Download A 45 años de su fallecimiento, rendimos homenaje a un maestro de

1
2
PROLOGO
El mortal accidente sufrido por el profesor Noel Llopis Lladó, en febrero de 1968,
mientras realizaba estudios sobre la Estratigrafía del Silúrico-Devónico en los
alrededores de Barcelona, dejó la obra presente, aunque prácticamente preparada
para su publicación, incompleta en algunos de sus.' últimos capítulos, en la sección
bibliográfica y en las ilustraciones.
La revisión de los capítulos incompletos se ha llevado, cabo utilizando en gran
parte tanto los trabajos del autor ya existentes, como las ideas y comentarios
sostenidos por el profesor Llopis sobre los problemas de hidrogeología cárstica,
durante las jornadas de campo, ante aquellos que le acompañaron.
Hemos de dejar constancia de la perfecta disposición mostrada y las facilidades
dadas por Dña. María Rosa Areny Harichet, Vda. del profesor Llopis, a fin de realizar
esta edición.
Asimismo, es un deber muy agradable, en estos momentos, manifestar nuestro
agradecimiento a quienes con su esfuerzo continuado contribuyeron a la preparación
definitiva del original, los Sres. Sánchez de la Torre y Agueda Villar ambos del
Departamento de Estratigrafía de la Facultad de Ciencias de Madrid.
Los Editores
3
INDICE
Introducción
Capítulo 1.- Generalidades sobre el agua
I. 1.- Las ciencias del agua
I. 2.- El agua en la tierra y el ciclo del agua
I. 3.- EI agua subterránea
3.1.- Nociones de infiltración y permeabilidad
3.2.- Características fundamentales del manto freático
3.3.- Tipos de aguas subterráneas
3.4.- El agua subterránea en la corteza terrestre. Regiones hidrogeológicas
Capítulo 2.- Hidrogeología cárstica
II. 1.- Las ciencias del Karst
II. 2.- Desarrollo de la Hidrogeología cárstica
II. 3.- La Hidrogeología cárstíca en España
Capítulo 3.- Los fenómenos cársticos
IlI. 1.- Generalidades
IlI. 2.- Regiones cársticas
Ill. 3.- Formas cársticas
Capítulo 4.- El agua cárstica
IV. 1.- Generalidades y diferencias con el agua freática
IV. 2.- Circulación
IV. 3.- Actividad química
IV. 4.- Materia en suspensión y su contenido microbiano
IV. 5.- Características físicas
4
Capítulo 5.- La geología de la caliza
V. 1.- Generalidades
V. 2.- Composición química
V. 3.- Composición mineralógica
V. 4.- Génesis de la caliza
V. 5.- Textura de la caliza
V. 6.- Estructura de la caliza
V. 7.- Tectónica de la caliza
V.8.- Estilos tectónicos de la caliza
V. 9.- Las fisuras
Capítulo 6.- Cinética cárstica
VI. 1.- Aspectos generales
VI. 2.- Los fenómenos de disolución
VI. 3.- Tipos de disolución
Capítulo 7.- EI aparato cárstico
VII. 1.- Características del aparato cárstico
VII. 2.- Las formas de absorción
VII. 3.- Formas cerradas
3.1.- Las dolinas
3.2.- Las uvalas
3.4.- Los poljés
3.4.- Valles muertos, perdidos y valles ciegos
VII. 4.- Las formas de absorción abiertas
4.1.- Simas
4.2.- Los sumideros
VII. 5.- Las formas de absorción compuestas
5
VII. 6.- EI paisaje cárstico
Capítulo 8.- Las formas de conducción
VIII. 1.- Aspectos generales
VIII. 2.- Las capas cársticas
VIII. 3.- Los conductos embrionarios
VIII. 4.- La circulación por conductos penetrables
4.1.- Las simas
4.2.- Las cavernas
Capítulo 9.- Morfología subterránea
IX. 1.- Tipos de formas subterráneas
IX. 2.- Las formas de erosión
IX. 3.- Las formas clásticas
IX. 4.- Formas de reconstrucción
4.1.- Procesos generales
4.2.- Las formas cenitales
4.3.- Las formas parietales
4.4.- Las formas pavimentadas
4.5.- Mineralogía de las formas litoquímicas
IX. 5.- La sedimentación hipogea
5.1.- El medio cárstico y sus depósitos
5.2.- El medio fluvial hipogeo
5.3.- El medio lacustre hipogeo
5.4.- Depósitos marinos en el Karst
5.5.- Los depósitos químicos y organógenos
IX. 6.- Distribución y significación de los sedimentos hipogeos
6
Capítulo 10.- Las formas de emisión
X. 1.- Manantiales cársticos
X. 2.- Tipos de fuentes cársticas
2.1.- Tipos morfológicos
2.2.-Tipos de alimentación
2.3.- Tipos de estructura
2.4.-Tipos do circulación
2.5.- Tipos de emergencia
X. 3.- Sedimentación en los manantiales
3.1.- Depósitos autóctonos
3.2.- Depósitos epigeos alóctonos
Capitulo 11.- La evolución cárstica
XI. 1.- Ciclos y períodos
Xl. 2.- La carstificación
XI. 3.- La evolución superficial del Karst
XI. 4.- La evolución subterránea. Espeleogénesis
XI. 5.- Comparación entre la evolución superficial y la subterránea
XI. 6.- Espeleogénesis
Capítulo 12.- La circulación cárstica
XII. 1.- Los principios fundamentales de la circulación cárstica
XII. 2.- El Karst completo u Holokarst de Cvijic
XII. 3.- El Karst incompleto o Merokarst
XII. 4.- Modalidades especiales de la circulación cárstica
4.1.- Karsts costeros o emergidos
4.2.- Karsts rellenos
4.3.- Karsts desérticos y de zonas áridas
Xll. 5.- Conclusiones sobre la circulación cárstica
7
Capítulo 13. - Tipología de los Karsts
XIII. 1.- Karst y estructura
1.1.- Tipos de Karsts sobre estructuras congénitas
1.2.-Tipos de Karsts sobre estructuras tectónicas
XIII. 2.- Karst y relieve
Capítulo 14.- Karst y clima
XIV. 1.- Introducción
XIV. 2.- EI hipoclima o clima hipogeo
2.1.- Temperatura hipogea
2.2.- Circulación del aire
2.3.- Humedad
XIV. 3.- El Karst frío
3.1.- Zonación de las regiones frías
3.2.- EI Karst nival
3.3.- Karst periglaciar
3.4.- Karst glaciar
3.5.- Karst polar
XIV. 4.- Karst pluvio-nival
XIV. 5.- Karst tropical
XIV. 6.- Karst cubierto
Capítulo 15.- Filogenia del Karst
XV. 1.- Desarrollo del Karst en el tiempo
XV. 2.- Paleokarst y edad de la carstificación
XV. 3.- Karst fósil
XV. 4.-Tipología de los paleokarsts
4.1- Paleokarsts sumergidos con fosilización completa
4.2.- Paleokarsts con fosilización aluvial completa
8
4.3.- Paleokarsts holofósíles de sedimentación autóctona
4.4.- Paleokasts merofósiles
XV. 5.- Fosilización y nivel de base
XV. 6.- Paleokarsts rejuvenecidos
Capítulo 16.- Ideas sobre los métodos de prospección y alumbramiento de aguas
subterráneas
XVI. 1.- Aplicaciones de la Hidrogeología Cárstica
XVI. 2.- Aplicaciones en Hidrogeología
2.1.- Utilización y abastecimiento de aguas cársticas
2.2.- Utilización de la red de conductos en conducción de residuos
2. 3.- Pérdidas en embalses
XVI. 3.- Aplicaciones en Geotecnia y aspectos humanos
3.1.- Problemas en obras públicas y geotecnia
3.2.- Aplicaciones a problemas humanos
XVI. 4.- Aspectos mineros de la Hidrogeología Cárstica
XVI. 5.- Problemas de prospección de conductos, galerías y aguas cársticas
subterráneas
Capítulo 17.- Tipología de los Karsts de España
XVII. 1.- Introducción
XVII. 2.- Las regiones hidrogeológicas y las regiones cársticas
XVII. 3.- Tipos de Karsts en España
XVII. 4.- Regiones cársticas españolas
XVII. 5.- Utilización del agua cárstica en España
9
INTRODUCCIÓN
El enorme incremento que toma actualmente la Espeleología en el mundo y el
extraordinario desarrollo que en los últimos años ha adquirido en España, nos ha
hecho pensar en la necesidad de la reedición de una obrita titulada "Nociones de
Espeleología", que fue editada en 1954, sobre todo con motivo de la entonces reciente
expedición de la sima de la Piedra de San Martín. Aprovechando un pequeño ciclo de
conferencias, organizado por el entusiasta grupo espeleológico de la Sociedad de
Ciencias Naturales Aranzadi, de San Sebastián, grupo que entonces se hallaba en
eclosión, y que fueron profesadas por el que suscribe, se creyó oportuno, por parte de
algunos entusiastas y benévolos elementos de la Espeleología española, que se
publicara el indicado librito. Se utilizó sobre todo el texto de aquellas conferencias, que
de este modo alcanzaron una mucha mayor difusión.
Pero en la actualidad, después de 12 años, la obra queda ya anticuada; no es
bastante una reimpresión, hace falta una severa revisión, puesto que los
conocimientos espeleológicos han aumentado considerablemente en la última década
y las orientaciones generales son también algo diferentes. Por otra parte, los
conocimientos muy generales difundidos entonces, son ya de] dominio general, y
aunque los principiantes son siempre numerosos y constituyen el plantel que ha de
constituir nuestra esperanza para el porvenir puesto que han de ser nuestros
sucesores, se hace necesario volver a editar una obra que sirva de iniciación a estos
últimos, pero que al mismo tiempo pueda ser útil a aquellos que ya son veteranos en el
estudio y exploración de las cavernas.
En realidad este estudio ha sido siempre parte de un campo mucho mas vasto, la
Hidrogeología cárstica, que hoy está adquiriendo gran interés a consecuencia de que
nuestros conocimientos sobre las aguas cársticas van aumentando de día en día y la
utilización económica de las mismas se va extendiendo poco a poco. No puede pues;
hoy, hablarse con propiedad de Geoespeleología sin situarla dentro del marco
adecuado de la Hidrogeología cárstica. Por esto, esta obra tiene un doble título, y está
escrita con la intención de colocar a la Geoespeleología en el lugar exacto que le
corresponde dentro de las Ciencias del Agua. Ya en la obra precedente "Nociones de
Espeleología", decíamos que "el estudio de una caverna comienza por el exterior", y
esto es tan exacto, que ahora puede ampliarse en el sentido de que "el estudio de una
caverna tiene un valor científico muy precario si no se le relaciona con la circulación
cárstica". Hidrogeología cárstica y Geoespeleología son dos materias que van
indisolublemente unidas, hasta el punto de que ninguna de ellas .podría concebirse sin
la otra.
Siguiendo este criterio, no cabe duda que la materia fundamental es la
Hidrogeología cárstíca, y por esto hemos dado a esta obra este título principal. No
engañe este título al lector, puesto que este libro no es un tratado de aguas; aunque
de él puedan sacarse todos los datos necesarios para el conocimiento, circulación y
alumbramiento de aguas cársticas está fundamentalmente orientado hacia el Karst , y
su finalidad es la difusión y divulgación de los principales conocimientos que
poseemos sobre fenómenos cársticos.
Además de los conocimientos que han podido recopilarse sobre el Karst, este libro
contiene también numerosos datos inéditos y algunas ideas nuevas sobre ciertos
aspectos de la evolución cárstica, fruto de treinta y cinco años de investigaciones
sobre el Karst en diversas regiones europeas y especialmente en España.
10
Se ha procurado multiplicar los ejemplos españoles, de tal modo que puede
también ser el esbozo de una futura Geoespeleología de España.
No podemos cerrar esta presentación sin dar las gracias a todos aquellos, colegas,
amigos y colaboradores que nos han ayudado de alguna manera a la formación de
este libro. A través de conversaciones científicas, consultas y sobre todo estudios
hidrogeológicos sobre el Karst, acompañados de las inevitables exploraciones
espeleológicas, han ido perfilando poco a poco las páginas de este libro a través de
todos estos años. Que ellos se sientan tan autores como yo, porque de ellos serán los
aciertos y míos los errores cometidos.
Madrid, 1 de noviembre de 1966.
N. LLOPIS LLADO.
Instituto de Geología Económica
del C.S.I.C.
11
Capítulo 1
GENERALIDADES SOBRE EL AGUA
I.1. LAS CIENCIAS DEL AGUA
El estudio del agua adquiere una importancia extraordinaria desde el momento en
que se desarrollaron las Ciencias físico-naturales, sobre todo a consecuencia del
desarrollo industrial y de la concentración humana en las grandes ciudades. Los
problemas de abastecimiento existieron ya en la antigüedad, pero se resolvieron
empíricamente sin conocimiento científico. Los estudios sistemáticos comienzan en el
siglo XVII(1) y se 'desarrollan ampliamente en el XIX, época en que nace la
HIDROLOGIA(2), como un cuerpo de doctrina en que se concentran todos los
conocimientos que se adquieren sobre el agua. El concepto de HIDROGRAFÍA, que
en su etimología poco difiere del de Hidrología, se aplica, sin embargo, en sus
comienzos, en un sentido más restringido, queriéndose definir con él los
conocimientos sobre aguas continentales superficiales, y aun aguas marinas. Más
tarde, cuando los conocimientos sobre aguas subterráneas aumentan
considerablemente, se agrupan de manera autónoma para constituir la HIDROLOGIA
SUBTERRÁNEA, que hoy llamamos HIDROGEOLOGIA, a consecuencia de las
estrechas relaciones que tiene el agua subterránea con la estructura geológica y con
la Litología y Estratigrafía. Cabe advertir no obstante, que no existe todavía un criterio
perfectamente definido a este respecto. Si se repasa la bibliografía hidrogeológica se
echa en seguida de ver, que cada autor tiene un concepto subjetivo de estas ciencias
y, por lo tanto, que puede ser aplicado con diferentes puntos de vista.
En lo que parece haber acuerdo es en la existencia de un conjunto de
conocimientos que conciernen al agua en su sentido más amplio, desde el agua
atmosférica pasando por las aguas continentales, superficiales y subterráneas hasta
las aguas marinas, que conjuntamente pueden llamarse Ciencias del Agua y que la
multiplicidad de conocimientos que existen a este respecto obliga a una especificación
y especialización. De aquí, pues, que en la mayoría de los tratados se admite, que el
vocablo Hidrología hace referencia a los conocimientos sobre aguas continentales
superficiales y el de Hidrogeología al de aguas subterráneas que algunos autores
continúan llamando todavía Hidrología subterránea,(3) - (9).
(1)
Hasta finales del siglo XVIII no se conoció la fórmula de constitución del agua. Las
experiencias y estudios de Lavoiser, Bouquet, Laplace y Monge contribuyeron notablemente al
conocimiento de la física y la química del agua. En 1930 Urey descubre la existencia del "agua
pesada".
1921. Martel dice que "conviene llamar Hidrogeología al estudio de las aguas
subterráneas".
(2)
(3)
1922. Para González Quijano la Hidrología es "el estudio de las propiedades del agua, el de
los fenómenos y leyes que condicionan y regulan su circulación y distribución sobre la Tierra y
el de los efectos que de ella derivan para la vida y los intereses humanos". Siguiendo el criterio
de Prinz (1919) la divide en Hidrología superficial e Hidrología subterránea, y contra el parecer
de éste, llama Hidrografía al estudio de las aguas marinas.
(4)
1930. lmbeaux. "Hidrogeología es la ciencia de las aguas que se encuentran en el interior del
suelo". Se podría adoptar también el nombre de Hidrología subterránea. La palabra Hidrología
tiene en Francia un significado de aplicación terapéutica de las aguas termominerales. La
Hidrografía es el estudio de las costas y mares. La Hidráulica, la ciencia del equilibrio del
agua (Hidrostática) y del movimiento (Hidrodinámica).
(5)
1953. Wunt dice: "Darüber hinaus befast sie sich im Sinne von Hydrologie mit den
Erscheinungen des Wassers über und unter der Erddoberfläche und ihren narürtíchen
12
Pero aun la Hidrogeología, como ciencia que estudia exclusivamente las aguas
subterráneas, ha tenido que dividirse en una serie de especialidades como resultado
de la diversidad de estructuras tectónicas y de constitución física de los materiales de
la corteza terrestre, que hacen que se encuentre en condiciones físicas diferentes o
como consecuencia de los diferentes puntos de vista por los que puede ser estudiada.
De este modo pueden establecerse las siguientes partes:
1. Hidrogeología química, que estudia la composición del agua y su origen.
2. Hidrogeología física, que se dedica a la física y dinámica del agua subterránea.
3. Hidrogeología estructural. que establece las relaciones entre el agua y la
tectónica.
4. Hidrogeología cárstíca, dedicada al estudio de las aguas que circulan por la
caliza y rocas afines.
5. Hidrogeología aplicada, que estudia captaciones y sondeos.
6. Hidrogeología termomineral, o conocimiento de las aguas minero-medicinales.
Estas ciencias comprenden todos los conocimientos que tenemos hoy sobre el
agua subterránea. Su desarrollo exige establecer estrechas relaciones con otros
cuerpos de doctrina, sin las cuales la Hidrogeología no podría estructurarse. Así,
estando el conjunto de las aguas de la Tierra colocado entre dos grandes unidades de
nuestro planeta, la atmósfera y la litosfera, las ciencias del agua tienen que
relacionarse forzosamente con todas aquellas que permiten conocer estas dos
unidades terrestres. De este modo la Hidrogeología está relacionada con la
Climatología y la Meteorología, por la rama de las Ciencias Físicas; con la Hidráulica,
por la de las Ciencias químicas; con la Geoquímica, y en relación con la hidrosfera, por
la Hidrografía y la Oceanografía. Con las Ciencias Geológicas, como la Tectónica, la
Estratigrafía, la Petrología y la Geofísica y, finalmente, con la Biología y sus diversas
ramas, cuando se trata de conocer el contenido biológico del agua.
Por último, siendo la Hidrogeología ciencia de aplicación, puesto que sus
conocimientos son imprescindibles en la vida moderna para la prospección,
alumbramiento y explotación de las aguas subterráneas, en este sentido debe ser
considerada como una parte importante de la Geología Económica.
Zusammcnhängen".
(6)
1960. Según Guyot: "La Hidrología es el estudio del agua como alimento y de todos los
problemas que del mismo se desprenden. La Hidrogeología se ocupa en cambio,
exclusivamente del agua subterránea".
(7)
1960. Todd define: "Ground water hydrology may be defined as the sclence of the
occurrence, distribution and movement uf water below the surface of the Earth. Geohydrology
has an identical connotatíon and hydrogeology díffers only by its greater emphasis on geology".
(8)
1962. Schoeller dice: "les eaux liquides concernant l'Hydrologie et l'Oceanographie, les eaux
souterraines, I'Hydrologie souterraine ou Hydrogéologie".
(9)
1963. Castany define de este modo: "L'Hydrologie est l'étude de la phase du cycle de l'eau
qui débute avec I'arrívé de l'eau sur la surface de la Terre. Nous pouvons distinguer
I'Hydrologie de surface de l'Hydrologie des eaux souterraínes. L'Hydrogéologie s'attache plus
particulíerement aux problemes géologiques concernant les eaux souterraines".
13
1.2. EL AGUA EN LA TIERRA Y EL CICLO DEL AGUA
El agua en nuestro planeta esta esencialmente concentrada en las grandes
depresiones de la corteza siálica, formando mares y océanos que en su conjunto
constituyen una de las cuatro esferas fundamentales que los geofísicos admiten en la
Tierra: atmósfera, hidrosfera, litosfera y endosfera. La hidrosfera es la esfera líquida,
pero así como las otras tres son completas y continuas, la hidrosfera es discontinua,
puesto que no recubre enteramente a la litosfera. No significa esto, no obstante, que
no exista agua sobre las zonas continentales emergidas; por el contrario, agua y
continentes no tienen una delimitación geométrica, puesto que la superficie de los
continentes está ocupada por lagos, ríos yaguas subterráneas. Por otra parte, los
minerales que forman la litosfera se mezclan, ya alterados y disueltos, ya en
suspensiones más o menos groseras, con las aguas continentales y oceánicas: este
es precisamente el origen de la salinidad, o porcentaje de sales disueltas, en el agua.
Tampoco los límites entre la hidrosfera y la atmósfera son precisos, puesto que el aire
y otros gases atmosféricos, como el anhídrido carbónico, se disuelven en el agua, y a
su vez las partes inferiores de la atmósfera contienen agua, sea en forma de humedad
relativa o en forma de nubosidad. Estas relaciones e intercambios de agua entre
litosfera, atmósfera e hidrosfera, constituyen el ciclo del agua.
