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LOS RECURSOS HIDRICOS SUBTERRANEOS
CICLO HIDROLÓGICO Y MEDIO AMBIENTE
INDICE GENERAL
I. LAS AGUAS SUBTERRANEAS
1. Introducción 3
1.1. Definición de hidrogeología. 3
1.2. Relación con otras ciencias. 3
2. El agua subterránea como recurso 4
2.1. Tipos de formación: acuífero, acuífugo, acuícludo, acuitardo. 4
2.2. Tipos de acuíferos: freáticos, semiconfinados y confinados. 4
2.3. Parámetros fundamentales de la hidráulica subterránea. 5
2.4. Parámetros fundamentales de los acuíferos. 9
2.5. Ecuación general del movimiento del agua subterránea: Ley de Darcy. 10
3. Clasificación de las rocas. 14
3.1. Las rocas ígneas 14
3.2. Las rocas metamórficas 19
3.2.1. Las aguas subterráneas en las rocas ígneas y metamórficas. 22
3.3. Las rocas sedimentarias. 23
3.3.1. Las aguas subterráneas en las rocas sedimentarias. 31
3.4. Las aguas subterráneas en las regiones de climas extremos. 33
3.4.1. Regiones húmedas de precipitación elevada. 33
3.4.2. Regiones áridas. 34
3.4.3. Regiones de suelos permanentemente helados. 35

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II. Ciclo hidrológico y medio ambiente – El agua nuevo desafío para la supervivencia
1. Ciclo hidrológico y balance hídrico. 37
1.1. Ciclo hidrológico - conceptos básicos 37
1.1.2 Descripción de los fenómenos intervinientes en el ciclo hidrológico. 38
1.2. Balance Hídrico. 39
1.2.1. Conceptos generales 39
1.2.2. Metodología para la aplicación de los balances hídricos 41
1.2.3. Componentes principales del balance hídrico 41
1.2.4. Formulación básica de la ecuación de balance hídrico. 42
1.3. Balance hídrico terrestre y cambios climáticos. 43
2. La escasez del agua dulce. 45
3. Conflictos ambientales mundiales por el agua. 46
4. Los nueve grandes. 47
5. La ley del agua. 48
Bibliografía 49
ANEXOS
Anexo I: Agua de hoy sed de mañana – algunos datos extraídos del 50
diario La Nación, diciembre 1992.
Anexo II: Minerales 54

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1. INTRODUCCION
El estudio del agua subterránea es importante para la realización de obras de ingeniería, para la
ejecución de investigaciones geológicas y muy especialmente para el desarrollo de obras de
captación de dicha agua con fines de abastecimiento para satisfacer las necesidades del hombre.
Las formaciones geológicas en que se acumula el agua subterránea y que son capaces de cederla
reciben el nombre de acuíferos. Los acuíferos sirven como conductos de transmisión y como
depósitos de almacenamiento. Como conductos de transmisión transportan el agua subterránea
de las áreas de recarga, hacia lagos, pantanos, manantiales, pozos y otras estructuras de
captación. Como depósitos de almacenamiento, los acuíferos actúan suministrando agua de sus
reservas para ser utilizada cuando la extracción exceda a la recarga y, a la vez, almacenando
agua durante los períodos en que la recarga resulta mayor que la extracción.
1.1. Definición de hidrogeología.
La hidrogeologia puede ser definida como el estudio de las aguas subterráneas cuyo énfasis
especial recae sobre su aspecto químico, circulación y circunstancias geológicas condicionantes.
El término hidrogeología fue utilizado por primera vez en el año 1802 por el conocido naturalista
francés Lamarck. Lamarck atribuyó al término un significado casi idéntico al de “geología hídrica”
de Powell, quien la definió como el estudio de los fenómenos de degradación (erosión) y
deposición geológicas debido a la acción del agua. Lucas en 1879, fue probablemente el primero
que utilizó el termino “hidrogeología” para designar el estudio geológico del agua subterránea.
Mead definió el término “hidrogeología” como el estudio de las leyes relativas a la existencia y
movimiento de las aguas subterráneas. Mead en su definición acentúo el carácter especial de
“estudio del agua subterránea considerada como un elemento geológico cuyo conocimiento
contribuye a lograr la comprensión del origen y evolución de los cursos superficiales de agua y
de los sistemas de drenaje”.
Posteriormente, Meinzer subdividió la ciencia hidrológica en hidrología de superficie e hidrología
subterránea (o geohidrología). Para Meinzer, la hidrología, en el sentido más amplio, es la ciencia
que se ocupa específicamente del estudio del ciclo hidrológico completo del agua, desde el
momento en que ésta cae desde la atmósfera a la tierra hasta que desemboca en el mar o vuelve
a la atmósfera.
1.2. Relación con otras ciencias.
La hidrogeologia esta fuertemente relacionadas con otras ciencias. Estas son, primero las
ciencias básicas como: matemática, física y química, ya que los conocimientos de estas ciencias
son imprescindibles para una correcta comprensión de la hidrogeología.
Otras ciencias a las cuales esta estrechamente ligada son: geología, hidrología superficial,
meteorología. Es por ello que por lo general los estudios y proyectos hidrogeologicos son
interdisciplinarios, en donde intervienen, geólogos, físicos, químicos, ambientalistas, etc.
Es importante destacar la estrecha relación que también existe entre la hidrogeología y ciencias
como las ingenierias civil y agrícola.
2. EL AGUA SUBTERRANEA COMO RECURSO

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2.1. Tipo de formación.
Acuífero: es la formación geológica que tiene posibilidades de almacenar agua en su interior y
puede transmitirla a las obras de captación en cantidades económicamente apreciables.
Ejemplo: depósitos sedimentarios no consolidados como arenas, gravas (aluviones de río, etc.)
o rocas plutónicas fracturadas, estratos de areniscas porosas, bancos de calizas, etc.
Acuífugo: es la formación geológica que no contiene agua ni la puede transmitir.
Ejemplo: macizo granítico o roca metamórfica sin fracturación.
Acuícludo: es la formación geológica que conteniendo agua en su interior, incluso hasta la
saturación, no la transmite y por lo tanto no es posible su explotación.
Ejemplo: arcillas, por lo general de origen deltaico.
Acuitardo: es la formación geológica que conteniendo apreciable cantidad de agua la transmite
muy lentamente, por lo que no son aptos para emplazamientos de captaciones, pero sin embargo
bajo condiciones especiales, permiten una recarga vertical desde otro acuífero o acumulación de
agua, que en ciertos casos puede ser importante.
Ejemplo: un nivel o manto de arcilla limosas o arenosas pueden comportarse como un acuitardo
si esta colocado encima o debajo de un acuífero al cual puede recargar o incluso recibir agua del
mismo.
2.2. Tipos de acuíferos
Las clasificaciones de los acuíferos pueden variar según el factor que se tome en cuenta para
hacerlas. De este modo se pueden clasificar los acuíferos según los materiales litológicos que los
constituyan (detríticos, fisurados, volcánicos, etc.) o, como en este caso vamos a tomar el factor
de la presión hidrostática del agua encerrada en los mismos, lo cual se traduce en unas
circunstancias prácticas muy útiles al hablar de captaciones de ese agua.
Libres, no confinados o freáticos: son aquellos en los cuales existe una superficie de agua
encerrada en ellos, que está en contacto con el aire, a través de espacios porosos, y por lo tanto
de la presión atmosférica. Está formado en general por un estrato permeable parcialmente
saturado de agua que yace sobre otro estrato impermeable o relativamente impermeable. En la
mayoría de los casos existe solamente un nivel freático. Se asientan sobre un manto
impermeable.
Acuíferos cautivos o confinados: son aquellos en los que el agua está sometida a una presión
superior a la atmosférica. Por lo tanto el efectuar una perforación, el agua asciende a un nivel
superior al del techo del acuífero y por lo tanto tienen una superficie piezométrica imaginaria,
resultante de unir todos los puntos o niveles que alcanzaría el agua para igualar su presión con
la presión atmosférica.
Acuíferos semiconfinados: es un acuífero en condiciones similares al cautivo, pero cuya base
(parte inferior) y/o techo (parte superior) que lo encierra, no es totalmente impermeable sino
un acuitardo, por lo que puede recibir recarga o perder agua según la diferencia de potenciales
entre ambos. La presión a la cual se encuentra el agua es función de la altura del área de recarga,
expansión del agua y compresión de la matriz sólida.
La liberación del agua se produce por compactación de la matriz sólida, elasticidad del agua y
en casos especiales por gravedad.

