a elevarse hasa un nivel denominado
piezométrico. Si no hay fricción, el agua del pozo se elevará al nivel del agua
situada encima del acuífero. Sin embargo, la fricción reduce la altura de la
superficie piezométrica. Cuanto mayor sea la distancia desde el área de recarga
(donde el agua entra en el acuífero inclinado), mayor será la fricción y menor
la elevación del agua. En la Figura AGUSUB-11 , el pozo 1 es un pozo
artesiano no surgente, porque en esta situación la superficie piezométrica está
por debajo del nivel del suelo. Cuando la superficie piezométrica está por
encima del terreno y el pozo se perfora en el acuífero, se crea un poro
artesiano surgente . No todos los sistemas artesianos son pozos. también
existen fuentes artesianas. .En este caso, el agua subterránea alcanza la
superficie elevándose a través de una fractura natural, en lugar de hacerlo a
través de un agujero producido artificialmente.
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.)
Los sistemas
artesianos se producen cuando un acuiífero inclinado está confinado entre
estratos impermeables.
Los sistemas
artesianos ac¡ían como conductos, transmitiendo a menudo el agua a grandes
distancias desde áreas remotas de recarga hasta los puntos de descarga Un
sistema artesiano bien conocido en Dakota del Sur es un buen ejemplo de esto.
En la parte occidental del estado, los bordes de una serie de capas
sedimentarias se han doblado hacia la superficie a lo largo de los flancos de
las Black Hills. Una de esas capas, la arenisca Dakota permeable, se encuentra
entre capas impermeables y buza gradualmente en el terreno hacia el este.
Cuando se pinchó el acuífero por primera vez, el agua brotó de la superficie
del terreno, creando fuentes de muchos metros de altura . En algunos lugares,
la fuerza del agua fue suficiente como para proporcionar energía a turbinas
hidráulicas. Sin embargo, escenas como las de la imagen de la ya no
pueden ocurrir porque se han perforado miles de pozos adicionales en el mismo
acuífero. Esto agotó el depósito, y descendió el nivel freático 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 abastecimiento de las ciudades pueden ser
considerados ejemplos de sistemas artesianos artificiales . El depósito 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 subterránea. En otros lugares,
su extracción ha hecho que se hunde el terreno y todo lo que descansaba sobre
é1. En otros lugares hay preocupación por la posible contaminación del
abastecimiento de las aguas subterráneas.
Pozo
artesiano que fluye , en Dakota del sur a principios del siglo XX. En la
actualidad se explota el mismo acuífero confinado a través de millares de pozos
adicionales; por tanto, la presión ha descendido hasta el punto de que muchos
pozos han deiado de fluir por completo y deben bombearse.
Tratamiento
del agua subterránea como un recurso no renovable
Muchos sistemas
naturales tienden a establecer un estado de equilibrio. El sistema de aguas
subterráneas no es una excepción. La altura del nivel freático refleja un
equilibrio entre la velocidad de infiltración y la velocidad de descarga y
extracción. Cualquier deseqülibrio elevará o reducira el nivel freático.
Desequilibrios a largo plazo pueden inducir una caída significativa del nivel
freático si hay una reducción de la recarga debido a una sequía prolongada o a
un aumento de la descarga o la extracción de las aguas subterráneas.
Subsidencia
Como se verá
más tarde en este mismo capítulo, la subsidencia superficial puede ser
consecuencia de procesos naturales relacionados con el agua subterránea. Sin
embargo, el terreno puede hundirse también cuando el agua se bombea desde los
pozos más rápidamente de lo que pueden reemplazarla los procesos de recarga natural.
Este efecto es particularmente pronunciado en áreas con estratos potentes de
sedimentos no consolidados superpuestos. Conforme se extrae el agua, la presión
del agua desciende y el peso de la sobrecarga se transfiere al sedimento. La
mayor presión compacta herméticamente los granos de sedimento y el terreno se
hunde.