El ciclo del agua es extremadamente complejo y evoluciona constantemente en el
espacio y en el tiempo.
Ello es, ante todo, consecuencia de que el agua no es un líquido normal, por sus
caracteres físicos, ni obedece exactamente a la fórmula generalmente admitida H 2O,
puesto que el O contiene indicios de dos isótopos del O, y el H tiene también indicios
de deuterio o hidrógeno pesado. Si recordamos sus características físicas, veremos
que su densidad máxima no corresponde a su punto de congelación, sino a 4 ºC. A
esta temperatura un litro de agua pesa exactamente 1 kg. En cambio, a 0 ºC. la
densidad del agua es de 0,999. En condiciones normales se solidifica a 0 ºC, pero
adquiere fácilmente la sobrefusión. El agua solidificada o hielo es más ligera que
cuando líquida, a 0 ºC su densidad es 0,918. Al solidificarse se dilata en 0,07 su
volumen.
La densidad del hielo es de 0,918 0 ºC, lo que le permite flotar sobre el agua en su
fase líquida. El aumento de volumen que experimenta al solidificarse es el origen de
una serie de fenómenos de dinámica superficial, como la gelivación y la crioturbación
(rotura de rocas con o sin generación de canchales, y desarreglos de la textura de los
sedimentos permeables, respectivamente). Este último fenómeno es muy frecuente en
las regiones frías, donde existen suelos helados estacionales llamados molisuelos. La
gelivación, en cambio, es propia de las rocas compactas fisuradas de la alta montaña,
donde el descenso nocturno de la temperatura determina la solidificación del agua
acumulada durante el día.
El hielo funde a una temperatura fija que se toma como "0" en la escala centígrada
de temperaturas a la presión de 760 mm. La licuefacción de un kilogramo de hielo
exige una cantidad de calor igual a la necesaria para elevar en un grado centígrado la
temperatura de 79 kg de agua. Cuando el agua contiene sales disueltas, cada
disolución tiene su punto específico de congelación que, en general, es inferior a 0 ºC.
El agua emite vapores a cualquier temperatura y la tensión de éstos crece a
medida que la temperatura aumenta. Hierve a una temperatura también constante que
se ha colocado en el 100 de la escala centígrada. La evaporación del agua se produce
constantemente, pero aumenta con la temperatura, por lo tanto, disminuye del ecuador
14
a los polos y es mayor en verano que en invierno. La presión atmosférica se opone a
la evaporación, y por tanto, ésta aumenta a medida que aquella disminuye. También
disminuye la evaporación con el aumento de humedad atmosférica; así, en los climas
áridos la evaporación es muy rápida; también aumenta en una atmósfera agitada por
el viento.
Las aguas continentales, menos salinas que las marinas, se evaporan más
rápidamente; así, pues, la salinidad hace disminuir la evaporación. La evaporación va
acompañada siempre de un descenso de la temperatura.
La física del agua y sus metamorfosis, explica la complejidad del ciclo hídrica. La
reserva de agua más importante se encuentra indiscutiblemente en los océanos; de
éstos el agua pasa a la atmósfera por evaporación; allí se licúa y cae en forma de
lluvia, o de nieve, en las regiones frías, ya de nuevo sobre la hidrosfera, ya sobre las
superficies continentales. En el primer caso se cierra el ciclo por reincorporación
rápida a la hidrosfera, pero cuando cae sobre las superficies continentales, el viaje
hacia la hidrosfera es más largo, y a veces se tardan miles y aun millones de años en
hacer el reintegro.
En efecto, en las zonas polares y en las altas montañas, la nieve caída se
transforma pronto en hielo de glaciar. Así como un copo de nieve, por su cristalización
es comparable a un mineral, y un depósito de nieve a una roca simple, (;)1 lucio de
glaciar es ya equiparable a una roca metamórfica, pues ha sufrido varios rehielos,
SHUMSKII (1964), que lo han transformado profundamente. Las etapas en este caso
son nieve-neviza-hielo blanco-hielo azul, este último llamado ya "glaciarita" por
algunos autores. El hielo funde al llegar a las zonas de temperaturas superiores a 0
ºC, originando ríos.
Esta parte del ciclo puede prolongarse a consecuencia de que sobre la superficie
de los glaciares hay fusión y evaporación, volviendo luego directamente a la atmósfera
una parte del hielo del glaciar. Por otra parte, como la fusión del hielo comienza en la
zona de ablación del glaciar, se forma primero un río subglaciar, parte del cual, en
determinadas circunstancias, puede infiltrarse y formar aguas subterráneas
subglaciares. A su vez el río no transporta todo su caudal al mar; éste en parte se
evapora y en parte se infiltra, con lo que el ciclo se alarga.
En las regiones templadas y cálidas, las precipitaciones se hacen en forma de
lluvia. El agua de lluvia recién caída se divide inmediatamente en tres fracciones: 1.
Agua de escurrimiento o de arroyada que corre por la superficie y tributa finalmente a
los ríos; 2. Agua de evaporación que vuelve inmediatamente a la atmósfera, y 3. Agua
de infiltración que penetra por los poros o fisuras de las rocas permeables,
constituyendo una muy importante parte del agua subterránea.
En las zonas lluviosas intensamente forestadas, buena parte del agua de
infiltración es retenida superficialmente por la vegetación y los suelos, que sobre todo
actúan de reguladores de la infiltración más profunda, pero una buena parte de esta
agua se incorpora al metabolismo vegetal, y puede ser devuelta a la atmósfera por el
fenómeno de evapotranspiración, o transpiración vegetal, que se realiza sobre todo a
través de los estomas de las hojas.
Los ríos finalmente devuelven las aguas continentales al mar, con lo que termina
cerrándose el ciclo. No obstante, las aguas subterráneas retardan considerablemente
la devolución, puesto que algunas de ellas, cuando encuentran estructuras geológicas
favorables pueden permanecer milenios, y aun millones de años encerrados en
trampas tectónicas sin posibilidad de ser emitidas al exterior, hasta que la denudación
15
corta las estructuras y libera el agua retenida. Estas son las aguas fósiles, caídas en el
Cuaternario y aun durante el plioceno superior, cuya presencia explica las reservas de
aguas subterráneas existentes en nuestras actuales regiones áridas y desérticas, que
en los pluviales interglaciares o durante el plioceno tuvieron climas mucho más
húmedos.
El ciclo completo con toda su enorme complicación, tal como se ha descrito y
dibujado en el cuadro de la figura, I.1, sólo se encuentran en determinadas regiones
de nuestro planeta, como son las zonas templadas, provistas de altas montarías en las
que se forman glaciares, las regiones centroeuropeas por ejemplo; en las regiones de
latitud baja, en cambio, no existe, o tiene poco desarrollo el glaciarismo, y todo el ciclo
se realiza a través de la dinámica fluvial. Por el contrario, en las regiones polares,
donde los glaciares tributan directamente al mar, el ciclo se simplifica, puesto que se
elimina el recorrido fluvial. Finalmente en las regiones áridas y 'desérticas la dinámica
fluvial es fundamentalmente torrencial y sólo existen, por tanto, aguas de arroyada, ya
que los cursos son ramblas o oueds, con circulación estacional o intermitente.
Fig. I-1. Visión general del ciclo hidrológico.
Si el ciclo del agua varía en el espacio según los climas, mucho más ha cambiado
en el tiempo, a tenor de los cambios paleogeográficos por los que ha pasado la Tierra
desde el comienzo de su actividad geológica. La evolución de tierras y mares, los
cambios de la posición de los polos, las glaciaciones, los estados de evolución del
relieve, influyen tan profundamente en el ciclo del agua, que pueden hacer cambiar
totalmente sus características generales. Así, por ejemplo, el relieve es un factor muy
importante, puesto que durante los momentos de peneplanizacíón, los ríos han
alcanzado sus perfiles de equilibrio, y las rocas profundas, cratonízadas, forman las
superficies continentales: la evaporación y la infiltración disminuyen y' el agua es
emitida en su mayor parte directa y rápidamente al mar. En cambio, durante los
periodos que suceden a las orogénesis, los relieves son juveniles, las pendientes
escarpadas, y abundan las rocas permeables, con lo que evaporación e infiltración
aumentan.
Finalmente es necesario considerar otra reserva de agua del planeta, que aunque
de mucho menor volumen que la hidrosfera no por eso debe ser despreciada, el agua
juvenil, procedente de la destilación magmática, contenida originariamente en las
rocas ígneas, las cuales al fundirse liberan su agua de constitución, buena parte de la
cual aparece por las fuentes termales, géiseres y fuentes minero-medicinales. Aunque
16
el volumen total de estas aguas es pequeño, en el transcurso de los tiempos
geológicos y teniendo en cuenta que la intensidad del magmatismo ha ido en
disminución desde el Precámbrico I (4.500 millones/años), la cantidad de agua juvenil
emitida debe de ser muy grande, hasta el punto de que Kuenen, la cree capaz de
producir un aumento notable en el volumen total de aguas oceánicas.
El ciclo del agua está pues constituido por un conjunto de fenómenos
extremadamente complejos tanto en el espacio como en el tiempo.
1.3. EL AGUA SUBTERRÁNEA
3.1. Nociones de infiltración y permeabilidad
Las fracciones de agua procedentes de glaciares, ríos o escorrentía de lluvias que
penetra en las rocas de la litosfera, reciben el nombre de aguas subterráneas. El
fenómeno de penetración se llama genéricamente infiltración.
La infiltración sólo puede realizarse gracias a que las rocas tienen soluciones de
continuidad por las cuales el agua puede penetrar. Las características de estas
soluciones de continuidad varían de unas rocas a otras. Algunas son extremadamente
compactas y coherentes y no ofrecen solución de continuidad alguna; el agua no
puede penetrar en ellas; constituyen el grupo de rocas impermeables. Por el contrario,
las rocas que permiten ser atravesadas por el agua se llaman permeables. La
permeabilidad varía con la textura y composición del material y también con su grado
de evolución. Así, en general, los sedimentos pobres en arcilla, que no han sido
compactados ni lapidificados, son permeables, mientras que las rocas derivadas de
aquéllas, por compactación, lapidificación, diagénesis o metamorfismo son rocas
impermeables. Pero los sedimentos arcillosos o calizos, es decir, de granulometría fina
son también originariamente impermeables a pesar de no haber sido compactados ni
haber llegado a la fase de roca. En general puede admitirse que un sedimento es tanto
más impermeable cuanto menor sea el tamaño de los granos que lo constituyen; es
decir, la permeabilidad es razón directa del tamaño de los granos. Tampoco todas las
rocas compactas son impermeables, puesto que durante, o posteriormente a su
compactación, pueden haber sido fisuradas; es decir, pueden aparecer en ellas fisuras
(planos de estratificación, esquistosidad, diaclasas, fallas) que permiten el paso libre
del agua. Esta circunstancia hizo que Daubré admitiera dos tipos de permeabilidad: 1.
Permeabilidad en grande, propia de las rocas porosas, y 2. Permeabilidad en
pequeño, propia de las rocas fisuradas. Estas denominaciones de Daubre no se han
conservado, pero se utilizan otras que en su esencia equivalen a aquéllas, como son
las de permeabilidad por porosidad y permeabilidad por fisuración.
En el primer caso el agua penetra a través de los poros y circula por ellos gota a.
gota, impulsada por la gravedad; la circulación por porosidad recibe el nombre de
percolación, se trata de una circulación lenta durante la cual las gotas de agua no sólo
han de vencer la resistencia que les oponen los minúsculos poros por donde han de
pasar, sino que además son solicitadas por otros fenómenos físicos, como la
capilaridad, la adherencia, que pueden producir perturbaciones en la buena marcha de
la percolación, puesto que una parte del agua que penetra queda retenida por estos
fenómenos. De aquí la existencia de dos tipos de porosidad: 1. Porosidad total o suma
del volumen de todos los poros existentes, y 2. Porosidad eficaz o suma de los
volúmenes ocupados por el agua gravífica o circulante, única capaz de ser utilizada. El
agua que no percola puede ser retenida (agua higroscópica y pelicular) o ascender por
capilaridad (agua capilar).
17
El agua gravífica tiende a viajar hacia abajo mientras continúe persistiendo la
porosidad de la roca, pero se detendría ante un substrato formado por una roca no
porosa, y por tanto, impermeable. En este caso el agua se irá acumulando por encima
de la capa impermeable, ocupando todos los poros de la roca permeable hasta alojar
en ellos el volumen de agua infiltrada; este fenómeno se llama imbibición, concepto
poco usado en los tratados modernos de Hidrogeología pero que expresa muy
claramente la posición del agua dentro de los poros de la roca permeable.
La permeabilidad por fisuración, en cambio, es propia de las rocas compactas
fisuradas. Las fisuras pueden compararse, desde el punto de vista geométrico, a
planos, por los cuales el agua penetra y circula, acumulándose en las zonas anchas
de los planos y reduciendo su volumen en las estrechas. La circulación de fisura es
comparable, hasta cierto punto y en algunos casos, a la circulación por tuberías, pero
por otros muchos difiere profundamente. La diferencia fundamental con la percolación
consiste en que las masas rocosas comprendidas entre fisura y fisura pueden estar
totalmente secas; cuanto más próximas estén las fisuras tanto más se asemejará la
circulación de fisura a la percolacíón. También la circulación de fisura esta limitada en
profundidad por una capa impermeable.
En realidad, permeabilidad por porosidad y permeabilidad por fisuración son sólo
dos elementos bien definidos dentro de una gama de términos que se enlazan unos
con otros y constituyen un verdadero "espectro de permeabilidad", que comienza con
las arcillitas, sigue con las aleuritas, arenas finas, arenas gruesas, conglomerados,
carniolas y brechas calizas, cuarcitas muy fisuradas, calizas poco fisuradas y calizas
masivas. La capacidad absorbente de las arcillitas es muy pequeña, pero aumenta
lentamente en los materiales hasta llegar a los conglomerados y carniolas capaces de
absorber el 80 por 100 del agua de precipitación. Desde las arcillitas a las calizas
masivas el porcentaje de "huecos" va aumentando progresivamente por unidad de
volumen, de tal modo que mientras en una grava puede constituir el 40 por 100 y en
una carniola el 60 por 100, en una caliza masiva, un solo hueco puede ocupar toda la
unidad de volumen y absorber, por tanto, la totalidad del agua caída sobre ella. No
obstante, como las figuras están muy espaciadas en las calizas masivas, podrán
existir zonas totalmente impermeables muy semejantes en su comportamiento hídrico
a las arcillas (Fig. I.2).
3.2. Características fundamentales del manto freático
En el caso más elemental de imbibición encontraremos siempre dos estratos
horizontales superpuestos; uno superior formado por arenas o gravas homogéneas e
isótropas, y otro inferior formado por margas o arcillas. El superior constituirá la
superficie topográfica y estará totalmente limitado por valles cuyas vaguadas pueden
cortar el estrato inferior impermeable (Fig. I.3). En estas condiciones el agua infiltrada
se acomodará a una posición de equilibrio hidrostático tal que estará limitada por una
superficie superior o superficie piezométrica (= superficie hidrostática = nivel
piezométrico) (en francés surface piézométrique, en inglés, water table), y la cual
remeda lejanamente la forma de la superficie topográfica. Cuando el volumen de agua
imbibida es muy inferior al volumen total de poros de la capa permeable, los límites de
la periferia de la superficie piezométrica no rebasan el contacto de las capas
permeables o impermeables, y el agua se mantiene estática sin aflorar al exterior; pero
cuando ocurre lo contrario, la superficie piezométrica ocupa mayor superficie que la
capa impermeable y el agua se extravasa, surgiendo al exterior en forma de
manantiales.
18
Fig. I-2 A). Tipos de permeabilidad según Meinzer. 1. Sedimentos bien
clasificados, porosidad elevada; 2. Materiales con clasificación deficiente,
porosidad baja; 3. Sedimentos con clastos porosos y bien clasificados, porosidad
máxima; 4. Sedimentos bien clasificados con cemento que disminuye la porosidad;
5. Porosidad secundaria por disolución; 6. Porosidad secundaria por fisuración.
La roca porosa permeable imbibida de agua se llama capa o manto freático, que
también puede llamarse acuífero, aunque éste es un nombre genérico que debe
aplicarse a cualquier roca conteniendo agua, sea o no freática. El agua contenida en el
manto se llama por consiguiente agua freática y la percolacíón, en las condiciones que
se han indicado, se llama también circulación freática.
La región comprendida entre la superficie piezométrica y la superficie topográfica
se llama "zona de aireación", y es a su vez zona de infiltración y de capilaridad, es
decir, una zona de circulación vertical en oposición a la zona de saturación (= de
imbibición) o verdadero manto freático, que es la zona de percolación. La zona de
aireación comprende de abajo a arriba (Fig. I.4).
a) Zona capilar, o zona de circulación geotrópica negativa, puesto que durante las
sequías el agua de la zona de saturación asciende y tiende a salir al exterior.
b) Zona de retención formada sobre todo por agua higroscópica y pelicular,
adherida por adsorción a los clastos que forman la roca permeable.
c) Zona de evapotranspiracíon, donde enraízan los vegetales, absorben agua por
las raíces y la expulsan a la atmósfera a través de las hojas (transpiración).
Las zonas de aireación y de saturación tienen espesores variables a tenor de las
precipitaciones.
19
20
Fig. I-4. Zonas de un manto freático
Durante los períodos de lluvias la superficie pieza métrica asciende, y por tanto,
disminuye el espesor de la zona de aireación, pudiendo en determinadas
circunstancias llegar a la superficie, originándose entonces zonas pantanosas. Es el
caso de ascensión de la superficie piezométrica en el que no existiera zona de
aireación. También, en países extremadamente secos puede darse el caso inverso, es
decir, de depresión de la superficie piezométrica hasta su completa anulación;
entonces sólo existe zona de aireación.
El tipo de capa freática que acabamos de describir se llama libre, porque toda la
superficie de la capa permeable está al descubierto, y como ya hemos dicho forma la
superficie topográfica. La superficie piezométrica es aquí una superficie real que
separa la zona de aireación de la zona de saturación.
Las características de la circulación freática o percolación están esencialmente
determinadas por la permeabilidad o conductividad hídrica de las rocas o tal como la
define Castany "propiedad de las rocas de transmitir agua bajo presión". La
permeabilidad es a su vez función de la porosidad total y ésta depende a su vez: 1) De
la forma de los granos de la roca permeable; 2) De sus dimensiones respectivas, y 3)
De su ordenación. Estas tres circunstancias determinan evidentemente la porosidad
total, puesto que en una roca heterogénea, donde existen granos de tamaños
diferentes, los pequeños ocupan partes de los poros que quedan entre los grandes
después de su agrupación y ordenación y, por consiguiente, la porosidad disminuirá.
En cambio, en las rocas homogéneas los granos son todos del mismo tamaño y los
21
espacios que quedan entre ellos son iguales y regulares, lo que determinará un
aumento de la porosidad total. En consecuencia, cuanto mayor sea la porosidad total,
mayor será la permeabilidad. Por esto tiene una gran importancia en Hidrogeología el
conocimiento de las características físicas de los granos o clastos que forman las
rocas detríticas, y en su consecuencia se utilizan todos los métodos de la
Sedimentología, especialmente los granulométricos, para poder conocer la porosidad
total(10).
El deslizamiento o percolación obedece a la fórmula obtenida por Darcy, en medio
homogéneo e isotrópo, substrato impermeable horizontal y régimen de deslizamiento
laminar. Según ella el caudal Q, en m3/s, es directamente proporcional a la porosidad
expresada por un coeficiente k, a la superficie de la sección mojada en m2, s, y a la
carga de agua en metros, H, e inversamente proporcional al espesor de la roca
detrítica en metros, e.
Q = ks
H
e
como H/e representa la pérdida de carga por unidad de longitud o gradiente hidráulico,
í, la fórmula de Darcy se simplifica así:
Q =k.s.i
(11)
Un manto freático que reúna las condiciones físicas necesarias a la ley de Darcy,
está siempre en movimiento, y en general conserva sensiblemente constante su
volumen hídrico total, o reserva hídrica, por dos causas principales: 1) Porque tiene
períodos de alimentación durante las precipitaciones atmosféricas; 2) Porque tiene
exutorios periféricos, que llamamos fuentes y manantiales, Evidentemente, para que la
reserva hídrica sea constante hace falta que la cantidad de agua de alimentación
equivalga a la cantidad de agua expulsada por los exutorios. Esto no se realiza nunca
de una manera exacta, pero sí aproximada de aquí que la superficie piezométrica se
eleve en los momentos de precipitaciones y descienda en los períodos secos.