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2.3. Parámetros fundamentales de la hidráulica subterránea.
El suelo es un material complejo constituido por tres fases:
 Sólido: material mineral y sustancia orgánica.
 Líquido: agua
 Gaseoso: aire y vapor de agua
A) Complejo sólido – aire
Constituye la trama de las rocas y el soporte de las aguas subterráneas a manera de una
esponja. Los elementos de una fase sólida pueden corresponder a una roca compacta o a una
incoherente.
Estudio del complejo en si: porosidad

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Porosidad total (m o p): es la relación (porcentaje) entre el volumen de espacios vacíos Vv y
el volumen total de la formación.
m = (Vv / V) * 100
La porosidad de una roca puede ser PRIMARIA si se adquirió en el momento de formación de la
roca (por ejemplo una arena), o SECUNDARIA si se ha adquirido posteriormente por disolución
o/y fisuración (como en los materiales karstificados).
La porosidad total depende de:
Forma de los granos: este es un factor importante en las gravas y arenas; no así en el caso
de los elementos finos.
Dimensiones de los granos: a mayor uniformidad, la porosidad aumenta, puesto que en una
muestra bien graduada las partículas finas obstruyen los poros.
Disposición de los granos: (grado de acomodamiento). Según este factor, para iguales
formas, la porosidad puede variar entre 25% y 47%.
Cementación y compactación: si aumenta este factor, disminuye el volumen de espacio y
disminuye la porosidad.
Indice de Vacíos (e): es la relación entre el volumen de espacios y el volumen de la fase
sólida.

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e= (Vv / Vs) * 100
m = (Vv / V) = Vv / (Vv + Vs) = ((Vv/Vs) / (Vv /Vs + 1)) = e / (1+ e)  m = e /(e+1)
e = (Vv / Vs) = Vv / (V - Vv) = ((Vv/V) / (1 - Vv /V)) = m / (1- m)  e = m /(1 - m)
B) Fase Líquida
Existen tres tipos de agua:
Categoría Características Tipo Extracción
Retención Es absorbida por
fuerzas eléctricas
superficiales de las
rocas, debido al
carácter dipolar de las
moléculas de agua.
Higroscópica Calcinación
Pelicular
Centrifugado
Capilar
Es retenida por
fuerzas de capilaridad
y puede elevarse por
encima de la
superficie y
mantenerse por
tensión superficial.
Aislada
Continua
Gravedad
Gravífica
Es la parte activa pues
puede circular por
acción de una
diferencia de presión.
Gravífica
C) Complejo sólido – agua – aire
El comportamiento hidráulico del acuífero se describe por los siguientes parámetros:
Porosidad eficaz (me): es la relación entre el volumen de agua gravifica y el volumen total.
El agua gravífica es la única que puede circular y explotarse. Circula solo a través de los espacios
vacíos útiles o interconectados, la porosidad eficaz representa en definitiva a estos últimos y por
lo tanto es un parámetro de mucha importancia práctica.
me = Vw Libre / V
Una roca puede ser muy porosa, pero si los huecos no están conectados no será productiva
hidráulicamente, este es el caso de las arcillas.

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La porosidad eficaz depende de:
 Dimensión: a mayor diámetro mayor porosidad eficaz (las gravas tienen porosidad eficaz
alta y las arcillas bajas)
 Disposición de los granos.
Retención específica (ms): es la relación entre el volumen de agua (de retención capilar
aislada) Vr retenido por la roca después que ha percolado el agua gravífica y el volumen total
de la roca.
ms = Vw retenida / V
por lo tanto:
me + ms = Vg / V + Vr / V = (Vg + Vr) / V = Vv / V = m
me + ms = m
La porosidad eficaz representa una fracción a menudo pequeña de la porosidad. Este para metro
es muy importante pues indica las reservas útiles del acuífero.
Valores de porosidad eficaz:
Gravas..... 25%
Arenas..... 20%
Limos....... 20%
Arcillas..... 3%

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El tamaño de los granos determina una cierta superficie especifica (Se) (superficie/volumen), la
cual influye en los fenómenos de absorción . Por ejemplo en arcillas cuando:
• El diámetro (d) disminuye
• La superficie especifica (Se) aumenta
• El volumen de aguas de retención (Vr) aumenta
• La retención especifica (ms) aumenta o la porosidad eficaz (me) disminuye
2.4. Parámetros fundamentales de los acuíferos.
Los tres para metros siguientes son los fundamentales que describen el comportamiento
hidráulico de un acuífero: permeabilidad (K), transmisividad (T) y coeficiente de
almacenamiento (S).
Permeabilidad (K): es el caudal que pasa por una sección del acuífero de superficie unitaria
bajo un gradiente unitario a una temperatura determinada (20 oC).
Q = K * y * A entonces K = Q / (A * i) ((L3 / T )) / (L2)
K = ( L / T )
Valores de K (m/día):
Gravas .....104
Arenas......10
Limos .......10-2
Arcillas......10
Transmisividad (T): es el caudal que circula por una sección de acuífero de ancho unitario y
altura igual al espesor saturado para un gradiente unitario a una temperatura fija (20 oC).
Si la sección A tiene un ancho b y una altura h, entonces: A = b * h
Q = K * i * (b * h) = (K * h) * i * b = T * i * b
T= K * h
T = Q / (b * i) ((L3 / T )) / (L2) = (L2 / T )
Coeficiente de almacenamiento (S): es el volumen de agua que puede ser liberado por un
prisma vertical de acuífero de sección unitaria y altura igual al espesor del acuífero para una
disminución unitaria del nivel piezometrico o carga hidráulica.

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La disminución de carga puede ser:
• De nivel saturado (freatico) lo que implica disminución física: Ah
• De presión (confinado) lo que implica disminución imaginaria Ap
S es adimensional y sirve para identificar el tipo de acuífero:
Libres .......... 3 * 10 –1 a 5 * 10 –2
Semiconfinado........ 5 * 10 –2 a 5 * 10 –3
Confinado.......... 10 –4 a 10 –6
2.5. Ecuación general del movimiento del agua subterránea (Ley de Darcy).
La ley fundamental que rige el comportamiento de las aguas subterráneas es la Ley de Darcy.
Esta ley es valida solo para condiciones netamente definidas:
• Medio homogéneo e isótopo
• Flujo en régimen laminar
• Sustrato impermeable horizontal
La experiencia de Darcy consistió en hacer fluir agua a través de una columna de arena de
sección A, altura unitaria y bajo una carga de agua h. Encontró que el caudal se rige por la
expresión:
Q = - K * i * A
Donde a su vez:
Q = - K * (h / l ) * A
Q = caudal que pasa a través de una sección del acuífero
k = permeabilidad
A = área de la sección de acuífero considerada
i = gradiente o potencial hidráulico
i = H/L (ver dibujo)

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K = coeficiente de permeabilidad de Darcy
i = gradiente hidráulico o perdida de carga por unidad de longitud o trayecto de flujo (i = h / L)
A = área de la muestra
El caudal que atraviesa la columna de arena es proporcional a la carga e inversamente
proporcional a la longitud de la columna. La perdida de carga por unidad de longitud (i) es
proporcional, según una ley, a la velocidad V del agua; siendo K el coeficiente de
proporcionalidad
Q / A = - K * i
El signo (-) se debe a que el agua se desplaza desde el potencial mas alto al mas bajo, buscando
el plano de menor energía.
Con este avance del agua se produce una disminución del nivel piezometrico, modificado como
consecuencia de la necesidad de vencer las fuerzas de fricción a través del medio poroso
saturado. A mayor longitud, menor carga, de allí el signo negativo. Cuando la proporcionalidad
lineal entre esa perdida por unidad de trayecto y la velocidad se expresa en términos
matemáticos, se obtiene la denominada LEY DE DARCY:
Coeficiente de permeabilidad de Darcy o conductibilidad hidráulica (k).
Es el caudal que pasa por una sección unitaria de acuífero bajo un gradiente unitario a una
temperatura de 20 oC.
Q = - K * i * A - K Q / ( A * i) = - V / i
K es un parámetro que considera tanto la fase sólida como el comportamiento liquido. Su valor
depende de:
a) Factores intrínsecos: dependen del medio poroso.
• Diámetro de los granos: K = C * d2
La permeabilidad (K) es directamente proporcional al diámetro de los granos elevado al cuadrado

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• Superficie específica (Se)
Cuando aumenta la adsorción, disminuye la percolacion. La permeabilidad es inversamente
proporcional al cuadrado de la superficie específica.
• Porosidad eficaz
La permeabilidad es directamente proporcional a la porosidad eficaz.
Un terreno muy poroso puede ser muy permeable si sus poros son grandes y bien
interconectados, tal como sucede en la grava limpia, o bien puede ser casi impermeable si sus
poros son muy pequeños y cerrados en las arcillas.

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Un terreno de baja porosidad, en general, es poco permeable ya que las conexiones entre poros
son difíciles y reducidas. La porosidad elevada es una condición necesaria pero no suficiente
para una buena permeabilidad.
b) Factores extrínsecos: dependen del fluido.
• Viscosidad dinámica ()
La permeabilidad es inversamente proporcional a la viscosidad dinámica.
• Densidad ()
La densidad es inversamente proporcional a la viscosidad dinámica, las cuales son funciones de
la temperatura y de la presión. Cuando aumenta la temperatura, disminuye la viscosidad y
densidad.
Para obtener u coeficiente Ko que dependa solo de las propiedades del medio, se relaciona:
K = Ko * ( / )
Ko = permeabilidad intrínseca específica o geométrica propia de cada medio en particular.
Ko = C * d2
C = factor de forma. Tiene en cuenta los efectos de estratificación y disposición de los granos,
distribución del tamaño, etc.
d= tamaño medio de los poros del terreno
En las condiciones habituales de yacimiento de las aguas subterráneas, las variaciones de
temperatura, viscosidad y densidad son nulas por lo tanto la permeabilidad (K) es similar a la
permeabilidad intrínseca (Ko). En el caso de grandes profundidades y debido al grado
geométrico, son importantes las variaciones de temperatura y presión y debe aplicarse:
Q = Ko * (  /  ) * A * i
Gradiente Hidráulico (i): es la perdida de carga por unidad de longitud o trayecto i = h / l, o
sea es la pendiente de la curva que representa el perfil de depresión de la superficie
piezométrica.
Area de pasaje (A): es el área total (espacio poroso + fase sólida). Es un concepto ficticio que
da una sección de pasaje mayor a la que en realidad tiene. Esto da origen a que la velocidad V
calculada según Darcy sea una velocidad aparente.
V = Q / A = K * i
Es una velocidad reducida, menor que la real, ya que está referida a la sección total.