Pueden
utilizarse muchas zonas para ilustrar la subsidencia del terreno causada por el
bombeo excesivo del agua subterránea a partir de sedimento relativamente
suelto. Un ejemplo clásico en Estados Unidos se produjo en el valle de San
Joaquín, en California, y se Existen muchos otros casos de subsidencia de
terreno debido a bombeo del agua subterránea en Estados Unidos, entre ellos Las
Vegas, Nevada; Nueva Orleans y Baton Rouge, Luisiana, y el área
Houston-Galveston de Texas. En el área costera baja entre Houston y Galveston,
la subsidencia del terreno oscila entre 1,5 metros y 3 metros. EI resultado es
que alrededor de 78 kilómetros cuadrados están permanentemente inundados.
Fuera de
Estados Unidos, uno de los ejemplos más espectaculares de subsidencia se
produjo en la ciudad de México, que está construida en lo que antes era el
fondo de un lago. En la primera mitad del siglo XX se perforaron miles de pozos
en los sedimentos sanrrados de agua de debajo de la ciudad. A medida que se iba
extrayendo el agua, zonas de la ciudad se hundieron hasta 6 o 7 metros.
En algunos
lugares, los edificios se han hundido hasta tal punto que el acceso a ellos
desde la calle se realiza por donde ¡antes era el segundo piso¡.
Contaminación
salina
En muchas
áreas costeras, el recurso de las aguas subterráneas está siendo amenazado por
la intrusión de agua de mar. Para entender este problema, debemos examinar la
relación entre el agua subterránea dulce y el agua subterránea salada. Es un
diagrama de un corte que ilustra esta relación en un área costera situada
encima de materiales homogéneos perrneables. El agua dulce es menos densa que
el agua salada, de manera que flota sobre ella y forma un cuerpo lenticular grande
que puede extenderse a profundidades considerables por debajo del nivel del
mar. En dicha situación, si el nivel freático se encuentra á un metro por
encima del nivel del mar, la base del volumen de agua dulce se extenderá hasta
una profundidad de unos 40 metros por debajo del nivel del mar. Dicho de otra
manera, la profundidad del agua dulce por debajo del nivel del mar es unas 40
veces mayor que la elevación del nivel freático por encima del nivel del mar.
Por tanto, cuando el bombeo excesivo hace descender el nivel freático en una
cierta cantidad. el fondo de la zona de agua dulce se elevará unas 40 veces esa
cantidad. Por consiguiente, si continúa la extracción de agua dulce hasta
exceder la recarga, llegará un momento en que la elevación del agua salada será
suficiente como para ser extraída de los pozos, contaminando así el suministro
de agua dulce . Los pozos profundos y los pozos próximos a la costa son
normalmente los primeros en verse afectados.
Dado
que el agua dulce es menos densa que el agua salada, flota sobre esta última y
forma un cuerpo lenticular que puede extenderse hasta profundidades
considerables debajo del nivel del mar. B. Cuando un bombeo excesivo reduce el
nivel freático, la base de la zona de agua dulce se elevará 40 veces esa
cantidad. El resultado puede ser la contaminación de los pozos con agua salada.
En las zonas
costeras urbanizadas los problemas creados por bombeo excesivo están agravados
por un descenso del ritmo de recarga natural. A medida que aumentan las calles,
los aparcamientos y los edificios que cubren la superficie, disminuye la
infiltración en el suelo.
Para intentar
corregir el problema de la contaminación del agua subterránea con agua salada,
puede utilizarse en una red de pozos de recarga. Estos pozos permiten el bombeo
de las aguas de nuevo al sistema de aguas subterráneas. Un segundo método de
corrección se lle¡a a cabo mediante la construcción de grandes cuencas. Estas
cuencas recogen el drenaje de superficie y permiten que se infilrre en el
terreno. En Long Island, Nueva York, donde el problema de la contaminación
salina se reconoció hace ás de 40 años, se han utilizado estos dos métodos con
considerable éxito.