El conocimiento de un manto freático es indispensable si se quiere explotar
mediante el alumbramiento de pozos. Para poder comprender sus características
físicas y, por lo tanto, sus reservas hídricas hace falta trazar un mapa hidrogeológico,
en el que estén representadas las isopiezas o líneas de igual altura de la superficie
piezométrica, las cuales son para la zona de saturación del manto freático como las
curvas de nivel para la topografía. Las isopiezas nos dan la forma exacta de la
superficie piezométrica, y por lo tanto, nos indican las profundidades a que se
encuentran por debajo de la superficie topográfica. No obstante, es difícil llegar a
conocer totalmente las características del manto si no se le somete a una intensa
explotación, puesto que el trazado de las iso piezas será tanto más exacto cuanto
mayor sea el número de puntos de agua (manantiales o pozos) que se hayan tomado
para su trazado; un manto intensamente explotado tiene muchos puntos de agua y
pueden ser sometidos a un control metódico que permita conocer las oscilaciones de
la superficie piezométrica y, por lo tanto, la reserva hídrica existente en cada
momento.
(10)
El lector interesado puede consultar las obras de Estratigrafía, Petrología sedimentaria y
Sedimentología que se indican en la Bibliografía, donde se hallarán los fundamentos de los
métodos granulométricos.
(11)
Véanse las obras de Hidrogeología, que tratan fundamentalmente de las aguas freáticas. El
conocimiento de las aguas freáticas es mucho más completo que el de las aguas, de fisura, a
consecuencia de que estas aguas se utilizan en gran escala y pueden alumbrarse fácilmente.
22
Fig. I-5. Tipos de capas según la forma de la superficie piezométrlca (G. Castany,
1968). A. Plana; B. Cilíndrica; C. Radial con hilos divergentes y perfil hiperbólico;
D. Radial con hilos divergentes y perfil parabólico; E. Radial con hilos
convergentes y perfil hiperbólico; F. Radial con hilos convergentes y perfil
parabólico.
Los mantos freáticos libres corresponden a dos tipos:
1. Cilíndricos o planos. En éstos la percolación se hace una sola dirección y las
líneas de corriente son rigurosamente paralelas.
2. Radiales. En los que la percolación se hace en direcciones distintas; si éstas
convergen, los mantos se llaman convergentes; y si divergen, divergentes.
Los más corrientes son los radiales, puesto que ya hemos dicho que la roca
permeable que contiene el manto está modelada por la topografía y cortada por los
valles, lo que obliga a las aguas del manto a circular en varias direcciones distintas.
(Fig. I.5).
Las características de los mantos Ubres varían considerablemente cuando cambian
las condiciones estipuladas para el manto-tipo. El caso mas elemental de alteración lo
23
tenemos cuando la capa impermeable subyacente no es horizontal, sino inclinada;
entonces la superficie piezométrica será paralela al buzamiento de la capa
impermeable cuando la altura de la zona de saturación (h) sea constantemente
equivalente a la relación entre el caudal circulante (Q) y el coeficiente de
permeabilidad (k) multiplicado por el seno del ángulo de buzamiento (sen i), es decir:
Q
=h
(k. sen i)
tal como puede verse en la figura I.6. En cambio, si h < QI(k.sen i), la superficie
piezométrica será una curva parabólica (Fig.1.6). Si por el contrario h > QI(k.sen i), la
superficie piezométrica será una curva hiperbólica. Otras formas diversas pueden
adquirir la superficie piezométrica cuando la superficie del estrato impermeable
subyacente tiene deformaciones; generalmente se adapta a éstas, deprimiéndose en
las zonas más profundas y elevándose en las zonas convexas.
Otras variaciones importantes aparecen cuando la roca permeable en la que se
aloja el acuífero no es homogénea; es decir, cuando existen cambios laterales de la
litología del material que la constituye. Las terrazas encajantes, por ejemplo, suelen
estar constituidas por materiales de granulometría diferente cuya porosidad cambia, y
en su consecuencia la superficie piezométrica se deprimiría al pasar de un material de
menor porosidad a otro de mayor, e inversamente: si aparece una terraza de cantos,
encajada en una terraza de arenas, la superficie piezométrica se deprimirá en los
cantos y se elevará en las arenas, porque los cantos tienen una permeabilidad más
elevada que las arenas y la velocidad de percolación aumentaría. Efectos análogos se
producen en los cambios laterales de litofacies.
Cuando la heterometría de un material es muy elevada, como ocurre
frecuentemente en aluviones y sobre todo en morrenas, la presencia de cantos de
gran tamaño y de bloques actuando de barreras hacen bajar bruscamente el gradiente
hidráulico y elevan la superficie piezométrica de tal modo que aguas abajo del
obstáculo desciende mucho más súbitamente el gradiente hidráulico y la superficie
piezométrica puede emerger fuera de la superficie topográfica originando un
manantial.
Otros tipos de mantos freáticos libres se forman en los valles en artesa aluvial
rellenos de sedimentos ocupados por aguas llamadas subálveas, en ellos se advierte
una doble alimentación: por una parte tienen aportes laterales procedentes de las
vertientes del valle, por otra reciben infiltraciones de la propia vaguada del río que
circula por el valle. Los caudales aportados dependerán siempre del clima, puesto que
en los climas húmedos los aportes laterales son grandes y equilibran los aportes
fluviales; en este caso la superficie piezométrica es hiperbólica. En los climas secos y
áridos, por el contrario, la aportación lateral es nula o casi nula, y únicamente las
infiltraciones fluviales alimentan el manto freático; en este caso la superficie
piezométrica es parabólica.
24
25
La posición de la capa impermeable respecto al manto freático influye también en
las características de éste; cuando es profunda, la superficie piezométrica suele estar
por debajo del nivel de los talwegs de los valles, excepto en los países de pluviosidad
muy elevada; cuando por el contrario la capa impermeable es somera, la superficie
piezométrica aflora fácilmente dando niveles de manantiales. Las características de la
superficie piezométrica serán aún distintas si la capa impermeable, somera o
profunda, está inclinada o es horizontal.
Las causas que influyen en las características del manto freático libre son
fundamentalmente:
1. El equilibrio hidrostático.
2. La permeabilidad.
3. La granulometría del sedimento.
4. La estructura geológica.
3.3. Tipos de aguas subterráneas
Las aguas freáticas libres constituyen el caso más elemental, y también uno de los
más frecuentes, de aguas subterráneas, pero existen otros tipos, con todos los cuales
puede hacerse la siguiente clasificación:
1. Aguas freáticas libres, ya descritas.
2. Aguas cautivas. Son aguas esencialmente freáticas, pero involucradas en
estructuras geológicas mas complejas (series isoclinales, pliegues), en las cuales las
capas permeables están intercaladas entre capas Impermeables, de lo que resulta que
la superficie topográfica sólo en parte está modelada en la capa permeable. En este
momento aparece el concepto de superficie libre de la capa permeable o área de
intersección de la capa permeable con la superficie topográfica y el de superficie
piezométrica virtual o teórica. Una capa cautiva tiene sólo una pequeña parte de
superficie piezométrica real, la correspondiente al límite entre zona de saturación y
zona de aireación, pero esta superficie real parcial puede prolongarse teóricamente en
el espacio, dándonos entonces la superficie virtual o teórica. Las aguas cautivas están,
por consiguiente, sometidas a presión hidrostática; el valor de esta presión es el de la
magnitud de la columna que gravita sobre cada punto del manto cautivo (Fig.1.7). En
su consecuencia, las aguas alumbradas en estas condiciones deben ascender
teóricamente hasta la altura de su superficie piezométrica virtual. Cuando las
condiciones topográficas son apropiadas, las aguas cautivas emergen por su propia
presión hidrostática, llamándose entonces aguas artesianas, por haberse alumbrado
por primera vez en la cuenca de París, en Artois. Los pozos que alumbran aguas
cautivas se llaman también, por lo mismo; pozos artesianos. La alimentación de las
capas cautivas se hace exclusivamente por las superficies libres de las mismas, por lo
que resulta más precaria que en el caso de los mantos libres. No obstante, este
defecto está generalmente compensado por las óptimas condiciones de acumulación
hídrica que tienen las capas cautivas, generalmente establecidas en series isoclinales,
o mejor aún, en pliegues sinclinales, en cuyas zonas de charnela el agua se almacena
y puede permanecer milenios y aun millones de años sin emerger, si la denudación no
llega a cortar las estructuras que permiten la acumulacíón; es el caso ya mencionado
de las aguas fósiles. De todos modos, en los mantos cautivos las posibilidades de
26
emergencia de las aguas contenidas en ellos son muy inferiores a las de un manto
libre.
Fig. I-7. Tipos de aguas subterráneas. A. Cársticas: B. Freáticas: C Aguas de
fisura; D. Aguas artesianas, cautivas.
3. Aguas de fisura. Penetran y circulan por las fisuras, quedando en seco las zonas
intertisiales. La circulación puede ser libre o con carga hidrostática. En el caso en que
las fisuras están Intercomunicadas y en relación con un substrato impermeable común,
se establece una superficie piezométrica virtual. Existen, por lo tanto, posibilidades de
alumbramiento de aguas de tipos artesianos cuando las condiciones topográficas son
favorables. Ocurre, no obstante, con mucha frecuencia que grupos de fisuras próximas
son independientes, en cuyo caso cada grupo tiene su propia superficie piezométrica
virtual. También se dan casos en que en una capa determinada la fisuración es tan
intensa que actúa hidrogeológicamente de manera parecida a una capa Freática, en
cuyo caso las mismas leyes que aplicamos a las capas cautivas pueden ser utilizadas
para éstas. Como ciertos tipos de fisuración como la diaclasación, son fenómenos
específicos que dependen de la cohesión de las rocas, las diaclasas se reparten de
manera desigual en las diversas capas de una serie de estratos de tal modo que los
más compactos tienen una densidad de diaclasas superior a los menos coherentes, en
cuyos casos estas capas muy fisuradas son acuíferos que se comportan casi como
capas cautivas. Lo propio pasa con las calizas y dolomías cavernosas o carniolas que
tienen una porosidad muy elevada, sea congénita o diagenética, Heling (1968), que les
permite tener un comportamiento análogo al de las capas freáticas.
Las características hídricas de estas rocas son en realidad intermedias entre las
rocas porosas y las rocas de fisura, y en las regiones calizas su presencia tiene una
importancia extraordinaria desde el punto de vista hidrológico, pues son los principales
elementos litológicos en los que se instalan las "capas cársticas". Las aguas de fisura
son propias de todas las rocas compactas fisuradas, no solubles, como las rocas
ígneas en general, endógenas y metamórficas, y las sedimentarias compactas,
especialmente silíceas, como las cuarcitas, los conglomerados cuarzosos, las
areniscas, etc.
27
4. Aguas cársticas. Son fundamentalmente aguas de fisura, pero que circulan por
rocas solubles y de manera especial por las calizas. De aquí su nombre, por haber
sido la región de Karst, situada en Istria, al N. del Adriático, la región clásica de las
aguas cársticas, habiéndose descrito allí por primera vez y haberse estudiado en esta
región los principios fundamentales de la circulación cárstica. El estudio de estas
aguas es objeto especial de la Hidrogeología o Hidrología cárstica, tema fundamental
de esta obra.
3.4. El agua subterránea en la corteza terrestre. Regiones hidrogeológicas
Las aguas subterráneas, distribuidas en las diversas partes de las zonas altas de
la corteza siálica, no lo están al azar, ni aisladas unas de otras, sino que su forma de
yacer y de circular está fundamentalmente condicionada por la estructura geológica,
tanto en sus detalles como en su conjunta. Existen, por consiguiente, grupos de aguas
subterráneas que están condicionados por unas características comunes y que
constituyen a este respecto verdaderas familias hídricas, Imbeaux, llamó a estos
conjuntos de aguas subterráneas "cuencas hidrogeológicas" (= bassins
hydrogéologiques), nombre que suscribe recientemente Murcia (1967). Pero el nombre
de cuenca sugiere tal vez una unidad hidrogeológica restringida, aunque ya lmbeaux
establece varias jerarquías de cuencas. No obstante, la denominación de cuenca, por
comparación con la de la cuenca hidrográfica, nos conduciría a la concepción de un
conjunto de aguas subterráneas que tienen una evacuación común. Por esto es por lo
que recientemente dimos ya, Llopis (1966), la definición de región hidrogeológica en el
sentido de estar caracterizada:
1. Por su estructura geológica.
2. Por el tipo de permeabilidad.
3. Por su balance hídrico.
La estructura geológica es el carácter fundamental y decisivo, puesto que es la
directriz esencial que rige la circulación del agua subterránea. El manto freático libre
que hemos tomado como prototipo, es en realidad una excepción, puesto que se trata
de un manto atectónico; en él la tectónica no desempeña ningún papel, pero allí es
donde la circulación subterránea se nos ofrece con mayor sencillez y, por tanto, es allí
donde han debido buscarse las leyes fundamentales que rigen la circulación
subterránea. No obstante, sólo en las regiones atectónicas, es decir, en los depósitos
cuaternarios encontramos el manto libre en toda su pureza. Lo frecuente, lo normal, es
que las rocas estén tectonizadas en diferentes grados y los acuíferos están situados
en rocas que han sufrido profundas modificaciones texturales y estructurales de origen
mecánico. En estos casos, la gravedad, fuerza motriz de la circulación subterránea,
tiene que vencer la resistencia que le opone la estructura y adaptarse a ella. De aquí
que toda el agua absorbida por una determinada estructura tectónica se presente en
una misma forma de yacer y su circulación se realice en condiciones análogas. La
estructura geológica determina, pues, la marcha de la circulación subterránea y
condiciona las zonas de absorción y emersión del agua.
El tipo de permeabilidad (por porosidad o por fisuración) es ya un carácter
accesorio que depende de la física de las rocas, pero que en todo momento está
supeditado a la estructura.
28
El balance hídrico nos expresa las relaciones entre la alimentación (por
consiguiente, nos ilustra acerca de las características de la región), el escurrimiento,
las reservas hídricas y la emersión.
Las regiones hidrogeológicas son, por consiguiente, unidades morfotectonicas,
perfectamente definidas estructuralmente, sometidas a un clima determinado y con
circulación subterránea especifica.
Multitud de ejemplos pueden ponerse a este respecto de regiones hidrogeológicas.
Uno de los más conocidos es sin duda la cuenca de París, al mismo tiempo región
morfotectónica y región natural en sentido geográfico, formada por una cuenca de
sedimentación mesozoica-terciaria, ligeramente plegada en sus bordes formando un
megasinclinal que se extiende desde Bretaña a las Ardenas y desde el valle del
Ródano al Canal de la Mancha. El zócalo es un substrato paleozoico impermeable y
sobre él se han depositado más de 4.000 m de sedimentos escalonados desde el
Triásico al Mioceno. Es una región que se ha comportado casi como atectónica
durante la orogénesis
alpídica,
congelada tectónicamente y elevada
epirogenéticamente en tiempo reciente, de tal modo que ha quedado ligeramente
inclinada hacia el N.W., hacia el Canal de la Mancha. Los múltiples episodios
sedimentogénicos que han originado la cuenca de París, están constituidos por
sucesiones de secuencias y ritmos sedimentarios entre los cuales aparecen frecuentes
capas detríticas permeables intercaladas entre otras impermeables que constituyen
otros tantos acuíferos de aguas cautivas, que son activamente explotados. La
sedimentación mesozoica de la cuenta de París, alcanzó espesores comprendidos
entre 1.200 y 3,300 m a los que hay que añadir otros 1.000 m aproximadamente del
terciario.
Los acuíferos son de tres tipos: cautivos en las capas detríticas, de fisura en las
calizas y rocas compactas y freáticas libres en los aluviones, y en las arenas de
Fontenebleau. Hay siete capas cautivas más importantes que se explotan a
profundidades diferentes: una de ellas, la de las arenas de Soissonnais en el
Cuisiense, está explotada por centenares de pozos a profundidades que oscilan entre
los 80 y 120 m. La más célebre y más antiguamente conocida es la capa albiense, que
fue descubierta en el propio París en 1841 por el pozo artesiano de Grenelle, de 548
m. Esta capa ocupa una superficie de unos 100.000 km2, y su superficie libre es del
orden de los 1.000 km2. En los alrededores de París existen cerca de trescientos
sondeos que la cortan a profundidades diferentes oscilantes entre 300 y 715 m. La
activa explotación de esta capa durante más de un siglo ha hecho que desde hace ya
unos 20 años, el nivel piezométtico de los pozos haya descendido considerablemente,
de tal modo que en la actualidad el arresianisrno es muy pobre.
La cuenca de París tiene además aguas profundas, poco conocidas, aunque han
sido descubiertas recientemente en los sondeos realizados para la prospección de
petróleo. Algunos de estos sondeos sobrepasan los 3.000 m.
La alimentación de la cuenca de París es autóctona, gracias 3 las elevadas
precipitaciones atlánticas, del orden de los 800 mm, que permiten una activa
recuperación del agua extraída.
España puede ser dividida en una serie de regiones hidrogeológicas, que
coinciden con otras tantas regiones naturales, definidas por su clima y su
morfotectónica. Una de las mejor caracterizadas es la cuenca del Duero, puesto que
constituye una submeseta, es decir, una de las grandes unidades morfológicas que
constituyen la Meseta castellana; sub meseta delimitada por orlas montañosas,
limitadas por fracturas terciarias que constituyen casi límites geométricos entre
29
montaña y llano. En la cuenca del Duero aparecen dos etapas sedimentogénicas, una
cretácica de origen marino, bastante fugaz, y otra terciaria de origen continental muy
importante, puesto que comprende probablemente parte del Oligoceno y todo el
Mioceno. En su conjunto la cuenca del Duero tiene, como la de París, una estructura
megasinclinal, aunque su evolución y sus formas tectónicas son distintas. En la
cuenca del Duero los depósitos tectónicos y terciarios están en contacto por fallas con
el Paleozoico de las montañas cantábricas y con las migmatitas de] sistema central,
mientras que por el W. fosiliza los pliegues hercinianos galaicocantábricos y por el E.
descansa sobre la región NW. de la Cordillera Ibérica. Así pues todos los rebordes de
la cuenca del Duero están levantados y las series estratigráficas buzan hacia el
interior, constituyendo, por lo tanto, excelentes zonas de alimentación de las aguas
subterráneas que se acumulan en el fondo de la cuenca.
La distribución de los sedimentos por su granulometría en la cuenca del Duero,
nos ilustra acerca de la posible marcha de la circulación subterránea. Del mismo
modo, el conocimiento del desarrollo paleogeográfico es en este caso de la mayor
importancia para poder deducir el tipo de materiales que deben encontrarse en el
fondo de la cuenca y, por tanto, sus posibilidades de permeabilidad. En efecto, la
primera fase sedimentogénica de la cuenca es cretácica, de edad aptiense y de facies
wealdense, formada por arenas y microconglomerados de grano medio, ricos en
glauconitas, sedimentos , por tanto, en una plataforma continental poco profunda;
estos depósitos son claramente transgresivos sobre el substrato paleozoico o
precámbrico; este carácter transgresivo y la constancia de facies que tiene el aptiensealbiense en toda España nos permite creer que las mismas capas detríticas que
afloran en los bordes de la cuenca se encuentran también en el centro, de tal modo
que de ser esto cierto, deben encontrarse aguas profundas en el centro de la sub
meseta del Duero, puesto que las arenas y conglomerados de facies wealdense son
rocas de alta permeabilidad. En cambio, la sedimentación terciario es de tipo
continental; cuando ésta comenzó, la cuenca del Duero era ya una cubeta
intermontañosa como hoy, donde se sedimentaron conglomerados gruesos en los
bordes y materiales más finos, arenas, aleuritas, arcillas, yesos y calizas lacustres en
el centro de la depresión. Estas circunstancias nos conducen a la creencia de que las
aguas subterráneas que circulan por el terciario deben de estar concentradas en los
bordes de la cuenca, puesto que hacia el interior los materiales son muy finos y, por lo
tanto, impermeables. De este modo pueden establecerse varios sistemas o zonas
hidrogeológicas, dentro de la región, zonas que estarán condicionadas por las
circunstancias estructurales o litológicas, pero tendrían el mismo sistema de
alimentación general de la región y estarán incluidas dentro de megaestructura
general. Así, en la cuenca del Duero como región hidrogeológica pueden distinguirse
llas siguientes zonas hidrogeológicas:
1. Zona del reborde cantábrico, formada por conglomerados de cantos gruesos,
buzando al S. y alimentada sobre todo por los ríos cantábricos que descienden hacia
el Duero.
2. Zona central terciaria anhídrica, formada por aleuritas, arcillas y yesos.
3. Zona central cretácica y terciario basal de aguas profundas y alimentación
marginal alóctona, por los mismos ríos cantábricos que alimentan la zona marginal.
4. Zonas cársticas de las mesas o páramos de calizas pontienses con alimentación
autóctona.
5. Zonas aluviales y de terraza, circunscritas a los valles fluviales, con alimentación
autóctona y aguas subálveas.
30
6. Zona meridional del reborde del sistema central de características parecidas él
la zona 1, con alimentación por los ríos que descienden del Sistema Central.