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Velocidad real media
Cuando la sección de pasaje se halla limitada a los espacios porosos (la porosidad siempre es
menor que l), se reduce la sección y aumenta la velocidad.
Vm = Q / (A * m) = (K * i) / m = V / m
A m < A (m  1) entonces se reduce la sección, por lo tanto V aumenta.
Velocidad real efectiva
Ve = Q / (A * me) = (K * i) / me = V / me
La sección de pasaje es la que corresponde a los poros interconectados.
A * me < A * m (me  m)
Entonces si A disminuye, la velocidad aumenta.
La velocidad que se observa en la naturaleza es Ve, es decir la que se mide en el campo ya que
el agua gravífica solo circula por los espacios porosos interconectados.
V < Vm < Ve
En base a las velocidades se puede calcular el caudal de la siguiente manera:
Q = V * A
Q = const. Q = Vm * A * m = V * A
Q = Ve * A * me = V * A.
Ambito de validez de la Ley de Darcy: esta ley describe un flujo laminar en un medio
homogéneo e isótropo con un sustrato impermeable horizontal.
Flujo laminar: el régimen de escurrimiento depende del Número de Reynolds:
Re = (v * d * ) /  Re < 4: laminar
Re > 4: turbulento
En donde:
Re = Número de Reynolds
v = velocidad de circulación
d= diámetro de circulación
 = viscosidad dinámica
 = densidad
La velocidad (v) depende de la permeabilidad (K) y del gradiente hidráulico (i). El valor de i en
condiciones normales es pequeño y compatible con el régimen laminar, salvo en las cercanías
de las obras de captación.

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3. Clasificación de las rocas.
Existe una gran diversidad de roca, pero debido a la finalidad de este apunte, el agrupamiento
aquí considerado tiene por objetivo tratar aquellas de mayor relevancia hidrogeológica.
La capacidad de transmitir agua depende del tipo de formación geológica. Las rocas pueden ser
divididas en tres grandes grupos:
3.1. ROCAS IGNEAS
Consideramos rocas ígneas aquellas que resultan de la cristalización de un magma. Por magma
puede entenderse una mezcla silicatada parcial o totalmente líquida, generalmente como
resultado de la fusión de rocas preexistentes.
La composición química de los magmas es muy diversa y por lo tanto lo es también el conjunto
de rocas que se obtienen luego de su cristalización por enfriamiento. El proceso en si que lleva
a la consolidación de un magma es también un factor que incide en el producto resultante,
iguales composiciones químicas, pero diferentes condiciones de solidificación dan como producto
rocas de aspecto muy diverso.

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El estudio de las rocas se basa en métodos propios de la mineralogía, geología, química y de la
física, y requiere la identificación precisa de los minerales presentes. La mayoría de las veces
las rocas son heterogéneas, es decir, están compuestas por más de una fase mineral, y además
de su identificación precisa es necesario describir o cuantificar las relaciones entre las especies
que integran la roca (su textura).
Existen diferentes criterios para clasificar una roca ígnea, algunos se basan en su quimismo,
otros en su composición mineral y todos ellos de alguna manera tienen en cuenta la textura.
Clasificación textural de las rocas ígneas
Este criterio de clasificación atiende a la forma, disposición y tamaño relativo de los cristales
constituyentes de una roca, pasando por alto las especies minerales involucradas. En este
sentido, el cuadro se considera suficientemente explícito como para reconocer a que categoría
textural pertenece una roca dada.
La textura de la roca es directamente dependiente del ambiente geológico (profundidad) de
cristalización del magma, es así que se pueden distinguir:
a) Rocas intrusivas (o plutónicas): cristalizadas lentamente en profundidad. El descenso
muy gradual de la temperatura permite que los minerales se desarrollen, obteniéndose
texturas granudas.
b) Rocas hipabisales (o filonianas): cristalizadas a profundidad intermedia, en filones,
diques, sills, apófisis, etc. Suelen "heredar" algunos cristales de mayor tamaño de la cámara
magmática, los que quedan inmersos en una matriz de grano fino. La textura resultante es
la porfírica.
c) Rocas efusivas (o volcánicas): cristalizadas en superficie, bajo condiciones de presión
atmosférica. Las bajas temperaturas impiden el desarrollo de cristales de tamaño visible, y
las condiciones de presión habilitan la desgasificación, responsable en el caso de los basaltos
de los niveles vesiculares o vacuolares superiores.

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Clasificación mineral de las rocas ígneas
Esta clasificación estrictamente llamada "modal", divide las diversas rocas ígneas en grupos o
clases estableciendo rangos en que diferentes especies minerales pueden aparecer en la roca en
cuestión.
La misma permite identificar la pertenencia a una clase u otra basándose únicamente en la
proporción de cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasa y eventualmente la cantidad de
minerales ferromagnesianos presente. El tipo de diagrama utilizado -diagrama triangular-
permite la representación de un sistema ternario como un punto con posición definida en un
triángulo equilátero.
La condición que ha de cumplir el sistema ternario para ser representado como un punto es
justamente que la suma de los porcentajes relativos de cada uno de los componentes sea 100%.
De ello se deriva que en principio no tendremos en cuenta para clasificar una roca nada más que
los porcentajes relativos de cuarzo, feldespatos alcalinos y plagioclasa.
Por ejemplo, consideremos una roca formada por 33% de cuarzo, 22% de plagioclasa
(oligoclasa), 37% de feldespato potásico (ortosa), 6% de biotita, 1% de epidoto y 1% de circón.
A los efectos de la clasificación modal llevamos las proporciones de cuarzo, plagioclasa y
feldespato potásico al 100%: Qz = (33x100)/92 = 36% Pg = (22x100)/92 = 24% Kf =
(37x100)/92 = 40% De esta manera, el análisis modal de la roca se plotea en un diagrama
triangular de vértices Q - A - P y queda representado por un punto dentro del campo de los
granitos. Clasificamos la roca entonces como un granito a biotita, dejando en claro cual es la
fase mineral accesoria más importante

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Clasificación química de las Rocas Igneas
Todas las rocas ígneas pueden ser clasificadas en base a su quimismo, aunque este criterio es
especialmente apto para aquellas de grano muy fino (afaníticas) o vítreas, para las cuales la
mineralogía es imposible de definir.
Una vez analizada, los resultados composicionales son expresados -por lo general- en porcentaje
en peso de los óxidos de los elementos mayoritarios: sílice (SiO2), aluminio (Al2O3), hierro (FeO
- Fe2O3), magnesio (MgO), manganeso (MnO), titanio (TiO2), calcio (CaO), sodio (Na2O) y potasio
(K2O). A estos valores suele agregárseles los del fósforo (P2O5) y pérdida de agua por ignición
(H2O-).
Si construyésemos un gráfico de frecuencia respecto al porcentaje de sílice en el total de la
corteza terrestre, veríamos que la distribución es bimodal, con dos máximos: uno en el entorno
del 50% (rocas de afinidad basáltica) y otro en el entorno del 70% (rocas graníticas). Esto
significa que en la naturaleza hay una gran escasez, en volumen, de rocas con contenido de
sílice entre 54 y 66%.
Tradicionalmente las rocas con bajo contenido de sílice se han denominado rocas básicas y
aquellas con alto contenido se llamaron rocas ácidas. Esta clasificación sigue en uso, y es
necesario aclarar que se basa exclusivamente en el contenido en sílice de la roca, sin
connotaciones respecto al "pH" de la misma.
El resto de los óxidos que componen la roca presentan un comportamiento particular respecto
al porcentaje de sílice, y sus tendencias pueden ser referidas al mismo. Esto se ejemplifica en la
figura siguiente:

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Las conclusiones más relevantes son:
1) El porcentaje de los óxidos de sodio y potasio aumentan proporcionalmente con el óxido de
silicio. Esto se ve reflejado en la mineralogía de las rocas ácidas, ricas en feldespatos
potásicos y plagioclasas sódicas.
2) Inversamente, los óxidos de hierro, calcio y magnesio disminuyen proporcionalmente con el
tenor de sílice. De allí que en las rocas básicas dominen minerales ferromagnesianos como
el piroxeno, anfíboles, olivinos, etc.; y las plagioclasas sean más cálcicas.
3) El aluminio, sin embargo, permanece aproximadamente constante en ambos grupos de
rocas, en alrededor de 14% en peso de las mismas.
La relación entre la composición química y la mineralogía resultante se intenta ejemplificar con
la figura siguiente. Esta es una pauta general para relacionar la composición química, y
específicamente el contenido en sílice, con la mineralogía.