La
contaminación de los acuíferos de agua dulce por agua salada constituye
fundamentalmente un problema en las zonas costeras, pero también puede amenazar
a zonas no costeras, Muchas rocas sedimentarias antiguas de origen marino se
depositaron cuando el océano cubría lugares que ahora se encuentran bastante en
el interior. En algunos casos, cantidades significativas de agua de mar
quedaron atrapadas y todavía permanecen en la roca. Estos estratos a veces
contienen cantidades de agua dulce y pueden ser bombeadas para su uso. Sin
embargo, si el agua dulce se elimina más deprisa de lo que puede reponerse, el
agua salada puede introducirse y dejar inutilizables los pozos. Una situación
como ésta amenazó a los usuarios de un profundo acuífero de arenisca (del
Cámbrico) en la zona de Chicago. Para contrarrestarlo, se distribuyó agua del
lago Michigan a las comunidades afectadas con objeto de compensar la velocidad
de extracción del acuífero.
Contaminación del agua
subterránea
La
contaminación del agua subterránea es una cuestión seria, en particular en las
áreas donde los acuíferos proporcionan una gran parte del suministro de agua.
Un origen común de la contaminación del agua subterránea son las aguas fecales.
Entre sus fuentes se cuenta un número creciente de fosas sépticas, así como
sistemas de alcantarillado inadecuados o rotos y los desechos de las granjas.
Si las aguas residuales que están contaminadas con bacterias entran en el
sistema de aguas subterráneas' pueden purificarse mediante procesos naturales.
Las bacterias peligrosas pueden ser filtradas mecánicamente por el sedimento a
través del cual el agua percola, destruidas por oxidación química o asimiladas
Por otros microorganismos. Para que se produzca purificación, sin embargo, el
acuífero debe ser de la composición correcta. Por ejemplo, acuíferos
extremadamente permeables (como rocas cristalinas muy fracturadas, grava gruesa
o caliza karstificada) tienen aperturas tan grandes que el agua subterránea
contaminad¿ puede recorrer grandes distancias sin ser purificada, En este caso,
el agua fluye con demasiada rapidez y no está en contacto con el material
circundante el tiempo suficiente para que se produzca su purificación.
Éste es el
problema del pozo
Por otro
lado, cuando el acuífero está compuesto por arena o arenisca permeable, a veces
puede purificarse después de viajar por él sólo unas docenas de metros.
Los huecos
entre los granos de arena son lo bastante grandes como para permitir el
movimiento del agua, pero este movimiento es, por otro lado, lo bastante lento
como para permitir un tiempo prolongado de purificación .
A veces, la
perforación de un pozo puede inducir problemas de contaminación del agua
subterránea. Si el pozo bombea una cantidad suficiente de agua, el cono de
depresión incrementará localmente la pendiente del nivel freático. En algunos
casos, la Pendiente original puede incluso invertirse. Esto podría inducir
contaminación de los pozos que producían agua no contaminada antes de que
empezara el bombeo intenso . También recordemos que la velocidad de circulación
del agua subterránea aumenta conforme lo hace la inclinación de la pendiente del
nivel freático. Esto podría producir problemas porque una velocidad de
circulación más rápida permite menos tiempo para la purificación del agua
en el acuífero antes de ser bombeada a la superficie.
Otras fuentes
y tipos de contaminación amenazan también los suministros de agua subterránea .
Entre ellos se cuentan sustancias muy utilizadas como la sal de carretera, los
fertilizantes que se extienden por toda la superficie del terreno y los
pesticidas. Además, puede escaparse una amplia variedad de productos químicos y
máteriales industriales de las tuberías, los tanques dé almacenamiento, los
depósitos y los estanques de
retención.
Algunos de esos contaminantes se clasifican como peligrosos, lo que significa
que son inflamables, corrosivos, explosivos o tóxicos. En los vertederos, los
posibles contaminantes se amontonan en montículos o se expanden directamente
sobre el terreno. Cuando el agua de la lluvia rebosa a través de las basuras,
puede disolver una
variedad de
materiales orgánicos e inorgánicos. Si el material lixiviado alcanza el nivel
freático, se mezclará con el agua subterránea y contaminará el suministro.
Problemas similares pueden producirse como consecuencia del escape de
excavaciones superficiales, denominadas estanques de retención, en los que se
acumulan desechos diversos de residuos líquidos.
A.