Es necesario, por consiguiente, establecer una jerarquía dentro de la distribución
del agua en la corteza. El elemento más importante es, pues, la región hidrogeológica,
que puede estar constituida por varias zonas o sistemas; estos sistemas pueden a su
vez estar sustituidos por otras unidades de jerarquía inferior, como los aparatos
hidrogeológicos o conjunto de aguas que tienen un punto común de emergencia o
manantial.
De este modo podemos establecer las siguientes jerarquías de elementos
hidrogeológicos:
Unidades Hidrogeológicas
Región ………………………………………
Zona o sistema …………………………….
Aparato ……………………………………..
Carácter sistemático
Megaestructura, clima, permeabilidad.
Estructura tectónica y/o estratigráfica.
Manantial o emergencia común.
BIBLIOGRAFÍA
CAROZZI, A. (1953). "Petrographie des Roches Sédímentaires". Dunod. Ed. Suisse.
250 págs., 27 figs.
CASTANY, G. (1963). "Traite pratique des eaux souterraines". Dunod. París. 657
págs., 47 Figs.
DUNBAR, C.O. y ROOGERS, J. (1963). "Principios de Estratigrafía". Cía. Ed.
Continental. Barcelona. 422 págs., 123 figs.
GIGNOUX, M. (1950). "Geologie Stratigraphique". Masson et Cíe. Edit. París. 714
pégs., 155 figs.
GONZALEZ QUIJANO, P.M. (1922). "Hidrogeología General Agrícola". Biblioteca
Agrícola Española. 388 págs.
GRABAU, A.W. (1960). "Principles of Stratigraphy". Dover Pub. lnc. New York. Vol I-II.
1.185 págs., 261 figs.
HEATH, R. C. y TRAINER F. W. (1968). "Introduction to Ground-Water Hydrology".
Wiley & Sons, New York. 284 págs.
HELING, D. (1968). "Microporosity of Carbonate Rocks (en Müller y Friedman). Recent
Development in Carbonate Sedimentology in Central Europe". Springer, New York.
Págs. 98-105.
P
IMBEAUX, Ed. (1930). "Essai d'Hydrogeologie. Recherche, étude et captage des eaux
souterraines". Dunod. París. 704 págs., 345 figs.
KRUMBEIN, W. C. PETTlJOHN, F. L. (1968). "Manual of Sedimentary Petrography"
Appleton, Cent. Crofts. Inc. 539 págs., 265 figs., 52 tablas.
KRUMBEIN, W. C. y SLOSS, L. L. (1951). "Stratigraphy and Sedimentation". W. H.
Freeman and Company. 497 págs., 14 figs.
31
KUENEN, P.J. (1950). "Marine Geology". Wiley and Sons. New York. 568 págs.
LEMOINE, P., HUMERY, R. y SOYER, R. (1939). "Les Forages Profonds du Bassin du
París. (La Nappe artésianne des Sables Verts)". Mén. Mus. Mat. d'Histoire Naturelle.
París Nouv. serie, t. XI, 700 págs.
LLOPIS LLADO, N. (1965). "Las Aguas Cársticas de España y su posible utilización”
Conf. Seminario de Hidrogeología. Centro de Estudios Hidrográficos. (No publícado.)
37 págs.
LLOPIS LLADO, N. (1966). "Sobre Hidrogeología Cárstica del Sistema Taga-Puig Este
(Valle del Ter, Gerona)". Doc. lnv. Hidrol., núm. 1, 1966, págs. 9-25, 5 figs. Centro Inv.
Apl. del Agua. Barcelona.
MABESONE, J. M. (1961). "La sedimentación terciaria y cuaternaria de una parte de la
cuenca del Duero (Palencia)". Pub. Estudios Geológicos. Vol. XVI, págs. 101-130, 22
figs.
MARTEL, E. A. (1908). "L'Evolution Souterraine". E. Flarmmarion Edts. París, 388
págs., 80 figs.
MARTEL, E. A. (1921). "Nouveau traite des Eaux Souterraines". Libr. Octabe Doin, E.
París. 824 págs., 384 figs.
MURCIA VIUDAS, A. (1960). "Aguas subterráneas, prospección y alumbramiento para
riegos". Manuales Técnicos Min. Agricultura. Serie I, núm. 18, 327 págs., 132 figs.
MURCIA VIUDAS, A. (1967). "Las aguas subterráneas y los regadíos españoles". Rev.
Agua. Julio-agosto 1967. Barcelona. 19 págs., 1 mapa.
PETTlJOHN, F. J. (1963). "Rocas Sedimentarias". Ed. Univ. Buenos Aires. 713 pág
173 figs., 40 láms.
PIUNZ, E. (1919). "Handbuch der Hydrogeólogie". Springer. Berlín.
SCHOELLER, H. (1962). "Les eaux souterraines". Masson et Cie. Ed. París. 627 pág.
187 figs.
SHUMSKIl, P. A. (1964). "Principles of Structural Glaciology". Dover Pub.- lnc.- New
York. 497 págs., 124 figs.
STRAKOV, N. M. (1967-69). "Principles of Lithogenesis". Oliver and Boyd Endinbrid
and London. Vol. 1, 245 págs., 57 figs. (1967). Vol. II, 609 pags., 222 figs. (1969).
THEOBALD, N. y GAMA, A. (1969). "Stratigraphie: Eléments de Géologie Historique
Doin et Die. Edit. París. 412 págs., 43 figs. 2 planos, 2.a Ed.
TODD, D. K. (1960). "Ground Water Hydrology". John Wiley & Sons, lnc. Pub. London
135 págs. 150 figs.
TWENHOFEL, W. H. (1950). "Principles of Sedimentation". McGrow-Hill New York ´London. 2.a Ed. 674 págs., 81 figs.
WUNDT, W. - (1953). "Gewässerkunde". Springer - Verlag. Berlín. GöttingenHeidelberg 320 págs., 185 figs.
32
Capítulo 2
HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA
II.1. LAS CIENCIAS DEL KARST
Hidrogeología cárstíca es la parte de la Hidrogeología que estudia la circulación,
del agua en las rocas calizas y rocas solubles en general. Como consecuencia de la
solubilidad de la caliza, la circulación va acompañada de una serie de fenómenos
químico-físicos, que no encontramos en los demás tipos de circulación subterránea
por lo que fácil es comprender que el campo de estudio de la Hidrogeología cárstica
sea mucho más vasto que el de cualquiera otra parte de la Hidrogeología y comienza
en realidad en el exterior, sobre la superficie topográfica, antes de que el agua haya
penetrado en el seno de la caliza, puesto que los fenómenos químico-físicos antes
aludidos comienzan ya durante las lluvias y la circulación de las aguas de
escurrimiento; por esto las regiones calizas presentan un aspecto muy particular y su
modelado está condicionado por circunstancias muy originales que les dan un sello
muy específico. Cuando se penetra en el dominio de la caliza se echa en seguida de
ver un mundo distinto, con su relieve propio y con su geografía original.
La primera región del mundo objeto de investigaciones científicas sobre circulación
del agua en la caliza, fue el Karst, que se encuentra al N. del Adriático, en la península
de Istria. De aquí la denominación de Hidrogeología cárstica estudio de la circulación
en la caliza.
El vocablo Karst significa en yugoslavo "campo de piedras calizas" y corresponde a
la composición litológica de esta zona del Adriático, pequeña parte de los Alpes
Dináricos. El Carso italiano equivale al Karst yugoslavo, como la Causse en Francia. El
desarrollo de la caliza sobre la superficie de la litosfera es tan grande que en varios
idiomas encontramos nombres específicos para designar las regiones calizas. No
obstante el nombre de Karst ha hecho fortuna, y actualmente está internacionalizado,
y aparece en el lenguaje científico en todos los idiomas. De modo que hoy lo
explicarnos ya en sentido genérico, es decir, hablamos de Holokarst o de Karst de
montaña, o de un Karst muy evolucionado. Igualmente utilizamos adjetivo para
designar los diversos aspectos del estudio del Karst; así, la Morfología Cárstica,
estudia la morfología de las regiones calizas, que guarda estrechas relaciones con la
circulación subterránea.
El estudio del Karst alcanza a un campo tan extraordinariamente vasto que sería
justificada la admisión del vocablo "Karstología", que ha sido ya propuesto para
comprender el conjunto de conocimientos que hoy poseemos sobre el Karst; pero esta
palabra no es muy fonética y no ha hecho fortuna; así, pues, dada la indicada
diversidad de conocimientos que comprende el estudio del Karst, debemos hablar de
Ciencias del Karst, como lo hemos hecho ya para las Ciencias del Agua. El estudio del
Karst comienza en realidad con el conocimiento de la morfología cárstica, que estudia
las formas del modelado cárstico y su evolución; estas formas son, en realidad, las
"formas de absorción" del agua que es absorbida por la caliza, por lo que aquí
comienza ya, en realidad, la Hidrogeología cárstica. El "agua cárstica", como ya
podemos llamar desde ahora al agua circulante por la caliza, es la causante de una
serie de fenómenos de erosión y disolución subterránea, al conjunto de las cuales
Martel ha llamado "la evolución subterránea". El principal resultado es la generación
de cavernas, que muchas veces son penetrables por el hombre y permiten realizar un
estudio único en Hidrogeología: seguir la marcha del agua por el interior de las rocas,
viaje que en el caso de las rocas permeables por porosidad no pueden realizar ni aún
las bacterias. Esta posibilidad de penetración del hombre en las cavernas ha abierto
33
los horizontes del "mundo subterráneo", mundo nuevo, o mejor aún, "dominio nuevo",
que desde tiempos ya lejanos ha acuciado la curiosidad humana, detenida en otras
épocas por la superstición engendradora del medio y detractora de todo progreso. La
curiosidad del hombre por el misterio de las cavernas engendró en el siglo pasado una
nueva Ciencia, la Espeleología(1), que etimológicamente significa tratado de las
cavernas (del griego speleon = cueva, y logos = tratado) por consiguiente la
Espeleología en su sentido más amplio comprenderá el conjunto de conocimientos
que se poseen sobre las cavernas (2).
Pero el mundo subterráneo es un mundo extremadamente complejo, no
circunscrito únicamente a su desarrollo geológico o hidrogeológico, sino que es
además sede de grupos de seres vivos emigrados de la superficie durante los
periodos glaciares cuaternarios adaptados a unas condiciones de vida más estables
que las epigeas o refugio eventual y aún permanente de multitud de seres que huyen
de las dificultades del mundo exterior. De aquí que en realidad la Espeleología en su
sentido lato ha de considerarse como el estudio totalitario de las cavernas, desde su
origen ligado a la circulación del agua, hasta su senilidad y destrucción o a su
conservación por fosilización, incluyendo el conocimiento de los seres vivos que les
habitan y de las condiciones ambientes del medio en que estos se desarrollan. La
caverna es pues además de una forma de conducción del agua, un verdadero biotopo
que mantiene una población heterogénea de seres animales. De aquí que nos parece
muy precisa la definición de Martel, que dice que la Espeleología es: "la historia
natural de las cavernas".
Pero el número de conocimientos ha aumentado de tal modo en los últimos
cuarenta años, en todos los ámbitos de las Ciencias, que ha obligado a la división y a
la especialización. La Espeleología no ha podido escapar tampoco a este progreso ni
a la división de trabajo y de conocimientos, de tal modo que actualmente comprende
dos grandes conjuntos:
1. Geoespeleología, que estudia la geología de las cavernas en todos sus
aspectos, comprendiendo la Hidrogeología cárstíca en lo que concierne a la
circulación cárstica.
2. Bioespeleología, que estudia las condiciones de vida de las cavernas como
biotopos y los diversos seres que en él se encuentran.
De este modo nos encontramos conque la Geoespeleología es en realidad una de
las ramas de las Ciencias Geológicas, especialmente en lo que a la Hidrogeología
concierne, aunque está estrechamente relacionada con la Geomorfología cuando
intenta comprender el relieve cárstico ; con la Petrología Sedimentaria y con la
Sedimentología, cuando estudia las características de la caliza y rocas afines; con la
Tectónica, cuando se ocupa de la estructura de la caliza; con la Geoquímica cuando
investiga el origen de las sales disueltas en el agua y el ciclo de las mismas con la
Meteorología y Climatología, cuando pretende conocer el valor de las precipitaciones
atmosféricas y las leyes que las rigen en la región de que se ocupa. (Figura II.1).
(1)
El término Espeleología, fue expuesto por Riviére en 1890. En 1892, H. de Nussac propuso
otro término, el de Speología, que ha sido adoptado por algunos biospeleólogos; pero el
nombre de Speología quiere significar mejor el estudio de las cavidades artificiales (del griego
speos = minas o excavaciones); por lo tanto este nombre debe proscribirse.
(2)
Una muy completa y exacta definición de la Espeleología nos la da Gèze (1965): "discipline
consacré a l'étude des cavernes, de leur génèse et leur évolution, du milieur physique qu'elle
réprésentent, de leur peuplement biologique actuel ou passé, ainsi que des moyens ou des
techniques qui sont propes à leur examen".
34
Fig. Il-1. Partes de la Geoespeleología
Igualmente la Biospeleología se nos aparece como una rama de las Ciencias
Biológicas, ligada con la Ecología con la Zoogeografía; con la Zoología, con la
Botánica y con todas aquellas otras que le sirven para resolver los problemas que
plantea el conocimiento de la vida hipogea.
La Geoespeleología, en su sentido más amplio, se confunde en realidad con)
Hidrogeología cárstica. Son dos ciencias nacidas de conceptos diferentes, pero que
persiguen un fin común. La Geoespeleología ha nacido de la curiosidad del hombre
por la cueva; la Hidrogeología Cárstica, en cambio, ha surgido del seno de
Hidrogeología como una necesidad del conocimiento de la circulación cárstíca, Pero
ésta no puede conocerse a fondo sin la Geoespeleología; el hidrogeólogo que no haya
penetrado nunca en la caverna no puede tener una idea precisa de la circulación
cárstica , y el 60 por 100 de la información que poseemos hoy de esa circulación se ha
obtenido de las observaciones realizadas por los espeleólogos.
No obstante, la Geoespeleología ha sido desacreditada en determinadas esferas
científicas a consecuencia de que se ha aplicado este nombre a la pura exploración y
visita a las cavernas, y se ha llamado a sí mismos espeleólogos, simples visitantes de
cuevas, Martins Ferreira (1952). A esto a contribuido enormemente la parte deportiva
que tiene dicha ciencia, como en general todas las Naturales; no obstante, no
confundiremos nunca un alpinista con un geólogo o un entomólogo. Definiciones de la
Espeleología como "alpinismo al revés", por ejemplo, que ha hecho fortuna en los
medios alpinistas, han sido nefastas, puesto que han proporcionado al público y aun
los medios cultos, informaciones erróneas de las verdaderas finalidades de esta
Ciencia y su verdadera utilidad.
Cuando se conoce el contenido de la Geoespeleología, en seguida se echa de ver
que se trata de una ciencia compleja, que no puede practicarse sin un bagaje científico
muy extenso, especialmente en lo concerniente a las Ciencias Geológicas. En efecto,
las diferentes facetas que comprende el estudio de las cavernas, constituyen otras
tantas partes o divisiones de la Geoespeleología, y son las siguientes:
1. Morfología cárstica. Estudio de las formas superficiales del Karst y sus
relaciones con las cavernas. En otra ocasión ya dijimos (1953) que "La Espeleología
comienza con el conocimiento del Karst epigeo y de la geología regional".
2. Espeleometría. Estudio geométrico y topográfico de las cavidades de una
caverna, base fundamental sin la cual no se pueden abordar otros aspectos de la
cueva.
35
3. Espeleomorfología o Morfología subterránea o hipogea. Que se ocupa de la
descripción de las formas del relieve subterráneo.
4. Espeleogénesis. Que estudia la evolución subterránea y las causas que han
originado las cavidades.
Morfología cárstica, Espeleometría, Espeleomorfología y Espeleogénesis son las
cuatro divisiones fundamentales de la Geoespeleología. No obstante, comprende una
serie de aspectos del conocimiento de las cuevas que podrían ser objeto de otras
divisiones independientes. Así existe, por ejemplo, una Mineralogía aplicada a la
Geoespeleología, que nos ilustra acerca de los minerales que se encuentran en ellas.
Una Sedimentotogía aplicada a la Geoespeleología, que estudia los sedimentos
hipogeos, parte importantísima para el conocimiento de la evolución subterránea y de
las etapas por la que ha pasado esta evolución. Casi todas las Cavernas contienen
depósitos de orígenes diversos que es necesario conocer. La Paleontología es
igualmente necesaria para reconocer y estudiar los restos de fósiles tan abundantes
en algunas cavidades. La Prehistoria en fin, con cuyos métodos es posible conocer la
historia de las últimas etapas de la evolución subterránea. Pero insistimos, para
terminar, en que todos los conocimientos que podemos sacar del estudio de una
caverna deben ser esencialmente aplicados al progreso de la investigación de las
leyes que rigen la circulación cárstica, es decir, son conocimientos fundamentalmente
hidrogeológicos y, por lo tanto, si queremos ser objetivos hemos de concluir
identificando en un 70 por 100 la Hidrogeología cárstica y la Geoespeleología, Esta es,
pues, una conclusión fundamental que regirá el desarrollo de las páginas que siguen.
II.2. DESARROLLO DE LA HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA
Los primeros tanteos del conocimiento de la Hidrogeología cárstica son ya muy
antiguos, puesto que el hombre sintió siempre curiosidad por las cavernas, y por otra
parte, tuvo siempre apetencia de agua. Las cavernas y los manantiales cársticos eran
uno de los recursos hídricos que el hombre utilizó siempre, especialmente si se tiene
en cuenta que las surgencias cársticas suelen tener caudales muy importantes, que
siempre han llamado la atención del hombre y han determinado su utilización.
Además, los espíritus más avanzados de la ciencia antigua intentaron encontrar
explicaciones a la circulación subterránea en general y del Karst, en particular. Así, ya
Platón pensaba que todas las aguas continentales procedían del océano, con lo que
intuyó el ciclo del agua; no obstante, pensaba también: que el regreso del agua al
océano tenía lugar a través del Tártaro, sima ideal, de dimensiones prodigiosas, cuya
idea debió inspirarse en la observación de algún gigantesco sumidero. También
Aristóteles se preocupó por el agua y de la observación de las cavernas de la Tracia,
pensó que el agua evaporada del suelo se condensaba en las cavidades frías de las
montañas, donde formaba lagos subterráneos que alimentaban las fuentes. A Thales
de Mileto se debe una teoría cíclica del agua que mucho se aproxima a nuestra
concepción actual, puesto que pensaba que eran los vientos los que a través de las
nubes llevaban el agua del mar a las montañas, allí caía en forma de lluvia y volvía al
mar por los ríos. La esencia del ciclo está ya en el pensamiento de Thales de Mileto.
Otros filósofos de la antigüedad conservan esta hipótesis, aunque algunos la
combatieron.
Pasando por las ideas de Agrícola (1549), de Kepler (1619) y de Kirche (1659) en
su famoso Mundus subterraneus, hemos de llegar a Barnard Paliss (1650), en su
Discours sur la nature des eaux et fontaines tant naturelles qu'artijecielles, para tener
un concepto claro y concreto del origen de las aguas subterráneas y de los fenómenos
36
de infiltración y circulación, conceptos sobre los que se inspiraron todos los posteriores
investigadores de la Hidrogeología subterránea.
Las aguas cársticas y las cavernas en general desempeñaron un papel también
importante en el progreso de la Hidrogeología. Las expediciones más antiguas de las
que se tiene recuerdo escrito son las de Nagel a la Mazocha (Moravia), en 1784 donde
se descendieron 136 m, de ellos 50 en vertical; la de Lloyd a la Eldon-Holm en el
Derbyshire (Inglaterra), en 1770, y la de Carnous al Tirdoul (Aveyron-Francia), entre
1780 y 1785. Después de estas expediciones se comienza él despertar interés por las
cavernas y por los fenómenos con ellas relacionados, dando como resultado la
aparición de obras de elevado interés, como las de Ritter, sobre los sedimentos y
fósiles, y la de Virlet d' Aoust, sobre la génesis de las cavernas, y de Serres, sobre el
mismo tema, todas ellas aparecidas en la primera mitad del siglo XIX. Pero hay que
llegar a la segunda mitad para que la Ciencia del Karst comience a estructurarse.
Los trabajos más antiguos son los de Heim en 1878 y se refieren sobre todo al
lapiaz, es decir, que Heim estuvo, ante todo, preocupado por la Morfología cárstica.