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Se gráfica en el eje horizontal el tanto por ciento del óxido de silicio y en el eje vertical el
porcentaje en volumen de los minerales.
Ejemplo: una roca con 65% de sílice en peso tendría una mineralogía compuesta por
10% de cuarzo, casi 30% de feldespato potásico, aproximadamente 35% de plagioclasa
(60% molécula anortítica y 40% de molécula albítica), 15% de hornblenda y un 10% de
biotita.
El orden de cristalización de los minerales en la roca está condicionado por la composición
química del magma y la tasa de enfriamiento. N. L. Bowen estudió por primera vez el orden de
cristalización para las rocas basálticas, definiendo dos series: una continua, representada por
los feldespatos de la familia de las plagioclasas, y otra discontinua, en la que los minerales
formados son reabsorbidos totalmente por el líquido a medida que la temperatura desciende.
La serie de cristalización de Bowen se discutirá más adelante sus implicancias con la
susceptibilidad de meteorización de las rocas ígneas.
3.2. ROCAS METAMORFICAS
Las rocas metamórficas- fueron originalmente ígneas, sedimentarias o incluso metamórficas,
pero su carácter ha sido cambiado por procesos operantes por debajo de la superficie de la
Tierra.
Uno de los factores que controlan el proceso metamórfico es la temperatura. Debe tenerse
presente que la fuente de calor para estas transformaciones proviene de la desintegración
radiactiva de isótopos que ocurre en el interior de nuestro planeta. Ya que la superficie del mismo
está sometida a un continuo enfriamiento (calor irradiado por la Tierra) existe un aumento
gradual de la temperatura con la profundidad, al que usualmente se llama gradiente geotérmico.
Este varía de una zona a otra de la corteza siendo su valor medio de 1ºC cada 33 m. De ello

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surge que una roca a medida que se ve sometida a condiciones más profundas se ve inmersa
en un medio de mayor temperatura y de mayor presión.
Cuando las temperaturas son bajas -en las cercanías de la superficie- los procesos se asignan al
ciclo exógeno o sedimentario, y más precisamente a la diagénesis o litificación. En cambio,
cuando las temperaturas alcanzan el punto de fusión de las rocas envueltas en un evento
metamórfico, generándose un fundido (fusión anatéctica o anatexis), los procesos pasan al
campo de las rocas ígneas. Entre estas dos temperaturas, que definen los limites superior e
inferior del metamorfismo, se desarrolla el proceso metamórfico.
Es importante dejar bien en claro que el metamorfismo tiene lugar mientras las fases minerales
integrantes de una roca determinada están en estado sólido. Es así que los procesos del
metamorfismo son "procesos en estado sólido" con pocas o mínimas fases volátiles
involucradas (agua y dióxido de carbono), además el sistema es isoquímico: la composición
química volumétrica de la roca es invariante y las nuevas especies minerales (especies
neoformadas) estarán condicionadas por la química original.
La forma en que aumentan la temperatura y la presión no es la misma en diferentes puntos de
la corteza. Existen zonas anómalamente calientes con abundante magmatismo donde la
temperatura se incrementa muy rápido con la profundidad, especialmente cerca de los bolsones
de magma que están próximos a la superficie. Por el contrario nuestro planeta muestra zonas
anómalamente frías en que aún a profundidades importantes la temperatura es relativamente
baja. De todo ello surge que en las rocas que han sufrido transformación metamórfica habrá
algunas en que los cambios en la mineralogía y textura se deben fundamentalmente al aumento
de temperatura mientras que habrá otras en que la presión y la deformación son los factores
más importantes que condicionan el cambio mineral.
Podemos decir que existen tres grandes familias de procesos metamórficos según el predominio
relativo de la temperatura y la presión:
a. Metamorfismo de contacto: producido en aureolas alrededor de cuerpos intrusivos en vías
de enfriamiento. En estos casos T>>P permitiendo la recristalización y transformación de las
rocas que están próximas al contacto.
b. Metamorfismo dinámico: en estos casos la presión dirigida, y por consiguiente la
deformación predomina netamente sobre la temperatura. Las rocas involucradas están
sujetas a varios tipos de "molienda mineral" y recristalización de algunas especies minerales.
Las rocas resultantes de este tipo de metamorfismo se desarrollan siguiendo zonas donde la
deformación fue máxima.
c. Metamorfismo regional: el metamorfismo esta determinado por el par presión -
temperatura, definiéndose de esta manera una serie de "grados" y "facies" metamórficas. Es
el caso más común del metamorfismo y también el mas complejo, y para su estudio es
necesario un conocimiento profundo de la cartografía geológica y estructural de la zona
relevada, así como de la petrografía de cada tipo litológico involucrado.
Es interesante prestar atención a las variaciones de P y fundamentalmente la temperatura a lo
largo del "evento metamórfico". A medida que la roca original -llamada protolito- se ve sometida
a aumentos progresivos de T y eventualmente P, las fases minerales originales comienzan a
sufrir los cambios necesarios para "adaptarse" al medio.
En algún momento determinado, la T alcanzara su máximo y la roca desarrollara una asociación
mineral que definirá un cierto grado metamórfico o facies metamórfica. La asociación
mineral recristalizada estable para ese par [P-T] se denomina paragénesis mineral
metamórfica.

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Los grados y facies metamórficas son definidas para cada protolito en particular por una cierta
paragénesis, y mas específicamente por los limites de estabilidad termodinámica de los
minerales recristalizados. Esta es la causa por la que se establece que si una roca metamórfica
presenta hornblenda (anfíbol), pertenece al "grado medio de metamorfismo"; o lo que es lo
mismo, la hornblenda define al grado medio de metamorfismo (o facies anfibolita).
Una de las características más comunes de las rocas metamórficas que auxilia a su
reconocimiento, es la orientación preferencial de sus minerales debido a que estos se han
desarrollado en un medio en que existe presión dirigida. La orientación resultante define la
foliación o la esquistosidad de la roca metamórfica.
Esquistosidad (foliación): estructura típica de las rocas metamórficas, consistente en
conjuntos de superficies paralelas de mayor o menor espaciado, que proporciona a estos
materiales un determinado grado de fisilidad.
Así las hojas de las micas que recristalizan durante el metamorfismo tienden a alinearse según
superficies más o menos definidas dándole a la roca un aspecto particular. Las texturas
resultantes dependen de la intensidad de los procesos de transformación y de los minerales que
componen la nueva roca resultante.
Las texturas más comunes entre las rocas metamórficas se esquematizan en el cuadro
siguiente
Gneiss: roca de textura granoblástica, cuyo componente esencial y siempre presente es un
feldespato. El tamaño de grano puede variar entre 1 y 15mm para los feldespatos; el cuarzo
casi siempre está presente en granos de magnitud similar o más pequeños que el feldespato.
Los accesorios comunes son muscovita (gneiss muscovítico), biotita (gneiss biotítico), ambas
micas (gneiss a dos micas), o anfíbol (gneiss anfibólico). Los ferromagnesianos están orientados
de forma más o menos notoria. Las micas normalmente contornean los granos mayores de
feldespato que adquieren el aspecto de "ojos". Cuando se describe un gneiss debe indicarse cual
es el accesorio ferromagnesiano presente, su tamaño de grano (fino, medio o grueso), y si es
posible distinguir el tipo de feldespato.
Micaesquisto: roca normalmente muy esquistosa, compuesta fundamentalmente por
muscovita, biotita o ambas; el cuarzo es un componente esencial. Las micas suelen disponerse
siguiendo estructuras planares o curvas de pequeño radio (textura plegada). Muchos otros
minerales suelen aparecer en el micaesquisto en calidad de accesorio, por ejemplo granate,
estaurolita, andalucita, etc. El tamaño de las micas varía entre 0,5mm y 1cm, y siempre son
visibles a ojo desnudo. La textura de la roca se denomina lepidoblástica.
Anfibolita: se designa con este nombre a un grupo amplio de rocas metamórficas cuyo
componente esencial es un anfíbol. Las anfibolitas más comunes tienen como minerales
integrantes hornblenda, plagioclasa y cuarzo; la hornblenda suele presentarse en bastoncitos
cuyo eje se orienta paralelo a un plano preferencial, confiriéndole a la roca una textura algo
esquistosa (nematoblástica). La roca puede mostrar un bandeado alternado de capas verde
oscuro, casi negras, muy ricas en anfíbol y otras más claras donde domina la plagioclasa y el
cuarzo. Algunas anfibolitas en muestra de mano tienen pobre esquistosidad, siendo su textura
prácticamente masiva.
Filita: roca muy esquistosa, cuyo nombre popular es "piedra laja". Los componentes esenciales
son sericita y cuarzo. Ocasionalmente pueden contener calcita (filitas calcáreas). Los colores
varían entre el beige y el negro, el grano es tan fino que es prácticamente imposible distinguir
minerales individuales a ojo desnudo. La sericita es un nombre que se aplica a la muscovita muy
finamente cristalizada, constituyendo una transición entre la illita y la muscovita propiamente