Aunque el agua contaminada ha viajado más de 100 metros antes de alcanzar el
pozo 1, se mueve demasiado deprisa a través de la caliza 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.
Dado que el
movimiento de las aguas subterráneas suele ser lento, el agua contaminada puede
pasar desapercibida durante mucho tiempo. De hecho, la mayor parte de la
contaminación se descubre sólo después de haberse visto afectada el agua
potable y de que lai personas enfermen, Llegados a este punto, el volumen di
agua
Originalmente
el flujo de salida de la fosa séptica se alejaba del pozo pequeño. B. El
intenso bombeo del pozo cambió la pendiente del nivel freático, haciendo que el
agua subterránea contaminada fluyera hacia el pozo pequeño.
A veces,
las sustancias químicas agrícolas y los materiales lixiviados de los vertederos
se abren camino hacia las aguas subterráneas. Éstas son dos de las posibles
fuentes de la contaminación de las aguas subterráneas. (Foto de
F.Rossotto/Corbis/The Stock Market.)
contamirada
puede ser muy gralde y' aun cuando se elimine inmediatamente la fuente de
contaminación, no se resuelve el problema. Aunque las fuentes de contaminación
del agua subterránea son numerosas, hay relativamente pocas soluciones.
Una vez identificado
y eliminado el origen del problema, la práctica más común consiste simplemente
en abandonar el suministro de agua y deiar que los contaminantes se vayan
limpiando de manera gradual. Esta es la solución menos costosa y más fácil,
pero el acuífero debe permanecer sin utilizarse durante muchos años. Para
acelerar este proceso, a veces se bombea el agua contaminada y se trata.
Después de eliminar el agua infectada, se deja que el acuífero se recargue de
forma natural o, en algunos casos, se bombea de lrrelta al acuífero el agua
tratada o agua limpia. Este proceso es costoso y largo, y puede ser arriesgado,
pues no hay manera de asegurar que se ha eliminado toda la contaminación. Por
supuesto, la solución más eficaz a la contaminación del agua subterránea es la
prevención.
El
trabajo geológico del agua subterránea
El agua
subterránea disuelve la roca. Este hecho es clave para comprender cómo se
forman cavemas y dolinas. Dado que las rocas solubles, especialmente las
calizas, cubren millones de kilómetros cuadrados bajo la superficie terrestre,
es aquí donde el agua subterránea realiza su impoftante papel como agente
erosivo. La caliza es casi insoluble en el agua pura, pero se disuelve con
bastante facilidad en el agua que contiene pequeñas cantidades de ácido
carbónico, y la mayor parte del agua subterránea contiene este ácido. Se forma
porque el agua de la lluvia disuelve fácilmente el dióxido de carbono del aire
y el procedente de la descomposición de las plantas. Por consiguiente, cuando
el agua subterránea entra en contacto conla caliza, el ácido carbónico
reacciona con la calcita (carbonato cálcico) de las rocas para formar
bicarbonato cálcico, u¡ material soluble que es transportado luego en solución.
Cavernas
Los
resultados más espectaculares del trabajo erosivo del agua subterránea son las
cavernas de caliza. Sólo en Estados Unidos se han descubierto unas 17.000 y
otras nuevas se descubren cada año. Aunque la mayoría son relativamente
pequeñas, algunas tienen dimensiones espectaculares, La cueva de Mammoth en
Kentucky y las cavernas Carlsbad en el sureste de Nuevo México son ejemplos
famosos. El sistema de cuevas de Mammoth es el más extenso del mundo, con más
de 540 kilómetros de galerías interconectadas. Las dimensiones de las cavernas
Carlsbad son impresionantes, aunque de una manera distinta. Aquí encontramos la
cámara rinica más grande y quizá más espectacular. La Big Room de las cavernas
Carlsbad tiene un área equivalente a 14 campos de rugby y una altura suficiente
para acomodar el edificio del Capitolio de Estados Unidos.