Casi simultáneamente, en 1893, aparecen los primeros trabajos de Cvijic que fue el
verdadero iniciador de la Hidrogeología cárstica. En 1893 publica su trabajo "Das
Karstphanomen", en el cual se exponen las ideas fundamentales sobre la circulación
hídrica en el Karst, las cuales obedecen a observaciones tan concretas que en sus
líneas generales no se han cambiado y hoy constituyen conceptos básicos sobre los
que se apoyan nuestros conocimientos sobre Hidrogeología del Karst. A partir de esta
memoria, Cvijic, desde su Cátedra de la Universidad continuó publicando hasta 1923
una serie de trabajos generales y regionales sobre fenómenos cársticos, que le erigen
en verdadero estructurador de este cuerpo doctrina.
Aparecen en la misma época una serie de obras, entre las que hay que mencionar
la de Hassert, quien en 1895 escribió una de las primeras monografías regionales
sobre el Karst de Montenegro. En la primera fecha aparece la monografía de Eckert
sobre la morfología superficial del Karst, planteando los mismos problemas que hacía
ya unos años había esbozado Heim. En 1907, Lozinskí y Toniolo escriben sendas
memorias sobre los fenómenos cársticos, y un poco más tarde, en 1903, Penck
publica su obra "Das Karstphanomen", donde se esboza el ciclo cárstico. En 1911,
Kostell y Scheck publican las primeras investigaciones de Morfología cárstica en
Alemania. Todas estas obras iniciaron el conocimiento de la morfología superficial del
Karst y trazaron una directriz geográfica en la orientación de los conocimientos.
En lo que respecta a la circulación cárstica y a la morfología hipogea hay que
llegar a Martel (1888) para encontrar la estructuración de la moderna Hidrogeología
cárstica. No obstante, existieron otros precursores, como el Abbée Paramelle,
publicando su libro "L'art de découvirr sources"; Fournet con su Hydrographie
souterraine (1858), y Fuhlot con Die Grotten von Rheinland Westphalien (1869).
Martel fue el verdadero propulsor de la Espeleología y creador de esta Ciencia
como un cuerpo de doctrina propio dentro de las Ciencias Geológicas. Martel fue para
las formas de conducción del Karst, lo que Cvijic para la Hidrogeología cárstíca en
general, Cvíjic y Martel son de la misma época, de manera que sus investigaciones se
realizaron paralelamente. Martel estuvo mucho más preocupado por la circulación
subterránea, puesto que fue ante todo un explorador de cavernas, pero su ilustración y
espíritu observador eran tan grandes que la mayor parte de los conocimientos que
tenemos aún hoy sobre la circulación cárstica se deben a él, a pesar de no ser sino un
publicista, no un científico profesional, como Cvijic, pero consagró toda su vida a la
investigación de las cavernas y, por ende, a la circulación cárstica. Como
consecuencia de sus estudios publicó entre 1896 y 1932 una serie de monografías,
37
notas científicas y libros de divulgación y de recopilación de conocimientos y
observaciones, uno de los cuales "L'evolution souterraine" representa una
importantísima aportación a la Espeleología y a la evolución cárstica. Su otra obra
"Nouveau traité des eaux souterraines", es maestra para su época. Otras son clásicas
en la Espeleología mundial, como "Les abimes" y "Les Cousses Majeurs", En su última
nota, "Les avens ou puits naturels", aparecida en 1932, insistía todavía acerca de la
importancia de la Espeleología en la Morfología y Geología en general, presentando a
las simas como un elemento más del desarrollo morfológico de una región. Sus viajes
por toda Europa le pusieron en contacto con la mayoría de los geólogos de su tiempo,
muchos de los cuales se interesaron por sus investigaciones, sembrando fructífera
semilla por muchos de los países que visitó.
Contemporáneos a Martel fueron otros investigadores del Karst que nos dieron
también importantes aportaciones, como Grund (1903), con su obra sobre la
circulación cárstica, donde se exponen nuevas ideas. En 1932, el libro de Lheman
sobre "Hydrographie des Karsts", en el que se resumen todos los conocimientos que
se tenían hasta la fecha, se dan nuevas teorías sobre la circulación cárstica.
En América, el comienzo de la investigación de los fenómenos cársticos es un
poco más tardío. Hay que llegar a Davis (1930), quien expone toda una teoría
espeleogenética y da ideas sobre la circulación cárstica en general; sus continuadores,
Gardner (1935) y Swinnerton (1939), conjuntamente con numerosos otros
investigadores, continúan los estudios sobre la Hidrogeología cárstica.
Así, pues, como puede verse, el desarrollo de la Hidrogeología cárstica ha sido
posible gracias a la convergencia de tres líneas de investigaciones diferentes: por una
parte, la línea geográfica o morfológica, que ha investigado sobre todo la morfología y
relieve cárstico; por otra, la línea espeleológica, estudiando la evolución subterránea y
las formas hipogeas del Karst; y finalmente, la línea genuinamente hidrogeológica, que
procede de la Hidrogeología y que ha utilizado los conocimientos de las otras dos para
estructurar la verdadera Hidrogeología cárstica.
Il.3. LA HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA EN ESPAÑA
En España, el desarrollo de la Hidrogeología cárstica va precedido de la
Espeleología, pero de una Espeleología que no podía identificarse con aquélla puesto
que seguía los principios martelianos del estudio global y total de las cavernas en un
sentido histórico-natural. Los primeros datos sobre cavernas españolas se deben a
Madoz en su Diccionario Geográfico. Más tarde (1869), Casiano del Prado emprendió
la confección del primer catálogo de cavernas de España, titulado: "Noticia sobre
cavernas y minas primordiales de España", que apareció en 1896. Durante estos
años, los pocos datos geoespeleológicos que se obtenían se debían a los trabajos de
los prehistoriadores, y por este motivo, durante toda esta época, la Geoespeleología
estuvo ligada a la Prehistoria. La relación entre Puig Larraz y Martel, durante el viaje a
España de éste sirvió para despertar definitivamente en nuestro país el interés por la
Espeleología, de tal modo que, después de su estancia en Barcelona y de las
expediciones que desde esta ciudad hizo en algunas cavernas catalanas, y sobre todo
a la expedición a Mallorca durante la cual se descubrieron las cuevas del Drac, hoy
famosas, se creó en Barcelona un grupo espeleológico, el primero de España, el Club
Muntanyenc, que fue dirigido primeramente por el malogrado N. Font y Sagué, y
proseguido después por M. Faura Sar y los entusiastas elementos del Club
Muntanyenc. Fruto de esta primera labor de desbroce fue la publicación del primer
volumen de Sota Terra, conteniendo varias monografías sobre cavernas catalanas.
Simultáneamente surgieron otros espeleólogos ocupados en cultivar las diversas
38
ramas de la Espeleología. En Santander el Padre Carballo quien da impulso y
divulgación a estos estudios a través de la Real Sociedad Española de Historia
Natural. En Madrid, el P. Longinos Nava quien dando atinadísimas observaciones
geológicas, estratigráficas y biológicas proporcionó completísimos estudios
espeleológicos para su época. La Espeleología estaba definitivamente arraigada en
España.
En el transcurso de estos estudios nace la Hidrogeología cárstica dentro del
ambiente de la Espeleología general dominante, puesto que los geólogos como Font
Sagué, que intervienen en estudios, se preocupan de la marcha de las aguas cársticas
y dan, a este respecto, interesantes datos, que sirven para realizar obras de interés
práctico, como el intento de captación de las aguas de la Ciudad Cond (1918). Otros,
sobre algunas surgencias importantes del propio macizo de Garraf como la Font d'
Armena, en Vallirana.
Las campañas de Amat y Carreras entre 1925 y 1928 en el macizo de Garraf
durante las cuales se exploraron muchas simas desconocidas aun en aquel entonces
tenían como finalidad la búsqueda del llamado "río subterráneo de Garraf”, no dieron
resultado práctico alguno, en lo que a la Hidrogeología se refiere, porque no se
orientaron científicamente en este sentido.
En 1932, de nuevo el Club Muntanyenc, entonces convertido en Club Muntanyenc
Barcelonés, reemprende las antiguas expediciones, pero esta vez orientadas ya desde
el principio hasta la Hidrogeología cárstíca, y el resultado de las primeras campañas
es la publicación del II volumen de Sota Terra, obra en la que por primera vez en
España se dan datos concretos de Hidrogeología cárstica.
En la actualidad, la Hidrogeología cárstica comienza a estar en estado de
florecimiento. En 1950 se comenzó a publicar en Oviedo la primera revista dedicada
exclusivamente al Karst, Speleon, de la que han aparecido catorce volúmenes, bajo el
patronato de la Universidad de Oviedo. Actualmente será el Centro de Biología
Experimental de Jaca, del C.S.I.C., quienes se harán cargo de la publicación a partir
de 1967.
En Santander han comenzado a publicarse, en 1966, los Cuadernos de
Espeleología, patrocinados por la Excma. Diputación Provincial. Otras revistas no
especializadas publican también artículos de Espeleología, como la Sociedad
Española de Historia Natural y el Instituto Geológico y Minero de España (Notas y
Comunicaciones).
Por otra parte, no sólo los grupos espeleológicos se han multiplicado en España,
aunque muchos de ellos no tienen si no un carácter meramente deportivo, si no que
los órganos oficiales interesados por la Hidrogeología han organizado grupos o
secciones de Hidrogeología cárstica, como ocurre con el Centro de Estudios
Hidrográficos de Madrid, que tiene una Sección de Karst, y el Instituto de Geología
Económica de Madrid, a través de su Departamento de Hidrogeología, una de cuyas
líneas de trabajo es la Hidrogeología cárstica; este Centro, en colaboración con el
Centro de Estudios e Investigaciones del Agua en Barcelona ha comenzado a publicar
una nueva Revista, "Documentos de Investigación Hidrológica", en la que también
aparecen artículos sobre el Karst.
BIBLIOGRAFÍA
AGRICOLA (BUER, G.). (1549). "De ortu et causis subterraneorum".
39
CARBALLO. (1908). "La Speleología en España". Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., t.IX,
págs. 141-144.
CVIJIC, J. (1893). "Das Karstphänomen". Geogr. Abh., V. págs. 217-330. Berlín.
CVIJIC, J. (1918). "Hydrographie Souterraine et évolution Morphologique du Karst".
Rec. Trav. Iust. Géogr. Alpino, 6, págs. 1-56. Grenoble.
DAVIS, W. M. (1930). "Origine of limestone caverns". Bull. Soc. Geol. Amer., 41,
págs.486-499.
FOURNET. (1858). "Hydrographie Souterraine". Acad. Sciences. Bell. Lettres et Arts
de Lyon. 4 mai. págs. 221-296.
FUHLOT. (1869). "Die Grotten von Rheinland Westphalen".
GARDNER, J. H. (1935). "Origin and development of limestone caverns" Bull. Soc.
Geol. Am., 46, págs. 1.255-1.274.
GEZE. B. (1965). "La spéléologie scientifique". Ed. du Seuil. 190 págs, París.
GRUND, A. (1903). "Die Karsthydrographie". Pencj's Geogr. Abhandl., VII, 3, 200
págs. Leipzig.
GRUND, A. (1910). "Zur Frage des Grundwassers im Karste". Mitt. Soc. Geogr.
Vienne, 53, págs. 606-617.
HASSERT, K. (1896). "Phys-Geographie von Montenegro". Pet. M.E.H., núm. 115.
IlEINI, A. (1878). "Unter hungen über den Mechanismus der Gebirgsbildung Bâle,
págs. 311-316.
KEPLER. (1619). "Harmonices mundi libri quinque".
KIRCHER, A. (1659). "Mundus suoterraneus". Amsterdam.
LEHMANN. (1932). "Die Hydrographie des Karsts". Encyllop. der Erdkunde. Wien.
LLOPIS LLADO, N. (1953). "Karst holofosille et mérofossile" 1er. Congreso lnternt.
Spéléologie. t. II, Sect. 1, págs. 3-10, con 5 figs.
MADOZ. "Diccionario Geográfico".
MARTEL, S. A. (1888). "Les Cévennes. (Etude des Causses, 1882-1889)" Delegr.
París (1890).
MARTEL, E. A. (1894). "Les abîmes". Delagrave, París.
MARTEL, E. A. (1908). "L'evolution Souterraine". E. Flammarion Edits. París.
MARTEL, E. A. (1921). "Nouveau traite des Eaux Souterraines". Libr. Octave Doín.
París. 824 págs., 384 figs.
40
MARTEL, E. A. (1932). "Les abîmes ou puits naturals". Assoc. Int. Hydrol. Sc., 6 págs.
París.
MARTEL, E. A. (1936). "Les Causses majeurs". 1 vol., 1 map., Millau.
MARTINS FERREIRA, J. (1952). "Espeleología-Desporto Universitário". Ciencia. R.
Estud. Fac. Ciencias. Lisboa, III, núm. 6, págs. 29-33.
PALISSY, B. (1580). "Discours admirable de la nature des eaux et foutaines tant
naturelles qu'artificielles". París.
PARAMELLE, (Abate). L'art de découvrir les sources". Dunod. París. págs. 112-117
edit. 1878.
PENCK. (1903). "Uber das Karstphänomen". Verbreü-naturwis. Kenntniss, I. Vienne.
PRADO, C. de, (1869). "Noticia sobre cavernas y minas primordiales de España".
PUIG y LARRAZ, G. (1896). "Cavernas y simas de España". Bol. Com. Mapa Geol.,
España, 21, págs. 1.443.
SWINNERTON, A. C. (1932). "Origin of limestone Caverns". Bull. Geol. Soc. Am.,
págs. 663-693.
SIWINNERTON, A. C. (1940). "Origin of limestone terraces". (en The Physics of Earth.
Vol. IX. Chap. 14.)
Capítulo 3
LOS FENÓMENOS CÁRSTICOS
41
III.1. GENERALIDADES
Los fenómenos cársticos son el conjunto de transformaciones que se producen
una región caliza como consecuencia de la circulación del agua, La generación de
estos fenómenos es precisamente una de las diferencias fundamentales que existe
entre la circulación cárstica y cualquier tipo de circulación de aguas de fisura; los
fenómenos cársticos se producen como resultado del equilibrio del sistema aguacaliza. El agua es el elemento generador o activo, mientras que la caliza el medio en
que se desarrollan los fenómenos o elemento pasivo. Cuando el equilibrio se perturba,
los fenómenos cársticos dejan de funcionar. La perturbación solo puede producirse por
ausencia o por pérdida de actividad del elemento activo agua, que es un elemento
transitorio, en oposición a la caliza, que es el elemento permanente.
El fenómeno cárstico se produce, pues, mientras existe circulación hídrica, cuando
por circunstancias geográficas o climáticas la circulación se detiene, el fenómeno
cárstico deja de producirse, reemprendiéndose si comienza de nuevo la circulación
hídrica. Como la circulación hídrica depende ante todo del clima, lógico que en las
regiones lluviosas los fenómenos cársticos sean vivientes y tenga elevada actividad,
como ocurre en las regiones centroeuropeas y en las zonas tropicales con
precipitaciones de más de 1.000 mm anuales, llegando en las últimas a 4.000 mm. En
cambio, en las zonas mediterráneas, con precipitaciones del orden de los 400 a 600
mm, la circulación hídrica tiene muchas veces un carácter intermitente o con
oscilaciones anuales muy grandes de caudal; esto hace que los fenómenos cársticos
tengan allí una actividad muy inferior y su desarrollo actual sea senil o agonizante;
finalmente, en las regiones muy secas, con precipitaciones inferiores a 200 mm, la
circulación hídrica es prácticamente nula y el fenómeno cárstico está muerto, por
haberse formado en otras épocas de mayor actividad hídrica.
En España tenemos muy claros ejemplos de los tres tipos de fenómenos cársticos:
todo el Karst cantábrico y vasco y buena parte del Karst pirenaico son vivientes, y los
fenómenos cársticos están en plena actividad, denunciada sobre todo por las grandes
surgencias que proporcionan caudales muy grandes y por sumideros espectaculares
de la montaña asturiana, en los que penetran ríos enteros para emerger a varios
centenares de metros aguas abajo. Uno de los casos mejor estudiado y también más
espectacular es el de las Cuevas de Fresneda, en las que el río San Pedro se sume,
reapareciendo después de un recorrido de unos 300 m. No obstante, en otras épocas
el recorrido hipogeo del río San Pedro fue del orden de los 1.300 m, como lo acreditan
las galerías hoy completamente abandonadas situadas a 25 m por encima del río
actual, que constituyen un antiguo talweg, hoy muerto y en parte fosilizado, que forma
las cuevas de Fresneda, JULIVERT (1954). Este es el fenómeno común a la mayor
parte de las barras o afloraciones de caliza de montaña, en la región cantábrica que
los ríos atraviesan por conductos cársticos. En el Pirineo aragonés el ejemplo más
grandioso de Karst viviente lo tenemos en el conocido sumidero del Pla de Aigualluts,
al pie de la Maladeta, por donde se sumen las aguas del glaciar del Aneto, para
reaparecer a 600 m por debajo del punto de absorción, a lo largo de un recorrido de
varios kilómetros en las Güells del Jueu, que son las fuentes del Garona. Este ejemplo
es ya clásico en la Hidrogeología de España. La resurgencia fue controlada a la
fluoresceína, hace ya bastantes años, por N. Casteret.
En los Karst mediterráneos de nuestras costas levantinas tenemos multitud de
ejemplos de fenómenos cársticos intermitentes y muertos. En el Karst yugoslavo que
aparece en toda la costa dinárica, la intermitencia del fenómeno cárstico es un hecho
tan general que dio pie a que Cvijic (1918) aceptara la existencia de una zona
42
semihúmeda que periódicamente estaba ocupada por el agua, como parece
corroborarlo una gran parte de la mecánica hidrogeológica del Karst yugoslavo.
Finalmente, ejemplos de fenómenos muertos encontramos en regiones muy secas
del S. de España. En la provincia de Almería, en 1955, tuvimos ocasión de describir
algunos de estos fenómenos, Llopis (l955). Se han descrito como fenómenos cársticos
aspectos morfológicos similares, desarrollados sobre rocas solubles:
Pittard y Grobet (1944), Pittard (1945), Kunsky (1957), Andrés y Montoriol (1960),
Gèze (1963), Naum y Butnarú (1967), etc.
III.2. REGIONES CÁRSTICAS
Los fenómenos cársticos no pueden estudiarse aisladamente, sino que por
encontrarse en las regiones calizas deben de analizarse relacionándolos con el
desarrollo de la morfogénesis local. Ha pasado la época del estudio de cavidades
cársticas aisladas sin relación alguna con otras cavidades hermanas, época que fue la
de los precursores. El estudio de las cavidades cársticas ha de conducir siempre a
conclusiones de tipo hidrogeológico que nos permitan aclarar la marcha de la
circulación hipogea en la región estudiada. Estos estudios aislados son aún hoy los
más numerosos (véase Sota Terra, Vol. I y II; Speleon, en España; y las revistas de
Espeleología científica del extranjero, tales como Rassegna Speleologica Italiana,
Annales de Speleologíe, Spelunca, etc.), pero poco a poco, en las mismas revistas,
van apareciendo ya estudios completos de aparatos cársticos con finalidades
fundamentales hídrogeológicas. Algunos pueden citarse como ejemplos a este
respecto: véase A. G. Segre: I fenomeni carsici e la Speleologia del Lazio. Public. Inst.
Geogr. Roma, 1948.
De aquí que los conceptos generales que hemos indicado en las páginas
anteriores concernientes a la Hidrogeología en general puedan aplicarse muy
atinadamente a las aguas cársticas y podamos considerar de este modo los conjuntos
de fenómenos cársticos agrupados en las siguientes jerarquías:
1. Regiones cársticas, equivalentes hidrológicamente a las regiones hídrogeológicas, caracterizadas, por consiguiente, por: a) Clima común; b) Megaestructura; c)
Balance hídrico.
2. Sistemas cársticos, o conjunto de aguas cársticas dependientes de una
macroestructura común.
3. Aparatos cársticos, conjuntos de aguas cársticos con una zona de absorción y
surgencia comunes.
En España hemos admitido recientemente, Llopis (1967), las siguientes regiones
cársticas (véase cap. XVlII):
I. Región cántabro-asturiana, Caracterizada por su clima atlántico, con
precipitaciones de 1.000 a 1.200 mm anuales, involucradas en la estructura herciniana
de la Cordillera Cantábrica.
II. Región cántabro-vasca. Con clima atlántico, análogo al de la anterior, pero
involucrada en la estructura alpídica de la Cordillera Cantábrica.
llI. Región pirenaica. Clima atlántico-mediterráneo. Precipitaciones entre 800 y 900
mm. Desarrollada en la estructura pirenaica.
43
IV. Región catalana. Clima mediterráneo húmedo; precipitaciones entre 600 y 800
mm. Desarrollada en la estructura alpídica de la Cordillera Catalana.
V. Región bético-murciana. Clima mediterráneo seco. Precipitaciones entre 300 y
400 mm. En las estructuras alpídicas de las serranías béticas.
VI. Región balear. Clima mediterráneo húmedo. Precipitaciones entre 700 y 800
mm. En la estructura alpídica balear.