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dicha. La abundancia de filosilicatos de grano fino le da a la roca un tacto untuoso, y el
ordenamiento interno planar le confiere la propiedad de partirse fácilmente en lajas delgadas.
Caliza metamórfica: las calizas metamórficas son rocas fundamentalmente constituidas por
calcita y/o dolomita. Tienen colores muy variables desde el blanco hasta el negro, siendo
comunes los grises y los rosados. El tamaño de grano varía entre submilimétrico y 5mm, siendo
en los casos más frecuentes de entre 0,5 y 2mm. La roca puede ser bandeada con alternancias
de color y de tamaño de grano o maciza con textura sacaroide (similar a granos de azúcar); en
este último caso la roca puede ser clasificada como un mármol. La principal característica para
su reconocimiento es su reacción con el ácido clorhídrico y que se rayan fácilmente con cualquier
objeto metálico, lo que permite distinguirlas de las cuarcitas, que son rocas fundamentalmente
constituidas por cuarzo.
3.2.1. Las aguas subterráneas en las rocas ígneas y metamórficas.
Como hemos descripto anteriormente, las rocas metamórficas están formadas por rocas ígneas
y sedimentarias sometidas a procesos químicos y físicos (temperatura y presión. Ejemplo: gneis,
cuarcita equistos y mármol. Estas rocas son pobres productores de agua.
La porosidad de las rocas metamórficas cristalinas es generalmente baja. En la tabla 1 se puede
observar que varia desde casi un valor 0 a 0.1. Para rocas fracturadas los valores varían entre
0.01 – 0.03. La permeabilidad de las rocas metamórficas es también baja y puede estar próxima
a cero. Los coeficientes de permeabilidad para rocas metamórficas fracturadas varían entre
0.001 y 10 m/día (tabla 2).
Los procesos de meteorización son importantes en rocas metamórficas de granos finos como los
esquistos. Estos procesos pueden aumentar la porosidad y la permeabilidad en estas rocas.
Vimos también que, las rocas ígneas son aquellas formadas por solidificación de magma fundido
(ej. granito, sienita, gabro, etc.) llamadas plutónicas. Si los magmas ascienden hasta la
superficie en las erupciones volcánicas su enfriamiento es muy rápido, su grado de cristalización
inferior y las rocas que se forman (ej. basalto, riolita, etc.) se denominan volcánicas.
Las rocas plutónicas presentan una estructura cristalina que pueden presentar espacios porosos
debido a fracturas (porosidad secundaria). La porosidad, permeabilidad y caudal de estas rocas
son similares a los de las rocas metamórficas.
En general en casi todos los pozos excavados en rocas metamórficas y plutónicas los caudales
de explotación son bajos. El caudal medio de explotación en pozos abiertos, esta comprendido
según las regiones, entre 0,5 l/s y 1,5 l/s. En las rocas fracturadas y cuando las condiciones son
favorables se pueden encontrar caudales medios hasta del orden de 3 l/s .
Por lo general se obtienen mayores caudales en rocas situadas en regiones de climas húmedos
que en las situadas en regiones de climas seco; este fenómeno es probablemente debido al
hecho de que, en las regiones húmedas el agua subterránea se encuentra a menores
profundidades que en las zonas secas saturando de este modo la parte mas permeable de las
rocas. Por otro lado en las regiones húmedas la circulación subterránea es mas intensa, lo que
contribuye a aumentar la permeabilidad de las rocas por efecto de su descomposición meteórica
y por la disolución de los minerales que constituyen las paredes de las fracturas.

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Tanto las rocas metamórficas como las rocas plutónicas son consideradas como acuífugos. Donde
dicha roca esta fracturada y meteorizada puede considerarse como un acuífero local.
La calidad química del agua procedente de las rocas metamórficas y plutónicas suele ser casi
siempre excelente.
Es estas rocas la porosidad y la permeabilidad disminuyen con la profundidad, debido a la
disminución de la meteorización con la profundidad, y la tendencia que presentan las fracturas
y diaclasas a cerrarse debido al peso del material que esta por encima.
Dentro del grupo de las rocas volcánicas, existen materiales de propiedades hidrogeológicas muy
diferentes. Algunos acuíferos en terrenos basálticos recientes poseen una de las más altas
tranmisibilidades conocidas en todo tipo de terrenos, lo que contrasta con el caso de las tobas
volcánicas que, aunque generalmente poseen porosidades muy elevadas, tienen
permeabilidades muy bajas y con los diques volcánicos, en los que tanto la porosidad como la
permeabilidad son muy bajas.
Las porosidades y las permeabilidades son muy variables, como puede observarse en las tablas
3 y 4. Aunque la porosidad de las rocas volcánicas puede ser a veces muy elevada, su
permeabilidad varía muchísimo, en función siempre del conjunto de estructuras primarias y
secundarias de cada roca más que de su propia naturaleza litológica.
La mayor parte de las aguas subterráneas procedentes de las rocas volcánicas poseen una
excelente calidad química. Por lo general, esta agua suelen ser cálcico- magnésico-
bicarbonatadas. Las aguas de baja calidad química suelen estar asociadas a surgencias de
fuentes termales y a la proximidad de fumarolas, las cuales pueden tener un contenido elevado
en iones de sodio y cloro.
Si bien en general los reservorios en estas rocas no suelen ser muy productivos, en muchas
regiones pobladas constituyen el recurso hídrico subterráneo más importante. Un ejemplo son
los basaltos de Serra Geral, que afloran y se encuentran también hasta profundidades superiores
a los 1000 m, abarcando grandes superficies en Brasil (600.000 Km2), Uruguay (48000 Km2) y
Argentina (197600 Km2)
3.3. ROCAS SEDIMENTARIAS
Las rocas sedimentarias provienen de la litificación de los sedimentos. Para su clasificación y
reconocimiento es necesario pues revisar algunos conceptos relacionados con el ciclo exógeno
y el origen de los sedimentos.

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Todas las rocas que quedan expuestas en la superficie de la Tierra interactúan con la atmósfera
y la hidrósfera. Como resultado de esta interacción las diferentes especies minerales que
conforman las rocas expuestas se desestabilizan produciéndose un conjunto de cambios físicos
y químicos que agrupamos bajo el nombre de meteorización. FORD (1984) plantea la diferencia
entre meteorización e intemperismo en función a la ausencia o presencia, respectivamente, de
vida y sus procesos relacionados actuando en la descomposición de los minerales, el término
intemperismo plantea además no solamente el proceso de destrucción de los minerales, sino el
de neoformación de otras especies y movilización de sus resultantes.
Es muy importante diferenciar claramente el metamorfismo (procesos de transformación
mineral acaecidos en el interior de la corteza por variaciones de la presión y temperatura) de la
meteorización, que son los procesos de desagregación física y química de las rocas de la
corteza cuando son sometidas a las condiciones superficiales (interacción con el agua, aire,
bacterias, etc.).
Estas reacciones de alteración (intemperismo) son de equilibrio y pueden expresarse de la
siguiente forma:
Residuos Sólidos: minerales arcillosos, óxidos, hidróxidos y/o materiales amorfos que
pueden abandonar el ambiente si existe algún agente de transporte.
Coloides: poseen cierta facilidad para abandonar el ambiente.
Iones: son los más móviles (en agua), aunque algunos de ellos pueden permanecer
retenidos por fuerzas electrostáticas de las arcillas y otros compuestos. Los agentes de
intemperismo son aquellos que actúan sobre los minerales primarios para dar lugar a los
productos, sin embargo estos agentes no desaparecen de la reacción y continúan
actuando sobre estos últimos movilizando o inmovilizando alguna de las fases creadas.
Tradicionalmente se han diferenciado los agentes de meteorización en físicos (encargados de
fragmentar y aumentar la superficie específica del mineral primario, así como de la eventual
dispersión de los fragmentos); químicos (aquellos que disgregan la estructura cristalina por
solubilización y pérdida de constituyentes de las mismas) y bióticos (desempeñan papeles
físicos y químicos: cuñas de raíces, ácidos húmicos, etc.).
Todos ellos funcionan en conjunto, complementándose, condicionándose y determinándose
mutuamente. De las condiciones generales del ambiente y de las características propias de los
minerales o rocas dependerá que uno u otro mecanismo tenga mayor incidencia relativa.
De una manera general la meteorización conlleva una pérdida de consistencia en la mayoría de
las rocas ya sea por la transformación parcial o total de algunos minerales en arcillas o por la
subdivisión física que ocurre en las rocas expuestas a los agentes atmosféricos.
La meteorización (o intemperismo) es uno de los temas más importantes para el agrónomo, su
dinámica es compleja y existen numerosas variables en juego que definen la naturaleza y
velocidad de los cambios producidos en la roca original que conducen a la roca meteorizada. Es
altamente recomendable para quien quiera analizar con mínima profundidad la relación suelo -
roca madre, una profundización en estos temas, que está fuera del objetivo de este cuadernillo.