La mayoría de
las cavernas se crea en el nivel freático, o inmediatamente debajo de é1, en la
zona de saturación. Aquí, el agua subterránea ácida sigue las Líneas de
debilidad de la roca, como diaclasas y planos de estratificación. Conforme pasa
el tiempo, el proceso de disolución crea lentamente cavidades, que aumentan de
tamaño de manera gradual hasta convertirse en cavernas. El material disuelto
por el agua subterránea acaba siendo descargado en las corrientes y transportado
al océano.
En muchas
cuevas, se ha producido un desarrollo en varios niveles, correspondiendo la
actividad actual a la menor elevación. Esta situación refleja la estrecha
relación entre la formación de conductos subterráneos importantes y los valles
de los ¡íos en los cuales drenan. A medida que las corrientes profundizan sus
valles, el nivel freático disminuye al hacerlo la elevación del río. Por
consiguiente, durante períodos en los que las corrientes superficiales están
realizando una rápida erosión descendente, los niveles de agua subterránea
circundante caen rápidamente y los conductos de las cuevas son abandonados por
el agua mientras tienen una sección transversal todavía relativamente pequeña.
A la inversa, cuando el encajamiento de las corrientes es lento o despreciable,
hay tiempo para la formación de grandes conductos subterráneos.
Por supuesto,
las características que despiertan mayor curiosidad a la mayoría de los
visitantes de las cavernas son las formaciones pétreas que les proporcionan su aspecto
maravilloso. No son rasgos erosivos, como la propia caverna, sino
deposicionales, creados por el goteo aparentemente interminable de agua a lo
largo de grandes lapsos de tiempo. El carbonato cálcico que queda produce la
calcita que denominamos travertino, Estos depósitos de cueva, sin embargo, se
conocen también como rocas de precipitación por goteo, una referencia obvia a
su modo de originarse. Aunque la formación de las cavernas tiene lugar en la
zona de saturación, el depósito de las rocas por goteo no es posible hasta que
las cavernas estén por encima del nivel freático en la zona de aireación. En
cuanto la cámara se llena de aire, está ya dispuesto el escenario para que
empiece la fase decorativa de la construcción de la caverna.
Las diversas
rocas de precipitación encontradas en las grutas se denominan colectivamente
espeleotemas
(spelaion =
cueva; them = colocar); ninguna es exactamente igual a otra. Quizá los
espeleotemas más familiares sean las estalactitas (stalaktos: escurrimiento).
Estos colgantes en forma de carámbanos cuelgan del techo de las grutas y se
forman allí donde el agua se filtra a través de las grietas situadas por
encima. Cuando el agua alcanza el aire de la cueva, algo del dióxido de carbono
disuelto se escapa de la gota y la calcita precipita. El depósito se produce en
forma de anillo alrededor del borde de la gota de agua. A medida que una gota
sigue a otra gota, cada una deja una huella infinitesimal de calcita detrás y
se crea un tubo hueco de caliza. Entonces, el agua se mueve a través del tubo,
permaneciendo suspendida transitoriamente al final del mismo, aportando un
diminuto anillo de calcita y cayendo al suelo de la caverna. La esalactita que
acaba de describirse se denomina paja de sosa. A menudo, el tubo hueco de la paja
de sosa se obstruye o aumenta su suministro de agua. En cualquier caso, el agua
se ve obligada a fluir y, por consiguiente, a depositarse, a lo largo de1 lado
externo del tubo. A medida que continúa la precipitación, la estalactita adopta
la forma cónica más común.
Los
espeleotemas que se forman en el suelo de una caverna y se acumulan en sentido
ascendente hacia el techo se denominan estalagmitas (stalagmos: goteo). El agua
que suministra la calcita para el crecimiento de las estalagmitas cae del techo
y salpica sobre la superficie. Como consecuencia, las estalagmitas no tienen un
tubo central y suelen ser de aspecto más masivo y redondeado en sus extremos
superiores que las estalactitas. Con tiempo suficiente, puede juntarse una
estalactita que crece hacia abajo y una estalagmita que crece hacia arriba para
formar una columna.