VII. Microrregiones diversas. Con precipitaciones distintas e involucradas en
estructuras diferentes. Por ejemplo, los Karsts de las calizas terciarias de las Mesetas,
de la cuenca del Ebro, etc.
Las características detalladas de estas regiones se darán más adelante en el
capítulo correspondiente al Karst de España.
Los sistemas cársticos hemos dicho que dependen de las estructuras menores
Así, pues, en una región cárstica encontramos una serie de sistemas, uno en cada uno
de los cuerpos tectónicos que constituyen la estructura de conjunto. En general, cada
unidad tectónica constituye un sistema cárstico. En la región cántabro-asturiana, por
ejemplo, una de las regiones cársticas más grandiosas de España, sobre todo de
Karsts vivientes, podríamos distinguir una serie de sistemas, tantos como unidades
estructurales pudiéramos describir; así podríamos hablar del sistema del Aramo, Llopis
(1960), desarrollado sobre un enorme sinclinorio de calizas de montaña, que separa
los valles del Caudal y de Riosa: el sistema costero de Karsts de mesa en la calizas
liásicas de la costa asturiana, Llopis (1950); el sistema de los Picos de Europa,
complejo conjunto de Karsts de edades diferentes, desarrollado bajo diversos
regímenes climatológicos, involucrados en la estructura de plegamiento herciniano de
la costa asturiana.
En la costa catalana uno de los sistemas cársticos más estudiados, aunque no por
eso completamente conocido, es el de Garraf, desarrollado en las calizas eocretácicas
que forman la mayor parte del macizo. En el sistema de Garraf se han reconocido
varios aparatos, como el aparato de la Falconera, que tiene su emergencia próxima al
puertecito de Garraf; el aparato de la Font d'Armena: el de las surgencias del
p
Panadés; el del Aigua Dolc, de Sitges. Todos estos aparatos tienen probablemente
una zona de alimentación común y campos de dolinas accesorios, pero conservan
independientes su circulación y sus emergencias.
III.3. FORMAS CÁRSTICAS
El conocimiento de un aparato requiere el análisis detenido de cada uno de sus
elementos o fenómenos cársticos. El aparato cárstico consta esencialmente de tres
grupos o conjuntos de fenómenos que podemos denominar formas cársticas, por
analogía con sus homólogas formas del relieve epigeo del modelado terrestre.
1. Grupo de formas de absorción. Formas epigeas por las cuales se produce la
infiltración de las aguas que han de generar los fenómenos cársticos. (Morfología
cárstica).
2. Grupos de formas de conducción. Conjunto de formas hipogeas por las cuales
tiene lugar la circulación. (Cavernas).
44
3. Grupo de formas de emisión, o conjunto de formas cársticas por las cuales se
reintegra el agua hipogea a la circulación epigea normal. (Surgencias)
Ya se divisa, por todo lo que antecede, que el conocimiento del aparato cárstico
será parcial cuando se ignoren las características de uno de los grupos de formas
cársticas o aun las de algunas de ellas.
BIBLIOGRAFÍA
ANDRES BELLET, O. y MONTORIOL, POUS, J. (1960). "Estudio morfogéníco de una
cavidad desarrollada en los conglomerados de la Sierra de l'Obac (Avenc del Llest)".
Speleon, Xl, pp. 13-25, con 1 fig.
CHARDONNET, J. (1955). "Traité de Morphologie". 2 tomos. Pub. Techn. Inst. Géogr.
National. París.
CVIJIC, J. (1893). "Das Karstphäinomen". Géogr. Abh., V, pp. 217-330. Berlín.
CVIJIC, J. (1918). "Hydrographie souterraine et évolution morphologique du Karst".
Rec. Trav. lnst. Géogr. Alpine., 6, pp. 1-56. Grenoble.
DAVIS, W. M. (1930). "Origine of limestone caverns". ·Bull. Soc. Géol. Amer., 41, pp.
486-499.
FOURNIER, E. (1928). "Explorations souterraines et recherches hydrologiques en
Franche-Comté". Imp. de l'Est. Besançon.
GARDNER, J. H. (1935). "Origin and development of limestone caverns". Bull. Soc.
Géol. Am., 46, pp. 1.255-1.274.
GEZE, B. (1963). "Observations spéléologiques dans le Pacifique". Spelunca Mém.3,
pp. 103-114.
GEZE, B. (1965). "Les conditions hydrogéologiques des roches calcaires". Chron.
Hydrogéol., B.R.G.M., 7, pp. 9-39.
GRUND, A. (1905). "Die Karst Hydrographie". Penck's Geogr. Abhundl., VIl,3, 200;
págs. Leipzig.
JULlVERT, N. (1954). "Estudio Hidrogeológico de las cuevas de Fresneda (Teverga,
Asturias)". Speleon, V, p. 4, pp. 223-246.
A
KUNSKY, J. (1957). "Typy pseudokrasovych tvaru v Ceskoslovenku". Ceskoslovensky
kras, X, 3, p. 106-125.
LEHMANN. (1932). "Die Hydrographic des Karstes". Encyklop. der Erdkunde. Wien.
LLOPIS LLADO, N. (1950). "Estudio hidrogeológico del borde meridional de la Sierra
de Berti". Speleon, I, núms. 3-4, pp. 203-231.
LLOPIS LLADO, N. (1952). "Sobre algunos principios fundamentales de hidrología
cárstica". Speleon. t. IlI, núms. 1-2, p. 33-69, 7 figs., 2 planos.
45
LLOPIS LLADO, N. (1954). "Nociones de Espeleología". Edit. Alpina Granollers. 70
págs., fot. 8, fig. 34.
LLOPIS LLADO, N. (1955). "Observaciones geológicas y morfológicas en el N. de
Almería". Monografías Geol., IV, pp. 7-55,19 Figs., 8 láms. Inst. de Geol. Aplicada.
Ovieedo.
LLOPIS LLADO, N. (1958). "Sobre el Karst actual y fósil de la terminación oriental de
la Sierra de Cuera y sus yacimientos de hierro y manganeso". Speleon, IX, núms. 3-4.
LLOPlS LLADO, N. (1965). "Las Aguas Cársticas de España y su posible utilización"
Conf. Seminario de Hidrogeología. Centro de Estudios Hidrográficos, 37 (no
publicado).
LLOPIS LLADO, N. (1965). "Nappes karstiques el conduíts karstiques". Hydrologie des
Roches Fissuées, ColI. de Dubrovnik, Oct. 1965, pp. 200-203, 3 figs.
MARTEL, E. A. (1921). "Nouveau traite des Eaux Souterraines". Libr. Octave Doin, Ed.
París, 824 págs., 384 figs.
MARTEL, E. A. (1932). "L'évolution souterraine". Flammnarion. París. I vol., 388 págs.,
80 figs.
MARTONNE, E. de. (1933). "L'Hydrographie du Karst". Aun. de Geogr., 237. París.
MARTONNE, E. de. (1940). "Traité de Géographie physique". Vol. ll, Le Relief París.
NAUM, J. y BUTNARU, E. (1967). "Le volcano karst des Calimani (Carpathes
Roumaines)". Ann. Spél., XXI, pp. 727-756.
PITTARD, J. J. y GROBET, A. (1944). "Phénoménes de dissolution dans les roches
gypseuses: La grote de Nax". Rev. Polytech. Bull. Soc. Suisse. Spél., 25, déc. 1944.
PITTARD, J. J. (1945). "La Grotre et les Sources Salées de Combiola (Velais) Rev.
Polytech. Bull. Soc. Suisse. Spól., 25, Août, 1945.
SEGRE, A. G. (1948). "I Fenomini Carsici e la speleologia del Lacio". Publ. Dell’Inst. di
Geografia. Univ. Roma.
THOMAS CASAJUANA, J. M. y MONTORIOL POUS, J. (1951). "Los fenómenos
cársticos de Parelleta (Ciudadela, Menorca)". Speleon., ll, núm. 4, pp. 191-215.
TROMBE, F. (1952), "Traité de Spéléologie". Payot, París, 376 págs. 120 figs.
Capítulo 4
El AGUA CÁRSTICA
46
IV.1. GENERALlDADES Y DIFERENClAS CON EL AGUA FREÁTlCA
Hemos llamado "agua cárstica" al agua que circula por las regiones calizas para
distinguirla del agua freática y de cualquier otro tipo de agua subterránea. El agua
cárstica tiene características muy específicas que justifican plenamente esta
denominación. Si intentamos hacer una comparación entre las aguas cársticas y las
aguas freáticas, por ser estas últimas las que podemos considerar como prototipo de
aguas subterráneas, apreciaremos en seguidamente ambas, notables diferencias.
IV.2. CIRCULACIÓN
La circulación freática tiene un límite inferior de temperatura, y por tanto, de clima
más restringido que el agua cárstica. Un poco por debajo de 0 ºC el manto freático se
hiela y se convierte en un molisuelo (= suelos helados estacionales de las regiones
periglaciares). A veces, el manto freático helado puede tener carácter más persistente,
como ocurre en los pergelisuelos (= suelo helado persistente), formando la "tjäle" de
las regiones boreales. En cambio, el agua cárstica puede conservarse líquida en
condiciones glaciares o periglaciares, como ocurre en los Karsts subglaciares,
desarrollados en las zonas de ablación de las lenguas glaciares de las regiones
calizas y en los Karsts polares. Ello es debido a que las temperaturas por debajo de la
masa del lnlandsis son superiores a los ambientes que originan el medio glaciar,
especialmente en las zonas de ablación del glaciar, lo que también explica la
persistencia del medio glaciar en zonas situadas por encima de la isoterma de 0 ºC.
IV.3. ACTIVIDAD QUÍMICA
Las aguas de infiltración pueden ser:
a) De origen fluvial.
b) De precipitación atmosférica.
c) De fusión de nieve.
d) De fusión de hielo.
Estos cuatro tipos de agua tienen distinta capacidad de disolución, puesto que
mientras las aguas de fusión de nieve e hielo no tienen salinidad alguna, siendo
prácticamente equiparables a agua destilada, las aguas pluviales y fluviales, sobre
todo estas últimas, tienen un cierto grado de salinidad que las hacen menos activas
químicamente. Cuando estos cuatro tipos de agua penetran en el manto freático se
homogeneizan y mezclan rápidamente, disolviendo la sales contenidas en la litofacies
del manto adquieren un cierto grado de salinidad. Las aguas que llegan al Karst con
cierto grado de salinidad, como son las pluviales y sobre todo las fluviales, tienen en
general un poder disolvente relativamente bajo, mientras que, por el contrario, las
procedentes de la fusión de nieve e hielo lo tienen más elevado, como consecuencia
de su menor salinidad. La salinidad de un agua cárstica de origen pluvial o fluvial será,
pues, híbrida, puesto que habrá sido adquirida en parte en zonas extracársticas y en
parte en el Karst; en cambio, la salinidad de un agua cárstica de origen nival o glaciar
será adquirida exclusivamente en el Karst. La composición de ambos tipos de agua
47
acusará claramente su procedencia, Marchi (1916), Lamar y Shrode (1953), Catalán
(1969).
En consecuencia, por su origen, las aguas frías procedentes de fusión de nieve e
hielo tendrán una agresividad mayor que las aguas templadas fluviales y telúricas.
Ahora bien, las posibilidades de disolución de la caliza \lO dependen del mayor o
menor grado de salinidad inicial del agua, puesto que las calizas son un material
totalmente insoluble en las condiciones normales. Para que la caliza pueda disolverse
hace falta que el agua posea una determinada acidez, y esta acidez, en la mayoría de
los casos, se la proporciona el CO2 que pueda tener en disolución por la reacción
siguiente:
CO2+H2O
⇔ CO3 H2
y a su vez el ácido carbónico, actuando sobre la caliza, la transforma en bicarbonato
cálcico, según la ecuación siguiente:
CO3 H2 +CO3 Ca ⇔ (CO3 H)2 Ca
siendo el bicarbonato cálcico soluble en el agua, ésta se enriquecerá de este modo en
CO3Ca.
La acidez del agua, medida por el pH, influye considerablemente en su poder
disolvente. Las aguas con pH bajos son las más agresivas, porque contienen ácidos
en mayor proporción.
Así, pues, el agua desprovista de CO2, aun el agua fría procedente de la fusión del
hielo, tendría poco poder disolvente sobre la caliza sin la presencia del CO 2. La
agresividad del agua para la caliza está finalmente determinada por las cantidades de
CO2· que el agua pueda contener. El agua desprovista de CO2 sólo en capaz de
disolver 16 mg de CO3Ca por litro a la temperatura de 16°C. La presencia de CO2
cambia pues, completamente las posibilidades disolventes del agua para la caliza.
La capacidad de disolución del CO2 por el agua depende también de la
temperatura, de tal modo que las aguas frías, a igualdad de presión, disuelven mayor
cantidad de CO2 que las aguas templadas o calientes.
No obstante, sólo una parte del CO2 disuelto se combina con el agua para dar
ácido carbónico, el resto se equilibra con el CO2 contenido en el aire y con el del
bicarbonato de calcio, de tal modo que si llamamos CO2 (Al) al contenido en el aire y
CO2 (A) al disuelto en el agua, y CO2 [(CO3H)2 Ca] el del bicarbonato de calcio,
podremos establecer la siguiente ecuación de equilibrio:
CO2 (AI) ⇔ CO2 (A) ⇔ CO2 [(CO3H)2 Ca]
Toda disminución de la cantidad de CO2 (A) se traduce por una disminución de
CO2 (Al) o de CO2 [(CO3)2Ca], y en este último caso la descomposición del bicarbonato
de calcio en CO2, CO3 Ca y H2O, precipitándose carbonato cálcico. La relación CO2
(A)/CO2 (Al) varía con la temperatura, decreciendo cuando la temperatura aumenta; de
aquí que, como ya hemos dicho, a menor temperatura aumenta la cantidad de CO2
(A).
A 1 atmósfera, 1 litro de agua disuelve: a 0 ºC, 2,15 litros de CO2; a 15 ºC, 1 litro
de CO2; a 25 ºC, 0,8 litros.
48
No obstante, el agua templada tiene mayor poder disolvente para el bicarbonato
cálcico que el agua fría, de tal manera que se produce una compensación en las
cantidades totales de CO3 Ca capaces de ser disueltas en aguas frías o templadas.
No obstante, el poder disolvente de las aguas frías no esta aún suficientemente
aclarado; Corbel (1957), que ha estudiado los Karsts polares y periglaciares del NW.
de Europa, piensa que la agresividad del agua fría es muy superior a la de las aguas
templadas o calidas, y que en su consecuencia los fenómenos cársticos evolucionan
con mayor rapidez en las regiones polares que en las tropicales, conclusión con la que
no están de acuerdo todos los morfólogos del Karst.
Además de CO2, el agua cárstica puede contener otras sustancias que aumenten
su poder disolvente, tales como ácidos húmicos procedentes de la desintegración
bacteriana de la materia vegetal u otros ácidos minerales, como el NO3H, que puede
formarse sintéticamente durante las tormentas en los países tropicales (ver Cap. VI).
lV.4. MATERIA EN SUSPENSIÓN Y SU CONTENIDO MICROBIANO
Las aguas freáticas son aguas filtradas por la percolación. Pueden penetrar en el
manto conteniendo materiales minerales y orgánicos en suspensión, pero en el
momento de su emergencia aparecen totalmente desprovistas de sustancias sólidas,
puesto que las rocas permeables por donde circulan actúan de filtros naturales, y en
las partes altas de la zona de saturación del manto quedan detenidas todas las
materias de diámetro superior a los poros. No así, en cambio, las aguas cársticas, que
circulan en masa, especialmente durante los períodos de senilidad del Karst, arrastran
gran cantidad de aleuritas y arcillas en suspensión, así como un cierto porcentaje de
materia orgánica y diversas bacterias. Esta fracción sólida que transporte el agua
cárstica puede ser depositada en parte en los lagos hipogeos y en las zonas de débil
pendiente de los talwegs subterráneos, pero buena parte de ella emerge de nuevo al
exterior por las surgencias, en especial la fracción bacteriana, motivo por el cual las
aguas cársticas no son modelo de aguas potables.
Los porcentajes de materia mineral y orgánica, en suspensión, son mucho más
crecidos cuando se sumen en los aparatos cársticos aguas fluviales que han sufrido
poluciones diversas al pasar por núcleos urbanos o industriales, pero aun las aguas
sumidas en las montañas son sospechosas, puesto que muchas veces las cavernas
lean ellas relacionadas sirven de letrinas a los pastores, que incluso arrojan ganado
muerto, medio propicio a fermentaciones proteicas.
IV.5. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS
Las temperaturas de las aguas cársticas oscilan entre 9° y 11°C, en las zonas
templadas. Estas temperaturas se mantienen muy constantes durante el año y no
acusan variaciones estacionales. Las aguas freáticas, en cambio, tienen, para las
mismas regiones templadas, una amplitud de variación térmica mucho mayor,
oscilando entre 5° y 15 ºC. Por otra parte, las aguas cársticas son en su mayor parte,
aun tratándose de mantos, aguas de superficie, mientras que los mantos cautivos de
las aguas artesianas pueden circular a profundidades grandes, donde comienza a
notarse la infiltración del gradiente geotérmico. Las aguas cársticas adquieren la
temperatura ambiente del medio hipogeo, que en las regiones centro europeas oscila
alrededor de los 11°C, lo que hace sentir sensación de frío en verano y de calor en
invierno, al penetrar en una caverna.
49
BIBLIOGRAFÍA
CATALAN LA FUENTE, J. (1969). "Química del Agua". Ed. Blume, Madrid. 355 págs.
EK, C. (1968). "La Teneur en Ca (HCO3) 2 et en CO2 des eaux desgrottes belges". Act.
IV. Congr. lnt. Espel. Ljubljana. pp. 75-77.
ERASO, A. (1969). "La insaturación del agua en la zona freática del Karst y sus
fundamentos termodinámicos". Bol. Geol. y Min. t. LXXX, IV, pp. 336-343.
JINGHWA HGU, K. (1963). "Solubility of dolomite and camposition of Florida groundwaters". Jour. Hydrology, 1, pp. 288-310.
LOMAR, J. E. y SHRODE, R. S. (1953). "Water soluble salts in Iimestones and
dolomítes”. Econ. Geology, V, 48, pp. 97-112.
MARCHI, D. (1916). "L'acque di carso". Scientia, V, 20.
MURRAY, A. N. y LOVE, W. W. (1929). "Action of organic acids upon Limestone".
Bull. Amer. Ass. Petr. Geol., 13, págs. 1.467-1.475.
ROQUES, H. (1963). "Sur la répartition du CO2 dans les karsts (2.e mem.). Ann.
Spéleol., 18, pp. 141-184.
ROQUES, H. (1964). "Contribution à l'étude statique et cinétique des systémes gaz
carbonique-eau-carbonate (C02 - H2O – CO3 2-)”. Ann. Spéleol., XIX, págs. 255-484,
106 figuras.
ZOGOVIC, D. (1967). "Sur le rapport de la solubilité des calcaires et des dolomies".
A.I.H.S. Unesco. Act. Colloq. Dubrovnik. p. 615-623.
Capítulo 5
50
LA GEOLOGÍA DE LA CALIZA
V.1. GENERALIDADES
La caliza es el elemento permanente del fenómeno cárstico. Es el medio de
circulación del agua cárstica en el interior de la masa caliza y es el dominio donde
tiene lugar la larga y compleja evolución subterránea. No podemos despreciar el
conocimiento de este medio cárstico si queremos conocer, en su integridad, el
desarrollo del Karst, puesto que en él tiene lugar el complejo conjunto de fenómenos
físico-químico-geológicos que se denomina carstificación.
Para que la carstificación pueda realizarse se precisan una serie de circunstancias,
externas unas a la caliza e intrínsecas otras, concernientes a su composición y
estructura. El conjunto de conocimientos que poseemos hoy sobre la caliza justifica
plenamente la formación de un cuerpo de doctrina, dedicado exclusivamente al estudio
de esta roca, que bien puede denominarse Geología de la Caliza. Ello es
consecuencia de la extensión que tienen en la corteza terrestre las formaciones
calizas. El dominio calizo no es de negligir ni mucho menos, puesto que aunque a
primera vista pueda parecernos insignificante, constituye en realidad uno de tantos
dominios litológicos del planeta; especialmente extendido en las zonas mediterráneas,
donde se desarrollaron la Mesogea herciniana y el Thetys alpino, cuencas madres de
calizas, North (1930). En la España peninsular las regiones calizas tienen una
extensión de unos 100.000 km2 en números redondos, distribuidos en l7.000 km2 en la
Cordilla Cantábrica, País Vasco y Pirineos; 48.000 km2 en la Cordillera Ibérica; 7.500
km2 en la Costa de Cataluña, y 30.000 km2 en Andalucía, lo que justifica plenamente la
antigua concepción de Eduardo Hernández-Pacheco (1932), de una "España caliza"
que comprende la quinta parte aproximadamente del territorio peninsular.