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En la siguiente tabla se resumen los agentes de meteorización o intemperismo, sin entrar en
detalles de su mecanismo de acción:
FISICOS
• variaciones de presión y
temperatura
• acción del agua (líquida y sólida)
• acción de sales precipitadas
• acción del viento
• acción de las raíces
• acción de la tectónica frágil
• acción de los animales
QUIMICOS
• agua
• oxígeno
• hidrógeno
• dióxido de carbono
BIOTICOS
• bacterias y microorganismos
• raíces
• etc.
Varios mecanismos entran en juego a nivel superficial que producen fracturación de las rocas.
Entre los más importantes destacaremos: Las rocas que se han formado a niveles profundos de
la corteza donde imperan grandes presiones cuando llegan a la superficie en ausencia de
presiones confinantes se fracturan subdividiéndose en poliedros de formas variadas. Las
superficies de subdivisión se llaman diaclasas de descompresión, en la práctica de estructura de
las rocas ígneas volveremos sobre este concepto. Cuando las microfracturas y fracturas de la
roca son ocupadas por agua proveniente del ciclo superficial pueden ocurrir fenómenos físicos
de aumento de volumen tales como el congelamiento que ayudan a propagar y aumentar el
número de fisuras así como su tamaño. La hidratación química de algunas sustancias minerales
va acompañada de aumento de volumen y por consiguiente se generan tensiones internas que
fracturan el macizo rocoso.
La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales en la superficie terrestre
dependerá de dos tipos de factores: los factores de capacidad e intensidad.
Factores de Capacidad: son factores propios y específicos de cada mineral (intrínsecos), los
más importantes son los estructurales y los químicos:
A) factores estructurales: tipo estructural, densidad de empaque de la red cristalina, clivajes
B) factores químicos: movilidad relativa de cationes, grado de hidratación, estado de oxidación
de los iones.
Los factores estructurales dependen de la temperatura de formación de los minerales implicados,
y más específicamente de la fuerza de enlace entre los diferentes iones que componen la red
cristalina. La relación entre el tipo estructural y la alterabilidad relativa queda expresada por la
serie de GOLDICH (1938).
Factores de Intensidad: son característicos del ambiente en el que se produce la alteración,
controlando el proceso de meteorización y el grado e intensidad del mismo:

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Drenaje: teniendo en cuenta que casi todos los procesos de intemperismo ocurren en medio
acuoso, el tiempo que el agua está en contacto con los minerales regula la alterabilidad de éstos.
El agua transportará en solución variadas sustancias y desalojará los productos generados por
la alteración, manteniendo en funcionamiento la meteorización y bajando el pH del agua. Las
condiciones ideales para la alteración de minerales es cuando el agua es abundante y el drenaje
es moderadamente bueno. Una vez que el agua va penetrando en el subsuelo se carga de
cationes y su pH se vuelve más alcalino, por lo que las reacciones de alteración se hacen menos
importantes. Por otro lado, el drenaje está estrechamente vinculado con la topografía.
Clima: incide sobre las características e intensidad del proceso intempérico por dos parámetros:
precipitación y temperatura. La velocidad de las reacciones químicas se multiplica por 2 ó 3 cada
10º de aumento de temperatura (ley de VAN'T HOFF), siendo esta una de las razones de la alta
agresividad de los climas tropicales, en los que casi todos los silicatos son inestables. Junto con
la topografía puede enunciarse:
- En zonas bajas, bajo la acción de clima cálido y húmedo, la descomposición química
es el proceso dominante.
- En zonas quebradas, frías y secas domina la desintegración. Esto es: a climas más
cálidos y húmedos más rápidamente progresa la meteorización.
Topografía: actúa condicionando al clima y el drenaje.
Naturaleza de las rocas: fundamentalmente mineralogía y textura.
Vegetación: acción mecánica de las raíces, acción química en proximidades de las raíces
(descenso de pH y suministro de CO2), productos resultantes de la degradación de la materia
orgánica en el suelo, regulación sobre la precipitación y regulación sobre la erosión.
La pérdida de consistencia facilita la acción de los agentes de transporte que pueden entonces
remover parcial o totalmente la roca meteorizada.
Los principales agentes de transporte son la gravedad, el agua, aire y hielo.
En climas desérticos el transporte por el viento (eólico) es uno de los factores predominantes,
así como lo es el movimiento de los glaciares en las zonas más frías del planeta. En nuestro país

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y en las condiciones actuales, gravedad y corrientes de agua superficiales son los agentes
principales de transporte, aunque el viento juega asimismo un papel importante, especialmente
en las arenas costeras. El transporte por hielo es inexistente en nuestro país en las condiciones
actuales. Sin embargo existe registro geológico abundante de sedimentos transportados por
glaciares en otros momentos de la historia geológica.
Las condiciones climáticas en las diferentes zonas de la Tierra cambian el balance entre los
factores predominantes de transporte. La gravedad es sin duda el principal factor que condiciona
la ubicación última de las sustancias transportadas por los diversos agentes, de hecho es la
gravedad quien condiciona el movimiento del agua y del hielo en la superficie emergida de
nuestro planeta. Es lógico pensar entonces que el destino final de los sedimentos en un momento
determinado serán las superficies topográficamente deprimidas de nuestro planeta, donde
pueden acumulares importantes espesores de materiales sedimentarios.
Cuando las zonas de depositación ocupan extensiones areales regionales, se denominan
cuencas sedimentarias. Es frecuente que en nuestro planeta se desarrollen condiciones para
la depositación continuada o discontinuada de espesores importantes de sedimentos, que
pueden alcanzar varios miles de metros. A medida que se van depositando nuevas capas de
sedimentos, los que quedan por debajo se encuentran sometidos a presiones crecientes que
tienden a compactarlos y a expulsar el agua contenida en los mismos.
En nuestro país existen varias cuencas sedimentarias de diversa edad. Como ejemplo, la fosa
tectónica del Santa Lucía es una porción de nuestro territorio en la cual el "piso" de rocas ígneas
y metamórficas sufrió un hundimiento pronunciado durante el período Cretácico en que actuaron
tensiones muy importantes en la corteza. Ello posibilitó la depositación de espesores de hasta
2000m de sedimentos, la mayoría de ellos de edad Cretácica, que constituyen el subsuelo de
buena parte del departamento de Canelones.
Asimismo tengamos en cuenta que el agua que circula por la superficie de nuestro planeta (y
que proviene íntegramente de las precipitaciones) no solo arrastra partículas (detritos), sino que
también contiene iones en solución que son removidos de ciertas zonas y se recombinan en
otras para dar lugar a especies minerales formadas como consecuencia de la precipitación
química. Estas especies minerales pueden actuar como cementantes entre los granos de las
rocas detríticas, o bien constituir espesores importantes de rocas de precipitación química tales
como las calizas.
Al conjunto de procesos de compactación y cementación de los sedimentos, incluyendo la
generación de algunas especies minerales estables en el ciclo exógeno (neoformación), se les
engloba bajo el nombre de diagénesis. Las rocas sedimentarias, producto de la litificación de
los sedimentos, se clasificarán entonces siguiendo criterios similares a los empleados para la
clasificación de estos últimos. Por ejemplo, si el sedimento es una arena, la familia de rocas a
que da lugar será la de las areniscas.
Una primera gran subdivisión que surge de lo expresado líneas más arriba es que existen dos
grandes grupos de rocas sedimentarias: las detríticas y las de precipitación química. Otro
grupo importante lo constituyen aquellas masas rocosas en las que sus constituyentes son
fundamentalmente restos de organismos; por ejemplo, la acumulación local de conchillas y
restos de organismos marinos puede dar lugar a rocas llamadas lumaquelas.

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Los organismos vivos juegan a veces papeles menos evidentes, pero no por ello menos
importantes en la generación de rocas sedimentarias, muchas veces condicionando factores
como el pH y eH en cuerpos de agua, y regulando entonces la precipitación química de una u
otra especie mineral.
Dentro del grupo de rocas detríticas el criterio de clasificación fundamental es el tamaño de
grano de las partículas que la constituyen. El cuadro que se presenta se considera
suficientemente explícito al respecto.
Otros elementos que han de tenerse en cuenta para la clasificación de las rocas sedimentarias
detríticas normalmente considerados en segundo lugar, incluyen aspectos tales como forma de
los granos (especialmente en psamitas y psefitas), selección, mineralogía y cemento. El
color es una propiedad utilizada en la descripción pero no es un criterio de clasificación.
Debe tenerse presente que la asignación de un nombre particular a una roca específica, sea esta
sedimentaria, ígnea o metamórfica, es un objetivo secundario frente al de realizar una minuciosa
descripción de la misma. Resulta mucho más valioso aprender a observar y describir
cuidadosamente una roca, que conocer su nombre en un criterio de clasificación arbitrario
cualquiera. La correcta descripción de una litología solo puede realizarse cuando se tiene la
oportunidad de verla en el campo y de observar además su relación con las rocas vecinas. La
muestra de mano -obtenida con la herramienta apropiada- puede permitir en algunos casos una
descripción aceptable, pero tiene enormes limitaciones. Por ello debe entenderse que los
ejercicios propuestos en las clases de taller suponen la dificultad accesoria de no estar
observando directamente el afloramiento, sino una porción relativamente pequeña y no siempre
representativa del total. En este caso mas que en ningún otro, repetimos que el objetivo
fundamental es una exhaustiva descripción de lo que vemos mas que la asignación de un nombre
particular a cada muestra.