Topografía
kárstica
Muchas zonas
del mundo tienen paisajes que. en gran medida, se han formado por la capacidad
disolvente del agua subterránea. Se dice que esas zonas muestran topografía
kárstica, que debe su nombre a la llanura de Kras en Eslovenia (antigua parte
de Yugoslavia), localizada a lo largo de la costa nororiental del mar
Adriático, donde dicha topografía está extraordinariamente desarrollada. En
Estados Unidos, los paisajes kársticos aparecen en muchas áreas situadas sobre
calizas, entre ellas Kentucky, Tennessee, Alabama, el sur de Indiana y el
centro y el norte de Florida. En general, las zonas áridas y serniáridas son
demasiado secas para desarrollar topografía kárstica. Cuando existen en esas
regiones, son probablemente restos de una época en la que predominaban
condiciones más lluviosas.
Las zonas
kársticas típicas están compuestas por un terreno irregular interrumpido por
muchas depresiones denominadas dolinas. En las zonas calizas de Florida.
Kentucky y el sur de Indiana, hay literalmente decenas de miles de esas
depresiones, cuya profundidad oscila entre tan sólo 1 o 2 metros y un máximo de
más de 50 metros.
Las dolinas
se forman normalmente de dos maneras. Algunas se desarrollan de manera gradual
a lo largo de muchos años sin alteración física de la roca. En esas
situaciones, la caliza situada inmediatamente debajo del suelo se disuelve por
el agua de la lluvia descendente, que está recién cargada de dióxido de carbono.
Con el tiempo, la superficie rocosa se va reduciendo y las fiacturas en las
cuales entra el agua se van agrandando. A medida que las fracturas aumentan de
tamaño, el suelo se hunde en las aperturas ensanchadas, de las que se ve
desalojado por el agua subterránea que fluye hacia los conductos inferiores.
Estas depresiones suelen ser superficiales y tienen pendientes suaves.
Por el
contrario, las dolinas pueden formarse también de manera abrupta y sin
advertencia cuando el techo de una gruta se desploma bajo su propio peso.
Normalmente, las depresiones creadas de esta manera son profundas y de laderas
empinadas. Cuando se forman en zonas muy pobladas, constituyen un riesgo
geológico grave.
Además de una
superficie con muchas cicatrices por las dolinas, las regiones kársticas
muestran una falta notable de drenaje superficial (escorrentía). Después de una
precipitación, el agua de escorrentía es rápidamente encauzada debajo del
terreno a través de las depresiones.
Fluye luego a
través de las cavernas hasta que alcanza el nivel freático. En los lugares
donde existen corrientes superficiales, sus trayectorias suelen ser cortas. Los
nombres de dichas corrientes dan a menudo una pista de su destino. En la zona
de la cueva de Mammoth de Kentucky, por ejemplo, hay un Sinking Creek, un
Little Sinking Creek y un Sinking Brarch. Algunas dolinas se obstruyen con
arcilla y den-ubios, creardo pequeños lagos o lagunas. El desarrollo del
paisaje kársdco..
Desarrollo de
un paisaje kárstico. A. Durante Ias 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
aumentan 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 remov¡lizar la mayor parle de la caliza de
la zona, dejando sólo restos aislados.
Algunas zonas
de desarrollo kárstico exhiben paisajes muy diferentes del terreno salpicado de
dolinas . Un ejemplo notable es una región extensa del sur de China que se
describe como una zona que exhibe mogotes- El término mogote es adecuado porque
el paisaje está formado por un laberinto de colinas empinadas aisladas que se
elevan de manera abrupta desde el suelo. Cada una está acribillada de cuevas y
pasajes interconectados. Este tipo de topografía kárstica se forma en las
regiones tropicales y subtropicales y tiene capas potentes de caliza altamente
diaclasada. Aquí el agua subterránea ha disuelto grandes volúmenes de caliza y
deja sólo estas torres residuales. El desarrollo kárstico es más rápido en
los climas tropicales debido a las precipitaciones abundantes y la mayor
disponibilidad de dióxido de carbono procedente de la desintegración de la exuberante
vegetación tropical. El dióxido de carbono adicional del suelo significa que
hay más ácido carbónico para la disolución de la caliza.
Otras zonas
tropicales de desarrollo kárstico avanzado son partes de Puerto Rico, el norte
de Cuba y el norte de Vietnam.
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