No obstante, la hegemonía que hoy tiene la caliza en el Planeta, es una roca de
formación relativamente reciente en comparación con las rocas silíceas, cuyos
orígenes lejanos hay que buscarlos en la evolución endógena de la Tierra. La caliza es
un material fundamentalmente organógeno, y por consiguiente se ha desarrollado
paralelamente a la evolución biológica desde la aparición de la vida en la Tierra, y así
vemos como las calizas más antiguas aparecen en el planeta en el Precámbrico IIl,
hace unos 2.000 millones de años, y se desarrollan ampliamente, en el Silúrico (-350
m/años), con la formación de los primeros arrecifes coralinos. En efecto, desde el
Precámbrico III hasta la actualidad, el desarrollo de las calizas es una progresión
geométrica, hasta el punto de que hoy constituye uno de los elementos fundamentales
en la litología de la corteza terrestre (Fig. V.1.).
V.2. COMPOSICIÓN QUÍMICA
Con el nombre de caliza designamos en realidad un conjunto de rocas de
composición a veces bastante heterogénea, si bien en toda ellas domina como
componente el CO3 Ca. Las calizas están pues constituidas fundamentalmente por
Calcita. En las verdaderas calizas el contenido en carbonato cálcico excede al 95 por
100. El resto está constituido generalmente por CO3Mg (carbonato magnésico), sílice,
alúmina, óxidos de hierro y manganeso, álcalis y aun otros componentes en mucha
menor proporción, Flügel (1968). En la Tabla V.l., tomada de Pettijohn (1963), puede
verse la composición cuantitativa de algunas calizas.
51
Fig. V-1. Distribución de las calizas en el tiempo geológico.
Esta tabla demuestra claramente lo que antes se ha dicho del contenido mineral de
la caliza. No obstante, las proporciones de sus principales componentes pueden variar
considerablemente y aparece entonces una serie de rocas emparentadas con la caliza
que pueden tener todavía alto contenido en CO3Ca, cuya composición difiere en
mucho de las calizas tipo. Por esto hay que considerar la existencia de una familia de
rocas calizas con composición bastante diversa y orígenes diferentes, El término más
próximo a las calizas tipo son las Dolomías, que se forman cuando la cantidad de
CO3Mg se eleva al 40 por 100. Entre calizas y dolomías existe una gama de términos
intermedios que se denomina colectivamente calizas dolomíticas. Igualmente, cuando
la sílice aumenta desproporcionadamente, se forman las calizas ftaniticas o calizas
silíceas, cuyo límite extremo son las ftanitas cuando la sustitución del CO 3Ca por el
SiO2 ha sido casi total.
V.3. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA
La caliza es una roca compleja no sólo en su composición química, sino también
en su contenido mineral. Con los minerales constitutivos de las calizas podrían
hacerse tres grandes conjuntos:
1. Minerajes carbonatados:
Calcita, Aragonito, Dolomita, Ankerita, Siderita.
2. Minerales silíceos:
Cuarzo, feldespatos, arcillas.
3. Diversos accesorios:
Glauconita, pirita, betunes.
52
Entre los minerales carbonatados, los más importantes, por lo frecuentes, son: la
Calcita y el Aragonito. Este último es una forma de calcita poco estable, por lo que
pasa normalmente a calcita. Los organismos marinos fabrican sus exoesqueletos
indistintamente con calcita y aragonito, pero siempre se encuentra en las rocas
construidas por aquellos organismos de mucho mayor porcentaje de calcita que de
aragonito. En cuanto a la Dolomita, cuando la roca tiene elevada proporción, la
llamamos ya Dolomía para distinguirla de la caliza.
De entre los minerales silíceos, los más importantes son el cuarzo y las arcillas. La
sílice puede encontrarse en forma de calcedonia, y puede estar en estado difuso,
imperceptible sólo en el análisis, o concentrada en forma de nódulos de silex y aun
horizontes arrosariados. También puede encontrarse cuarzo detrítico en la
calcarenita , y aun autígeno cristalizado, como producto de segregación de algunas
calizas, como en las del Namuriense de Asturias (caliza de montaña), que contiene
bellos cristales bipiramidales que en Oviedo se llaman "diamantes de Las Caldas", por
ser abundantes en la aldea de Las Caldas, próxima a la capital.
Las arcillas son, no obstante, las que desempeñan un papel más importante en las
calizas carstificadas. La arcilla no es visible en general, macroscópicamente, en las
calizas por su grano fino, pero se observa fácilmente en los residuos de disolución de
las calizas por ácidos. La naturaleza de los minerales arcillosos es difícil de
determinar. En las calizas de Illinois [según Pettijohn (1963) y Ostromn, M. E. (1959)]
el mineral más común es la lllita. Los minerales arcillosos de la caliza se separan
naturalmente de ésta durante los procesos de disolución, generando las arcillas de
53
descalcificación, que son ricas en sales férricas, lo que justifica la denominación de
"terra rossa" (tierra roja), nombre italiano que se ha internacionalizado.
Cuando el contenido arcilloso de una caliza se eleva, aparecen rocas de transición
hacia las margas, rocas de composición intermedia entre calizas y arcillas. Las formas
de transición se llaman calizas margosas y margas calizas, según predomine el
CO3Ca sobre las arcillas o viceversa.
V.4. GÉNESIS DE LA CALIZA
El origen de las calizas es muy variado. Ante todo se trata de una roca
sedimentaria, formada en cuencas marinas o lacustres, y aun en ambientes
subaéreos, que pueden situarse en cualquiera de las tres divisiones fundamentales de
la clasificación de las rocas sedimentarias de Kayser. Puede ser detrítica, cuando
resulta de la concentración de restos de la desagregación de otras rocas calizas ya
existentes, como ocurre con las calcarenitas y los maciños o molosas (en sentido
litológico). Como ocurre con la mayoría de las rocas detríticas, las calizas clásticas
tienen características diferentes a tenor de su granulometría, de manera que pueden
presentarse bajo la forma de conglomerados calizos, molasas o calizas litográficas,
estas últimas de granulometría muy fina. Puede ser roca de precipitación química o
bioquímica, como los travertinos y tobas calizas depositadas en las cuencas lacustres
y aun a la salida de las emergencias cársticas: calizas litoquímicas son también las
concreciones de las cavernas, que genéricamente pueden llamarse estalagmitas. Pero
la caliza por excelencia es una roca organógena, formada 'por la concentración de
millares y millones de caparazones de foraminíferos, acumulaciones de conchas de
moluscos (Lumaquelas) o de braquiópodos, o por construcción de arrecifes coralinos
(Klintita}. Otros muchos grupos biológicos pueden contribuir a la generación de caliza,
como los briozcos, los tabulados, los estromatopóridos, todos ellos recifales. En el
Cámbrico existieron los archeocyátidos, organismos de arrecifes que fueron los
autores de las primeras acumulaciones de calizas recifales hace unos 600 millones de
años (Fig. V.2).
Finalmente, las calizas, sometidas a los procesos de metamorfismo, pueden
cambiar totalmente de características y aun de composición. La transformación más
elemental consiste en un enriquecimiento de CO3Ca por recristalizacíón, dando los
cipolinos y mármoles de Carrara, que constituyen las rocas calizas más
Fig. V-2. Tipos genéticos, de calizas (según Pettijohn, 1963)
54
puras por su alto contenido en CO3 Ca (hasta el 98,6 por 100). Una transformación
mayor consiste en su enriquecimiento en sílice y generación en silicatos de calcio,
originándose las anfibolitas y oficalcias, rocas que difieren ya mucho de las calizas.
Así, pues, la composición mineralógica de las calizas puede seguir varias líneas
evolutivas: 1) Enriquecimiento en carbonato magnésico, pasando primero a calizas
dolomíticas y luego a dolomías; 2) Enriquecimiento en sílice coloidal, dando primero
calizas con sílex y pasando luego a ftanitas; 3) Enriquecimiento en cuarzo detrítico,
dando calcarenitas y finalmente areniscas, y 4) Enriquecimiento en arcilla, dando
primeramente calizas margosas para transformarse luego en margas (Fig. V,3).
Finalmente, todos estos materiales pueden metamorfizarse y transformarse en
cipolinos, mármoles, anfibolitas, oficalcias y granatitas, a tenor de su composición
inicial.
V.5. TEXTURA DE LA CALIZA
El estudio de la textura de las calizas no se había abordado hasta hace muy pocos
años. Existen ya diversos autores, como Wolt (1960), Ham (ed.) (1962).
Friedman (1965), que se han ocupado de él. Entre todos es necesario destacar las
ideas de Folk (1959), que han conducido hacia una clasificación textural de las calizas,
y sobre todo a establecer la relación entre la textura y la hidrodinámica del medio
sedimentario. Para Folk, en la textura de las calizas hay que distinguir dos tipos de
elementos diferentes:
1. Aloquímicos o elementos alotígenos que forman el armazón o fracción
característica de la textura y que pueden ser agrupados en cuatro categorías:
- intraclastos , fragmentos que han sido arrancados de sedimentos débilmente
consolidados y redepositados nuevamente.
- pellets o píldoras, agregados de calcita microcristalina redondeados, esféricos
o elípticos, sin estructura interna.
- fósiles o restos de partes duras de organismos.
- oolitos, redondeados, caracterizados por una estructura interna y composición
mineralógica.
55
Fig. V-3. Cuatro líneas de evolución litológica de las calizas.
2. Matriz (o Cemento), o elementos autígenos, formados por dos elementos:
- esparita, cristales mayores de 10 micras.
- micrita, cristales menores de 10 micras.
La base de la clasificación de FoIk está en la relación entre los aloquímicos y la
matriz. Fundamentalmente considera cinco tipos: I. Rocas con predominio de
aloquímicos y cemento de calcita espática; II. Rocas con predominio de aloquímicos y
micrita; III. Rocas con predominio de mierita; N. Rocas organógenas recifales, y V.
Rocas ampliamente dolomitizadas.
Todas las calizas existentes caben dentro de esta clasificación textural , puesto
que en cualquiera de ellas se encuentran los elementos exigidos; de aquí que la
clasificación de Folk tenga una importancia cada día mayor en Sedimentología, y
sobre todo, en la reconstrucción del ambiente paleogeográfico.
V.6. ESTRUCTURA DE LA CALIZA
Como toda roca sedimentaria la caliza tiene dos tipos de estructura; 1. Congénita o
sinsedimentaria, producida durante la sedimentación; 2. Tectónica o mecánica,
producida por acciones orogénicas, posteriores casi siempre a la sedimentación.
La estructura congénita se manifiesta ante todo por la presencia de planos de
estratificación y por la disposición interna de los elementos macroscópicos del material
sedimentario. Los primeros delimitan cuerpos de caliza llamados estratos, y el
conjunto de estratos se llama estratificación. Los estratos son en realidad cuerpos
56
geológicos que tienen una gran extensión superficial y poco espesor. Este espesor se
llama potencia; las dimensiones son muy variables, lo mismo que su forma, aunque es
clásica la idea primaria de la forma lenticular del estrato; en todo caso, en la práctica,
el geólogo sólo percibe en sus trabajos fragmentos de estratos, puesto que cubren
generalmente áreas regionales y no es posible delimitarlos en su totalidad en el
campo, sin hacer estudios a la escala regional. Los planos de estratificación se
interpretan generalmente como interrupciones en la sedimentación o diastemas. En
todo caso, desde el punto de vista estructural, representan soluciones de continuidad
de la masa caliza que tienen una gran importancia en el desarrollo del Karst.
Los intervalos entre los planos de estratificación condicionan la potencia de los
estratos; ésta es tanto mayor cuanto mayores sean los intervalos. Estos son muy
variables desde milímetros a decenas y aun centenares de metros: de este modo
pasamos desde las calizas microestratigraficadas, cuyos estratos tienen potencia de
milímetros, hasta calizas masivas que pueden llegar a tener algunos centenares de
metros. Lo más frecuente es que las potencias sean medias, es decir, oscilen entre
algunos centímetros y varios metros.
Es también frecuente que no exista regularidad en los intervalos de los planos de
estratificación. Cuando estos intervalos aumentan o disminuyen progresivamente
tenemos el fenómeno llamado polaridad.
La disposición interna de los elementos macroscópicos constituye la estructura
interna del estrato, que varía según el origen de la caliza. No existe una buena
clasificación de estructuras de calizas, de manera que provisionalmente
improvisaremos la siguiente:
1. Calizas detríticas. La textura puede ser isótropa cuando sus elementos
minerales no tienen una ordenación determinada; anisótropa si están ordenados,
pudiendo tener entonces granulo clasificación, como en la molasa, varvada y micro.
rítmica en las calcarenitas: pueden presentar también estratificaciones oblicuas.
Textura bréchica, en las brechas calizas.
2. Calizas evaporíticas. Se caracterizan por su porosidad elevada, que puede ir
desde poros grandes, como en las calizas tobáceas y en los travertinos, hasta poros
muy pequeños, como en las estalagmitas y las cortezas calizas de los países secos y
áridos.
3. Calizas organógenas. Cuando son organoclásticas, es decir, cuando están
formadas por la concentración de fragmentos de conchas, estos fragmentos
desempeñan el mismo papel que los clastos minerales de las calizas detríticas, y
entonces pueden presentar idénticas texturas que aquéllas. Las lumaquelas, en
cambio, presentan texturas específicas. Las conchas pueden estar ordenadas o no, es
decir, pueden tener también isotropía o anisotropía. Las klintitas tienen estructuras
muy específicas, siendo generalmente rocas muy porosas, ricas en geodas, ya sin
sedimentarias, ya generadas por disolución de fósiles o por diagénesis (Fig. V.4).
Todos estos detalles estratigráficos de la caliza tienen un valor grande cuando se
trata de investigar la Hidrogeología de una zona cárstica, puesto que como veremos
más adelante, sin ellos no es posible comprender en su totalidad el desarrollo del
Karst, Géze (1965). Por esto, ante todo, el investigador del Karst ha de ser un geólogo
o debe poseer el bagaje geológico necesario para poder abordar con éxito los
problemas inherentes al Karst.
57
V.7. TECTÓNICA DE LA CALIZA
La estructura congénita, o sinsedimentaria, de la caliza está, a menudo, alterada
por la estructura tectónica, producida por un conjunto de fuerzas que han actuado con
posterioridad a la sedimentación. Los planos de estratificación son casi siempre
horizontales, puesto que la sedimentación es un fenómeno condicionado sobre todo
por la gravedad, pero en las regiones montañosas los estratos están fuertemente
inclinados, rotos o plegados, como consecuencia de la actuación de las fuerzas
orogénicas que ya se han mencionado, y que alteran totalmente la estructura primitiva
de las rocas sedimentarías. Estas deformaciones tectónicas de las rocas dependen
ante todo de la reacción de cada tipo de material ante los esfuerzos orogénicos, de tal
manera que la caliza reaccionaré de una manera especifica y las formas tectónicas o
tipos de deformaciones que en ellas se producirán serán, pues, propios de las calizas.
Hay, pues, una Tectónica de la caliza, como hemos dicho que hay una Geología de la
caliza.
Los tectonicistas dividen las deformaciones tectónicas de las rocas en dos grandes
conjuntos: 1. Pliegues, y 2. Roturas. Los pliegues son deformaciones continuas,
puesto que los materiales se deforman sin solución de continuidad; 1iJ deformación es
muy íntima y afecta ante todo a la textura de la roca. Las roturas, en cambio, son
deformaciones discontinuas, puesto que rompen la continuidad de la masa rocosa,
que de este modo queda dividida en bloques separados por otras tantas soluciones de
continuidad, o planos de rotura. La generación de pliegues o roturas es consecuencia
del grado de cohesión del material sobre el que actúa la presión orogénica, de tal
modo que las rocas plásticas se pliegan, tanto más intensamente cuanto más plásticas
son, mientras que las rocas rígidas se rompen, faltas de elasticidad para una
deformación continua. De este modo se han dividido las rocas en orógenas o
plásticas, capaces de originar pliegues y plegamientos, y cratógenas o rígidas, aptas
sólo para engendrar roturas.
La caliza es una roca de plasticidad media y variable, puesto que cambiad en
relación con la estructura congénita. Así, las rocas calizas en bancos delgados tienen
un grado de plasticidad muy superior a las calizas masivas. Aquéllas se pliegan
fácilmente, éstas en cambio se rompen. En una serie caliza, pues, la plasticidad del
conjunto está en razón inversa del espesor de los estratos. En consecuencia,
encontrarnos en las calizas una gran variedad de formas y estilos tectónicos, puesto
que el polimorfismo de las series de estratos de caliza es muy grande. En las calizas
más plásticas se desarrollan pliegues, en las más rígidas, roturas, y en las de
plasticidad media, pliegues y roturas al mismo tiempo.
Los pliegues son ondulaciones de los estratos de longitud de onda mayor o menor,
a tenor de la intensidad de la fuerza que los ha originado. En ellos los estratos han
perdido su primitiva horizontalidad y presentan inclinaciones respecto al horizonte
llamadas buzamientos, El buzamiento viene expresado por el ángulo de buzamiento.
El pliegue más elemental es el anticlinal, que tiene forma de tejado y en sección
transversal se parece a una V invertida; en él pueden considerarse varios elementos
geométricos, que sirven para facilitar su estudio. La línea E-E' (Fig. V.5) que une los
puntos de máxima altura del pliegue se denomina eje; el plano a.b.c.d, que pasa por el
eje dividiendo el pliegue en dos partes se llama plano axial, las intersecciones del
plano axial con los planos de estratificación se denominan charnelas, siendo, por lo
tanto, líneas paralelas al eje del pliegue por las que han doblado los estratos; las dos
partes determinadas por el plano axial se denominan flancos; el plano termina en los
extremos del eje, variando entonces el buzamiento de los estratos de tal modo que
toman una posición perpendicular a la ordinaria del pliegue, llamándose terminación
periclinal a la región terminal del pliegue donde tiene lugar este cambio de buzamiento.
58
59
Fig. V-5. Deformaciones plásticas en calizas. A. Estructura congénita de un bloque
de caliza, Los únicos elementos estructurales son los planos de estratificación; B.
Estructura anticlinal. Elementos: Plano axial: Eje; T.P. Terminación periclinal; F.
Flanco; Ch. Charnelas; C. Tipos de pliegues: recto, inclinado, tumbado y acostado.
En una sección horizontal de un pliegue anticlinal puede verse cómo los estratos
más antiguos quedan en el centro de la sección y los más modernos en la periferia,
criterio que se utiliza para reconocer los pliegues anticlinales en secciones
horizontales; además, los flancos son siempre divergentes hacia la base del pliegue.
En una sucesión de pliegues, el pliegue complementario del anticlinal es el
sinclinal, que tiene forma de cubeta o de V. Sus elementos geométricos son los
mismos del anticlinal, pero ocupan posiciones diferentes y antagónicas: el eje esta
situado en la zona más baja del pliegue, los flancos son divergentes hacia fuera, es
decir, que el buzamiento se dirige hacia el eje; las charnelas se abren hacia arriba y en
sección horizontal las capas más antiguas se encuentran en la periferia del pliegue y
las mis modernas en el centro.
Todos los pliegues posibles existentes pueden revertirse finalmente a estos dos
elementos: anticlinal y sinclinal.
Una clasificación primaria de los pliegues se basa en la posición del plano axial
con relación al horizontal. Cuando el plano axial es vertical el pliegue se llama recto, si
está inclinado entre 90° y 45°, se llama inclinado; si lo está entre 45º y 10º, tumbado; si
60
es horizontal, acostado. Los pliegues inclinados y tumbados son de flancos
disimétricos y buzando en el mismo sentido; las terminaciones periclinales son breves
y agudas; en los pliegues acostados es frecuente, en cambio, que los flancos sean
simétricos; cuando estos flancos son muy largos y amplios, se llaman mantos.
También existen pliegues de un sólo flanco, que se llaman pliegues monoclinales o
simplemente flexiones.
Estos son los tipos elementales de pliegues o pliegues simples, Todos ellos son
frecuentes en las calizas, generados a consecuencia de una mayor o menor intensidad
tectónica o a tenor de que las fuerzas tectónicas antagónicas tengan igualo diferente
intensidad. Esta clasificación está basada en una visión bidimensional del pliegue, es
decir, en los cortes geológicos; pero los pliegues son en realidad cuerpos geológicos y,
por lo tanto, son tridimensionales. No se conoce, pues, bien un pliegue si se ignora su
desarrollo longitudinal, puesto que a lo largo del eje pueden variar sus características
geométricas hasta el punto de que un pliegue puede ser recto en un extremo, inclinado
en su parte central y tumbado o acostado en el otro extremo; todo estriba en que el
plano axial vaya inclinado hasta quedar horizontal. En estos casos, insistimos, el
campo de fuerzas que lo ha originado es heterogéneo en las zonas donde el pliegue
se inclina o acuesta, las dos fuerzas antagónicas han actuado con intensidad distinta,
siendo la fuerza de mayor intensidad la que tiene el mismo sentido del buzamiento.