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La selección es la propiedad que describe la variabilidad del tamaño de grano en una roca
sedimentaria detrítica. Aquellas rocas que muestran solo una clase granulométrica bien definida,
siendo el tamaño de todas las partículas similar, se dicen bien seleccionadas. Por oposición,
aquellas en que sus constituyentes presentan una gran diversidad de tamaños se denominan
mal seleccionadas. La selección de una roca es una propiedad que condiciona fuertemente su
porosidad, y por lo tanto su comportamiento frente a la circulación de agua, subsuperficial o
subterránea.
Otro criterio a tener en cuenta en la clasificación de las rocas sedimentarias es la morfología de
los clastos, denominada en sedimentología redondez.
La redondez es el dato morfológico de mayor interés en la tipificación del ambiente de
sedimentación de algunas rocas sedimentarias, especialmente las psamitas y las psefitas. Por
otro lado, la esfericidad está relacionada con las diferencias existentes entre los distintos
diámetros o longitudes de los ejes de la partícula.
Se dice que una roca sedimentaria es más madura cuanto más redondeados y seleccionados
estén los clastos que la integran. La madurez textural es un índice que refleja el tiempo
transcurrido entre la erosión del material detrítico original y su depositación final.

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En las rocas sedimentarias detríticas es común que las partículas constituyentes se encuentren
más o menos fuertemente adheridas por sustancias minerales a las que llamamos cementos.
Estas sustancias llenan los vacíos que existen entre las partículas eliminando parcial o totalmente
la porosidad inicial.
Los cementos pueden ser precipitados químicos que cristalizan a partir de aguas cargadas de
sales circulando por los poros originales del sedimento o precipitados en forma simultánea con
las partículas. Una roca sedimentaria detrítica cementada es más densa, más tenaz, y menos
porosa que su equivalente no cementado.
La tenacidad depende en gran medida del tipo de cemento siendo las cementadas con SiO2 las
más resistentes no sólo mecánicamente sino también a ulteriores transformaciones por
meteorización.
Como ya ha sido comentado, el proceso sedimentario comprende varios estadios, iniciándose
con la alteración del material madre por parte de los agentes de meteorización o intemperismo.
La segunda etapa es el transporte de los detritos e iones formados durante la meteorización, el
cual puede viabilizarse a través del agua (arroyos, ríos, mar, etc.), el viento, hielo, gravedad,
etc. La última etapa del ciclo sedimentario es la depositación y es la más importante, ya que le
conferirá al sedimento las características estructurales definitivas.
En base al ambiente de depositación, los sedimentos se distinguen en continentales y marinos.
Los sedimentos continentales pueden ser subaéreos, como en el caso de las areniscas eólicas
desérticas o el loess periglacial, o subacuáticos, que a su vez pueden clasificarse en fluviales
(depositados en ríos o arroyos), lacustres (depositados en lagos o lagunas), deltaicos, etc. Los
sedimentos marinos se distinguen según la profundidad a la que fueron depositados y según la
distancia a la costa.
No es el objetivo de este documento adentrarse en la clasificación ambiental de los sedimentos
y las estructuras asociadas a cada uno de ellos (campo de estudio de la sedimentología y
estratigrafía), sin embargo pude ser útil conocer someramente las estructuras más comunes de
las rocas sedimentarias, a los efectos de ser utilizadas en la descripción de campo de las rocas
sedimentarias. En ese sentido se cree que la figura es lo suficientemente explícita para su
interpretación.
Principales estructuras sedimentarias:
1- estratificación plano-paralela;
2- estratificación cruzada;
3- ondulitas y
4- estructuras de canal.

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3.1. Las aguas subterráneas en las rocas sedimentarias.
Como hemos visto estas rocas están formadas por depósitos o materiales meteorizados de rocas
preexistentes. Dependiendo del tipo de mecanismo de transporte se clasifican en:
Depósitos fluviales o aluviales (ríos): incluyen gravas, arenas, limos y arcillas. Estas
formaciones están caracterizadas por estratificación. Las porosidades varían entre 20 al 60%
pero solamente las gravas y las arenas presentan macroporos. Debido a cementación, presiones
t temperaturas las arenas pueden cambiar formando depósitos consolidados denominados
areniscas, o los limos en limolitas. Estas rocas consolidadas tienen menor capacidad de transmitir
agua al menos que estén fracturadas o presenten fenómenos karsticos como en el caso de las
limolitas.
Depósitos eólicos (viento): estos depósitos incluyen arena y loess. A menudo grandes áreas
están cubiertas con un material relativamente homogéneo.
Depósitos glaciales (hielo): durante el Pleistoceno los glaciares depositaron “glacier till”
que usualmente es una mezcla de limo, arena y arcilla. Estos depósitos son en general pobres
productores de agua.
Características hidrogeológicas de los sedimentos.
Desde el punto de vista hidrológico, los sedimentos son materiales geológicos con porosidad
intragranular. En la mayoría de las formaciones acuíferas del mundo, el agua esta alojada entre
los granos de los depósitos sedimentarios (en poros e intersticios).
Arenas y Gravas.
La arena es un sedimento clástico compuesto predominantemente por granos de tamaño entre
1/16 y 2 mm y la grava, por encima de la fracción arena hasta clastos de 256 mm.
Los rodados y guijarros, así como la arena pueden estar constituidos principalmente por cuarzo
o por rocas que han sido destruidas, fragmentadas y erodadas por arrastre. En algunas regiones,
como ocurre en el Caribe, la arena también puede ser material calcáreo, procedente de los
fragmentos corales y valvas de moluscos.
Las gravas y las arenas generalmente se presentan en grandes estratos, lentes o conos aluviales
y en extensiones menores, en planicies aluviales. También en muchos otros tipos de depósitos,
tales como: dunas de arena, depósitos glaciales y depósitos de playa.
Generalmente constituyen excelentes reservorios de aguas subterráneas. La porosidad,
conductividad hidráulica y rendimiento especifico de estos sedimentos son generalmente altos.
En Argentina la gran mayoría de los centros urbanos son abastecidos por acuíferos de arena y/o
gravas. Es conocida la importancia como acuífero de las “Arenas Puelches” de las cuales se surte
de agua potable e numerosas poblaciones de las provincias de Chaco, Santa Fe y el noroeste de
la provincia de Buenos Aires.
Volúmenes importantes son extraídos para riego en las provincias de San Juan y Entre Ríos.

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Limos y arcillas.
El limo es un sedimento clástico compuesto en su mayor parte por partículas de diámetro
intermedio entre las de arena y arcilla (1/16 y 1/256 mm). El componente principal de los limos
es el cuarzo, le siguen en importancia el feldespato y la mica, la arcilla suele ser bastante
abundante. Por su modo de formación los limos se clasifican en marinos, lacustres, palustres,
fluviales, eólicos y subdivisiones de estos tipos según los ambientes.
La arcilla es un material sedimentario muy fino 9fracción granulométrica menor a 1/256 mm)
compuesto principalmente por silicatos de aluminio hidroxilados, con estructura atómica planar.
Aunque tanto en los limos como en las arcillas la porosidad es generalmente alta, la
permeabilidad y el rendimiento especifico son bajos a muy bajos. Esto se debe a que lo poros
de estos sedimentos finos son muy pequeños; el agua es sostenida entre los granos por
capilaridad y no se mueve fácilmente por gradiente hidráulico ni drena por gravedad.
Loess
Es un depósito no estratificado, resultante de un transporte eólico, en suspensión mecánica, con
granulometría predominante de limo.
En la llanura Chaco Pampeana y parte de la región mesopotámica de Argentina hay importantes
depósitos de loess. No constituyen buenos acuíferos y son causas de serios problemas
geotécnicos.
Características hidrogeológicas de las rocas sedimentarias.
Areniscas
Las rocas consolidadas equivalentes a las arenas son las areniscas. Existe una gradación
continua entre las arenas sueltas de una playa pasando por las areniscas parcialmente
cementadas hasta las areniscas cuarcíticas duras con muy baja porosidad. Una arena que es
enterrada profundamente en el curso de los tiempos geológicos, tiende a perder su alta
porosidad y permeabilidad a medida que el material cementante llena los poros. A pesar de ello,
muchas areniscas consolidadas antiguas retienen suficientes permeabilidad para actuar como
excelentes acuíferos y reservorios.
Las areniscas de edad Triásico – Jurásico, conocidas en Uruguay como Formación Tacuarembó
y en Brasil como Botucatú, constituyen un importante acuífero de extensión regional.
Las areniscas proporcionan caudales normalmente comprendidos entre 0.5 y 15 l/s.
Rocas carbonatadas.
Las rocas carbonatadas, de las cuales las calizas son las más importantes, son extremadamente
variables con respecto a la cantidad de agua subterránea que pueden contener y producir en los
pozos. Las calizas densas, sin canales de disolución y diaclasas significativas, contienen muy
poca o nula cantidad de agua subterránea aprovechable. Por otro lado, las calizas que contengan
cavernas interconectadas y canales de disolución, conocidas como calizas Kársticas, pueden
contener grandes cantidades de agua subterránea. Normalmente tales aguas están en rápido
movimiento a través de los canales subterráneos constituyendo “ríos” subterráneos.