Otra circunstancia interesante que nos ofrece el desarrollo longitudinal de un
pliegue, son las oscilaciones verticales de su eje. El eje del pliegue no se mantiene
nunca a la misma altura; en los casos más sencillos es una línea de trazado parabólico
que alcanza su máxima altura en el centro del pliegue y decae sensible y rápidamente
en la proximidad de las terminaciones periclinales. Pero ocurre frecuentemente que la
altura del eje decae después de haber alcanzado una cierta altura para volver a
elevarse, y así puede ocurrir varias veces; en este caso, los flancos afectados por
estas oscilaciones sufrirán deformaciones o pliegues transversales, de orientación
sensiblemente ortogonal aI eje; se trata, pues, de pequeños pliegues accesorios o
satélites. Cuando esto ocurre en varios pliegues próximos, paralelos, se forma una
disposición en enrejado o en parrilla que complica extraordinariamente la estructura.
'Todavía podemos considerar otros tipos de pliegues si consideramos su número
de ejes. Los pliegues descritos anteriormente son monoáxicos, es decir, tienen un solo
eje, pero pueden existir pliegues biáxicos que poseen dos ejes convergentes hacía la
base, en cuyo caso serán de tipo anticlinal y tendrán aspecto de hongo o paraguas,
por lo que se llaman fungiformes o diapíricos, los ejes pueden ser divergentes hacia la
base, en cuyo caso se formarán sinclinales cuyos flancos serán convergentes hacia
arriba, como los de los anticlinales (pseudo anticlinales o falsos anticlinales}, una
variación de estas estructuras son los pliegues encofrados, Pueden existir, finalmente,
pliegues poliáxicos o en abanico de ejes múltiples.
Estas formas simples se agrupan constituyendo conjuntos denominados pliegues
compuestos cuyas formas elementales son los anticlinorios y los sinclinorios,
conjuntos de anticlinales y sinclinales que en el primer caso se elevan en su conjunto y
en el segundo se deprimen. Otras veces la asociación de elementos se hace con
pliegues acostados, originándose apelotonamientos y amontonamientos de pliegues
que aumentan anómalamente la masa rocosa total.
Las calizas nos ofrecen multitud de ejemplos de estas estructuras en todas las
regiones plegadas.
Las roturas son deformaciones discontinuas que vienen siempre determinadas por
la presencia de un plano o solución de continuidad. Puede ocurrir que sobre este plano
61
una de las partes que divide a la' masa caliza se desplace. Las simples roturas se
llaman diaclasas (Fig. V.6); las roturas con desplazamiento de uno de los bloques se
llaman fallas; finalmente, las roturas pueden proceder u la fragmentación de los
flancos inferiores de los pliegues inclinados, tumbados o acostados, en cuyo caso se
llaman pliegues-fallas. No obstante, aunque roturas, los pliegues-fallas difieren
profundamente en cuanto a su génesis y geometría de las verdaderas roturas
(diaclasas y fallas), sobre todo en que sus planos son complejos y están formados por
fragmentos de los materiales del flanco inferior laminado; estas rocas trituradas se
llaman milonitas y son comparables a las brechas sedimentarias por sus caracteres
físicos, de manera que son verdaderas brechas tectónicas.
Los pliegues-fallas repetidos permiten el amontonamiento de flancos superiores
unos sobre otros, de manera que quedan imbricados o escamas. Cuando esta
estructura se produce en un pliegue tumbado, la escama se llama cabalgamiento, a
consecuencia de que el flanco superior puede superponerse al otro flanco superior del
pliegue siguiente y apoyarse sobre estratos más modernos que los que forman el
flanco superior superpuesto. Cuando el cabalgamiento procede de un manto y es de
gran envergadura, alcanzando más de 10 a 15 km de profundidad, recibe el nombre
de corrimiento y también manto o capa de corrimiento. Los accidentes de este estilo
cuyos desplazamientos oscilan entre 2, 10 ó 15 km se llaman plesiocapas o capas
próximas. El soporte de la capa de corrimiento es casi siempre una extensa zona de
milonitizacion, generada por la trituración mecánica del flanco inferior del pliegue
primitivo; otros varios elementos pueden considerarse en el manto de corrimiento,
entre ellos el frente, o zona de máximo desplazamiento y la raíz o zona de rotura del
flanco inferior. La distancia entre frente y raíz nos permite calcular el valor del
desplazamiento.
Cuando sobre un manto de corrimiento se instala una red hidrográfica generadora
de un relieve, puede ocurrir que la excavación fluvial alcance hasta el substrato
milonítico y aun al flanco superior del pliegue del substrato; un tal valle se llama
"ventana tectónica", porque permite la superposición anómala del flanco corrido al
sustrato autóctono. Finalmente, el desarrollo de la red hidrográfica puede producir la
fragmentación del manto en macizos independientes, desligados topográficamente de
las raíces por cuya circunstancia se denominan Klippes.
Pero ya hemos dicho que las verdaderas roturas eran las diaclasas y las fallas. Las
diaclasas son, pues, roturas sin desplazamiento y vienen determinadas por la
existencia de un plano o plano de diaclasas, la orientación de este plano en relación al
N. geográfico nos da la dirección de la diaclasa. El plano puede ser vertical o inclinado;
en el segundo caso puede medirse la inclinación, o ángulo que forma el plano de
diaclasa con el horizonte. No hay que confundir este ángulo con el del buzamiento de
los estratos, de que ya se ha hablado. El plano de diaclasa divide a la masa caliza
en .dos partes llamadas labios, que se designarán por su posición en relación con la
orientación del plano: una diaclasa de piano N-S tendrá labios W. y E. El trazado de un
plano de diaclasa rara vez es rectilíneo; generalmente es sinuoso, pero tiene una
dirección medía general, que es la dirección verdadera. Esto nos indica que para
conocer la verdadera dirección de una diaclasa no basta con medir la dirección de un
punto, sino que hace falta realizar una serie de mediciones en puntos diferentes y
obtener la media de todos ellos. Como las diaclasas no están aisladas, sino que se
encuentran reunidas en sistemas, fácil es comprender que si se quieren conocer las
características geométricas del sistema tendrá que hacerse la misma medición con
todos los individuos que lo componen, con lo que se ve claramente que el
conocimiento de las diaclasas de una masa caliza requiere un estudio estadístico.
62
V-6 Deformaciones discontinuas.
63
Los sistemas de diaclasas están caracterizados porque todos los individuos que
los componen tienen los mismos caracteres geométricos, es decir, dirección e
inclinación, a estos dos caracteres individuales debe añadirse uno colectivo, que es el
intervalo o distancia que existe entre los individuos del mismo sistema, distancia que,
dentro de unos límites, suele ser constante. Estos caracteres permiten, en la mayor
parte de los casos, agrupar los individuos en sistemas y separar unos sistemas de
otros.
Las masas calizas atectonizadas, que se encuentran en posición horizontal, como,
por ejemplo, las calizas pontienses de los páramos de nuestras Mesetas tienen sólo
cuatro sistemas de diaclasas: 1. Sistema longitudinal, orientado según la dimensión
mayor; 2. Sistema transversal sensiblemente ortogonal al anterior; 3. Dos sistemas en
aspa sensiblemente ortogonales entre sí, pero orientados a 45° con relación a los dos
anteriores. Los dos primeros sistemas, que son los principales, tienen los planos
verticales o subvertícales; los dos en aspa o secundarios, tienen los planos inclinados
alrededor de los 45°.
Un dato de mucho interés en lo que respecta a la Hidrogeología es la circunstancia
que los intervalos de un sistema de diaclasas son tanto más pequeños cuanto más
compacta es la roca. Así, pues, sobre una caliza margosa los intervalos pueden ser, y
son Siempre, muy grandes, del orden de varios metros; en cambio sobre una caliza
litográfica o sobre una dolomía compacta, los intervalos pueden ser de uno o varios
centímetros. El número de diaclasas por unidad de superficie puede llamarse densidad
de diaclasación, siendo de la mayor importancia en la circulación cárstica.
Las calizas plegadas tienen conjuntos de diaclasas más complejos, puesto que las
diaclasas son el resultado de la reacción del material ante una compresión mecánica.
En cada esfuerzo mecánico se forman dos sistemas de diaclasas ortogonales y
situados a 45° en relación a la dirección de la compresión, según lo demostraron hace
ya casi un siglo las experiencias de Daubrée, que han sido luego ratificadas por los
modernos estudios sobre resistencia de materiales. Así, pues, teóricamente, deben
formarse tantas parejas de sistemas de diaclasas como compresiones haya sufrido la
masa caliza. De este modo vemos cómo las calizas recientes, neógenas, sólo tienen
los cuatro sistemas ya indicados, pero las calizas paleógenas, mesozoicas, y sobre
todo paleozoicas que han sufrido varias orogénesis, tienen complicadas redes de
diaclasas a veces difíciles de analizar. Las complicaciones resultan, en primer lugar,
de la superposición de sistemas de edades diferentes, que tiene orientaciones
distintas él consecuencia de la desigual orientación de los campos de fuerzas. De aquí
que cualquier caliza mesozoica plegada tenga ocho o doce sistemas de diaclasas, sin
contar las pequeñas diaclasas propias del plegamiento que interfieren también con los
anteriores sistemas.
Estas últimas son pequeños sistemas que se generan como resultado de la
producción de campos de fuerzas locales durante el plegamiento y se producen en las
dobladuras de las charnelas o en el estiramiento de los flancos: tales como las
diaclasas de desgarre, engendradas por la acción de dos fuerzas iguales, de la misma
dirección y de sentido contrario; las diaclasas en abanico, que aparecen en las
charnelas de los anticlinales y de los sinclinales rectos; las diaclasas plumosas y en
general, la presencia de incontables leptoclasas que dividen la masa caliza en multitud
de pequeños paralelepípedos de formas diferentes, por no tener direcciones
dominantes.
Ya hemos dicho que el estudio de las diaclasas de una masa caliza es un estudio
estadístico, puesto que hace falta tomar muchas medidas y obtener unas medias que
nos darán los verdaderos valores de los elementos geométricos. Para facilitar este
64
estudio se utiliza la proyección estereográfica, de manera análoga a como se emplea
en Cristalografía, puesto que los planos de diaclasa, por su posición en el espacio, son
comparables a las caras de los cristales.
Esta proyección (Fig. V.7) consiste en considerar el plano de diaclasa situado
dentro de una esfera, desde cuyo centro se traza una perpendicular a dicho plano,
prolongándose hasta que corte a la superficie esférica, lo que hará en un punto que se
,denomina polo (P). Si se une dicho polo a la diaclasa con el polo S. de la esfera, que
se denomina punto de vista de la proyección (V), se obtendrá una recta que cortará al
plano ecuatorial de la esfera en un punto, será la proyección del polo de la diaclasa
sobre el plano ecuatorial de la esfera, que se toma, por consiguiente, como plano de
proyección. De este modo, fácil es comprender que las proyecciones de las diaclasas
paralelas al plano de proyección, es decir, de las diaclasas horizontales, estarán
situados en el centro del plano de proyección, mientras que las proyecciones de las
diaclasas perpendiculares a dicho plano de proyección, es decir, verticales, se situarán
en la periferia del plano de proyección; entre ambas se situarán las proyecciones de
las diaclasas inclinadas, aproximándose tanto más a la periferia del plano de
proyección cuanto mayor sea su inclinación. Este sistema de proyección permite,
pues, la representación gráfica de los dos elementos geométricos fundamentales de
las diaclasas, que como ya hemos dicho son su dirección y su inclinación, y al mismo
tiempo permite agrupar con bastante aproximación a los individuos del mismo sistema,
puesto que aquellas que tengan características geométricas parecidas se encontrarán
en la misma zona del plano de proyección.
Fig. V-7. Proyección estereográfica de diaclasas. Desarrollo de la proyección
estereográfica de una superficie plana con dirección (l) y buzamiento (δ). Polo de
la proyección (P). (Ramsay, 1967).
El último tipo de roturas son las fallas (Fig. V.6) o roturas con desplazamiento de
uno de los labios de la diaclasa. Las verdaderas fallas son, pues, formas tectónicas
derivadas de diaclasas, propias de las rocas cratógenas sin conexión genética alguna
con los pliegues-fallas ya descritos, y sus formas tectónicas derivadas (escamas,
cabalgamientos, etc.). Tal vez el único punto de convergencia entre ambas formas
estriba en el movimiento de una de las masas rocosas cortadas por el accidente. No
obstante, en muchas obras de Geología se confunden ambos accidentes.
65
Las fallas están determinadas, pues, y ante todo, como las diaclasas. por su plano,
que en este caso se llama plano de falla; la orientación de este plano nos da también
la dirección de la falla: el plano divide dos labios, que en este caso se denominan
inferior el más bajo y superior el más alto, y también labios hundido y elevado,
respectivamente. La distancia vertical entre los dos labios de la falla recibe el nombre
de salto, magnitud que expresa el valor del desplazamiento existente entre los dos
labios. El salto de la falla no es una magnitud constante, sino que varía
considerablemente a lo largo del plano hasta anularse; la falla, como todo otro. es
limitado, y por tanto, comienza con un salto pequeño; aumenta hasta un máximo para
luego disminuir hasta anularse. Aunque haya fallas que cortan la corteza terrestre en
muchos kilómetros, todas comienzan y terminan del mismo modo.
Los planos de falla tienen estructuras complejas cuando proceden del
deslizamiento de dos labios separados por diaclasas muy juntas; entonces se forman
bloques y brechas en el plano (brechas de falla), y los bloques al deslizarse unos
sobre otros presentan caras pulimentadas y estriadas llamadas espejos de fallas del
mismo modo pueden formarse diaclasas y fallas satélites, ortogonales o paralelas al
plano principal.
Las fallas, al igual que los pliegues, se clasifican primariamente por la posición del
plano de falla con respecto al horizonte; si el plano es vertical la falla se llama recta, si
está inclinado hacia el labio hundido se llama normal; si se inclina hacia el labio
elevado, inversa. No obstante, tal como ocurría con los pliegues, una falla puede variar
sus características geométricas a lo largo de su plano, tanto más cuánto que tienen
generalmente un desarrollo longitudinal mayor que los pliegues; así, una falla puede
ser normal en una porción de su recorrido, recta en otra e inversa en otra zona,
cuando el plano va inclinándose progresivamente hacia el labio elevado.
Existen además otros tipos de fallas, como las rotatorias o tijera, en las que a lo
largo de su recorrido se produce una inversión de la posición de los labios; el labio
elevado en su sector pasa a ser labio hundido en otro, con lo que se tiene la impresión
de que los labios han girado sobre un eje perpendicular al plano de falla. También
existen fallas compensadas, en las cuales el salto va disminuyendo progresivamente
hasta anularse o casi para luego aumentar hasta volver a tener la magnitud primitiva.
Muchas fallas tienen sus planos curvados y se denominan entonces fallas curvas.
Las fallas, como las diaclasas, van asociadas formando sistemas; estos sistemas
siguen las mismas directrices que los de las diaclasas, y generalmente fallas y
diaclasas pueden corresponder a un sistema común. Los bloques calizos delimitados
por fallas se llaman dovelas. A menudo aparecen dovelas escalonadas, limitadas por
fallas llamadas en escalera; estas dovelas pueden delimitar zonas hundidas pilares
tectónicos o "horts". Cuando se cruzan varios sistemas de fallas delimitando dove las
de contornos rectangulares o poligonales aparece la llamada tectónica de mosaico y
los campos de fallas.
V.8. ESTILOS TECTÓNICOS DE LA CALIZA
Por las razones de su contextura física, que ya hemos expuesto anterior mente, la
caliza aparece involucrada en toda clase de estructuras tectónicas y, por consiguiente,
se encuentra en todos los estilos tectónicos. En principio, la caliza es un material
orógeno que tiene muchas más tendencias al plegamiento que a la fracturación. Por
esto, la encontramos involucrada a los estilos tectónicos de tipo alpino, interviniendo
en toda clase de plegamientos, desde anticlinales muy laxos de estilo jurídico, hasta
66
estilos isoclinales; en mantos y en las zonas de tectónica más intensa forma muchas
veces los flancos superiores rígidos de las escamas cabalgamientos y aun mantos de
corrimiento.
Las calizas tienen también, a veces, estilo disarmónico, cuando se pliegan en
capas delgadas entre otras más potentes, y estilo extrusivo, cuando un anticlinal d
caliza perfora una capa de margas o arcillitas suprayacentes.
También aparecen estructuras calizas en las montañas de tipo sajónico, en que
zócalos antiguos, cratonizados, están cubiertos por exiguos espesores de rocas más
modernas; en estos casos la tectónica que se genera es una tectónica de fallas puesto
que es el zócalo el que desempeña el principal papel en la reacción mecánica del
esfuerzo tectónico; en estos casos la débil cobertura se rompe también aparecen
rocas relativamente plásticas, como las calizas cortadas por dislocaciones y aun
involucradas en estructuras en mosaico, caso muy frecuente en todas las plataformas
continentales de las cuencas alpídicas. Únicamente en este caso las calizas aparecen
fracturadas y cortadas por redes de fallas.
La tectónica de la caliza es, pues, compleja; de aquí la complejidad que ofrece el
desarrollo de los fenómenos cársticos, dada la diversidad de formas tectónicas en las
que pueden formarse.
V.9. LAS FISURAS
Las estructuras sinsedimentarias y tectónicas que acabamos de analizar en las
calizas constituyen un conjunto de soluciones de continuidad que dividen a la masa
caliza en bloques paralelepipédicos. Estas soluciones de continuidad (planos de
estratificación, diaclasas, fallas) reciben genéricamente el nombre de fisuras y son
comunes a todas las rocas sedimentarias que tienen un cierto grado de rigidez. El
conjunto de fisuras de una roca recibe el nombre de fisuración.
El interés que tienen las fisuras desde el punto hidrogeológico es enorme, puesto
que toda la infiltración y circulación del agua en las rocas compactas se realiza a su
través. Sin la fisuración, una parte importante del agua de precipitación atmosférica no
sería absorbida, y la circulación subterránea quedaría restringida a las rocas porosas.
La fotografía aérea permite preparar buenas masas de iso fracturación superficial de
grandes aplicaciones a estudios de hidrogeología cárstica.
Las fisuras, como todos los accidentes estructurales, se presentan a escalas
distintas; desde la escala microscópica a la megascópica. Existen, pues, microfisuras,
como los planos de las rocas microestratificadas, las leptoclasas y las microfallas,
macrofisuras, como los planos de estratificación normales, las diaclasas y algunas
fallas; megafisuras, como algunas diaclasas y fallas. Existen en la corteza terrestre
accidentes estructurales de jerarquías diferentes que han obligado a los geólogos a
establecer unas escalas de elementos geológicos, sin las cuales no podrían
comprenderse en su totalidad los fenómenos geológicos.
67
BIBLIOGRAFÍA
CAROZZI, A. (1953). "Petrographie des Roches Sédímentaires". Dunod. Ed. Suisse.
250 págs., 27 figs.
FLUGEL, H. W. (1968). Some notes on the insoluble residuos in Limestones en Müller
y Fiedman. - "Recent Developments in Carbonate Sedimentology in Central Europe".
Springer, New York., pp. 46-54.
FOLK, R. L. (1959). "Practical petrographic classification of Limestones" Am. Assoc.
Petroleum Geologists. Bull., vol. 43, núm. 1, pp. 1-38.
FRIEDMAN, G. M. (1965). "Terminology of crystallízation textures and fabrics in
sedímentary rocks". Jour. Sedím. Petrol., vol. 35, núm. 3., pp. 643-655.
GEZE, B. (1965), "Les conditions hydrogéologiques des roches calcaires. Chron".
Hydrogéol., B.R.G. M., 7, pp, 9-39.
HAM, W. E. (ed.) (1962). "Classitlcation of carbonate rocks: A symposium". Amer.
Assoc. Petrol. Geologist. Tulsa.
HERNANDEZ PACHECO. E. (1932). "Síntesis Fisiográfica y Geológica de España".
Trab. del Museo Nacional de Ciencias Naturales. Serie Geológica. Madrid. núm. 38, 7
mapas, 586 págs., 27 figs.
NORTH, J. F. (1930). Limestone. London.
OSTROM, M. E. (1959). "Clay mineralogy of some carbonate rocks of lllinois". Ph. D.
dissertation, Univ. Illinois.
PETTlJOHN, F. L. (1963). Rocas Sedimentarias. Ed. Univ. Buenos Aires. 713 págs.,
173 figs., 40 láms.
WOLF, K.H. (1960). "Simplified classification of limestone". Am. Assoc. Petrol. Geol.
Bull., vol. 44, núm. 8, pp. 1.414-1.416.
68