34
En varios países del Caribe hay acuíferos kársticos. En Cuba, por ejemplo, mas del 65% del
territorio está constituido por formaciones kársticas n los que están contenidas ;las principales
reservas de aguas subterráneas.
La composición química de las aguas subterráneas extraídas de las rocas sedimentarias puede
variar desde la correspondiente a las salmueras de las rocas marinas profundas, hasta la de las
aguas que poseen un contenido total en sólidos disueltos inferior a 100 ppm, como puede ser al
caso de los acuíferos en areniscas próximas a la superficie del suelo.
Existen marcadas diferencias en la calidad química del agua subterránea en los tres grupos más
comunes de rocas sedimentarias: las arcillas, las areniscas y las rocas carbonatadas. Las aguas
procedentes de las arcillas son las que contienen por lo común mayores cantidades de hierro y
de fluoruro, así como un bajo pH, normalmente situado entre 5.5 y 7. Las aguas de las calizas
poseen porcentajes bajos de contenido en sílice, cantidades ligeramente mayores de calcio y
magnesio, así como valores de pH situados generalmente por encima de 7.0. La calidad química
del agua procedente de las areniscas es algo más variable según el tipo de terreno acuífero, la
composición mineralógica de los granos y la profundidad de la formación acuífera.
3.4. Las aguas subterráneas en las regiones de climas extremos
3.4.1 Regiones húmedas (de precipitación elevada)
Las regiones de precipitación muy elevada ocupan una extensión relativamente pequeña en
comparación con las zonas de baja temperatura o áridas.
Las regiones con precipitaciones superiores a 4000 mm por año no se distribuye de manera
uniforme a lo largo del mismo, sin embargo no existe, marcados periodos secos, de manera que
en ellas siempre hay agua disponible para la recarga de los acuíferos a lo largo de las estaciones.
Mientras que las regiones con precipitaciones superior a 1250 mm por año poseen estaciones
secas y húmedas bien marcadas, por lo que cada año sufren problemas de abastecimiento de
agua.
La presencia de una abundante recarga de agua induce a pensar que todas las formaciones
permeables deben estar totalmente saturadas allí donde sea posible el almacenamiento
subterráneo. Como consecuencia se puede inferir que los niveles de las aguas subterráneas de
estas regiones deben estar situados muy próximos a la superficie del suelo y que los gradientes
hidráulicos deben ser más fuertes que en los acuíferos semejantes emplazados bajo otras
condiciones climáticas.
La abundancia de agua obliga a pensar, que el lavado químico de los materiales solubles y de
los parcialmente solubles de los terrenos acuíferos debió haberse efectuado muy rápidamente,
por lo que la calidad química de las aguas subterráneas de estos climas es buena.
La importancia económica del agua subterránea de estas regiones de elevadas precipitaciones
es insignificante. Pero es posible que en el futuro la pureza biológica y la ausencia de turbidez
de la mayor parte de las aguas subterráneas sean dos factores que justifiquen su explotación
preferencial, para ciertos usos, frente a las aguas superficiales, tan abundantes en estas
regiones.
3.4.2. El agua subterránea en las regiones áridas

35
Las regiones áridas y semiáridas de la tierra se encuentran en todas la latitudes y la mayor parte
de los verdaderos desiertos están entre los 15º y los 50º de latitud, aun lado y otro del ecuador.
Los acuíferos que se formaron con anterioridad a los desiertos que sobre ellos yacen no son muy
afectados por la aridez que reina en la superficie.
La ausencia general de material orgánico y las elevadas temperaturas hacen pensar que las
pequeñas cantidades de agua infiltrada que pueden llegar a los acuíferos de estas regiones no
podrán contener mucho dióxido de carbono disuelto en comparación con el que llevan las aguas
infiltradas en las regiones templadas y húmedas, esto sumado a la falta general de humedad,
significa que la alteración química de los acuíferos, posterior a la formación de los desiertos,
debe ser muy lenta, y que la formación de las grietas de disolución en las rocas carbonatadas
en las regiones desérticas ha debido quedar reducida al mínimo.
Las condiciones desérticas afectan profundamente al tipo de sedimentación, el cual determina,
a su vez, loa posibles tipos de acuíferos que pueden existir en los depósitos no compactados.
La mayor parte de las características hidrogeológicas peculiares de las regiones áridas se refieren
a la cantidad y a la calidad del agua subterránea, disponible. Todos los suelos, incluso los más
permeables, impiden el paso de la recarga cuando el conjunto de precipitación anual es inferior
a 125 mm o incluso inferior a 250 mm. La cifra depende de la permeabilidad del suelo, de su
capacidad de retención específica y de la distribución de la lluvia en relación con la temperatura.
La cantidad relativamente pequeña que supone la recarga en las regiones desérticas se refleja
en las grandes profundidades a las que se encuentran los niveles saturados en las zonas altas y
en los gradientes hidráulicos excepcionalmente bajos que existen en general en este tipo de
regiones.
Las aguas subterráneas de estas regiones presentan una calidad química más pobre que en
aquellas regiones de precipitación normal. Aunque no toda el agua subterránea de las regiones
desérticas es salobre o salada, existen una serie de factores que contribuyen a aumentar la
cantidad de sólidos disueltos. En primer lugar las sales contenidas en el agua de lluvia y nieve
se concentran en la superficie como resultado de los elevados índices de evaporación de estas
regiones y, en consecuencia, las intensas lluvias y las crecidas ocasionales de los ríos vienen a
constituir una fuente mas de material sólido disuelto que podrá concentrase en los primeros
metros del subsuelo, donde queda a disposición del lavado de las aguas de las precipitaciones
posteriores, más intensas, que puedan percolar más profundamente. En segundo lugar los
depósitos salinos se encuentran generalmente en estas regiones en sedimentos próximos a la
superficie del suelo, que podrán ser disueltos por las aguas subterráneas que percolan hacia los
acuíferos. En tercer lugar, la lenta circulación del agua subterránea de estas cuencas retarda la
expulsión de las aguas congénitas, dejando tiempo suficiente para la disolución de los materiales
ligeramente solubles que estan en contacto directo con las aguas subterráneas. En último lugar,
el polvo fino, compuesto en buena parte por las sales solubles transportadas por el viento desde
las playas de los desiertos, forma una extensa lluvia seca que permanece acumulada en la
superficie del suelo hasta que es lavada, y en parte infiltrada, por las aguas de las lluvias
ocasionales.

36
La presencia de aguas potables no suele ser un caso raro en muchas regiones desérticas, aunque
el agua salobre es la única que casi siempre puede encontrase en la mayor parte de ellas; a
pesar de todo, los habitantes de estas regiones sobreviven perfectamente consumiendo agua
con un total de sólidos disueltos superior a 3000 ppm. Las aguas de mejor calidad química se
encuentran en las rocas metamórficas y plutónicas fracturadas y en los sedimentos derivados
de las mismas.
El agua más confiable desde el punto de vista de la calidad química suele ser el agua que llega
al subsuelo de las regiones desérticas por procedimientos naturales o artificiales y que solo se
desplaza a distancias muy cortas dentro de los acuíferos.
3.4.3. El agua subterránea en las regiones de suelos permanentemente helados
Los suelos permanentemente helados o “Permafrost”, están presentes en casi todas las zonas
situadas por encima del circulo polar Ártico, a excepción de grandes extensiones del norte de
Escandinavia.
La causa fundamental del origen de permafrost, es simplemente la presencia de un clima
extremadamente frío que hace que la temperatura del suelo se mantenga por debajo del punto
de congelación del agua.
La prospección hidrogeológica en las regiones árticas se limita esencialmente a la localización
de zonas permeable, no congelable, saturadas con agua potable.
En muchas zonas se pueden evitar las formaciones continuas de permafrost mediante el
reconocimiento previo de ciertas indicaciones superficiales típicas del permafrost. Estas
indicaciones suelen estar constituidas por formas y tipos de vegetación, por las formas de
microrrelieve y por la presencia de hidrolacolitos.
Los hidrolacolitos, son colinas formadas por la acumulación de hielo en forma lenticular que
empuja al suelo suprayacente hacia arriba y hacia fuera; estas colinas pueden poseer una altura
de 100 metros y un diámetro de 250 metros, aunque las formas mas frecuentes son
considerablemente mas pequeñas.
Diversos fenómenos hidrológicos denuncian la ausencia local de permafrost. La presencia de
acuíferos no congelados se manifiesta a través de la presencia de manantiales, manchas de
vegetación exuberante y otras indicaciones de descarga local de agua subterránea. El
decrecimiento brusco del caudal de un río al atravesar zonas permeables, la presencia de ríos
importantes que desembocan en pequeños lagos o lagunas sin emisarios y las grandes
fluctuaciones del nivel de un lago, hacen pensar en la existencia de una activa infiltración en el
subsuelo y en la posibilidad de que no existan zonas heladas en sus proximidades, ni siquiera
en cierta profundidad.
Las zonas que no están congeladas próximas a grandes masas de agua y los acuíferos situados
bajo extensas formaciones regionales de permafrost son las fuentes mas confiables para el
alumbramiento de mayores cantidades de agua subterránea. Allí donde el permafrost es muy
potente, los mejores acuíferos potenciales pueden estar helados, con lo que los pozos deben
descender hasta el sustrato rocoso o incluso llegar hasta los acuíferos profundos saturados con
agua congénita de muy mala calidad.
El agua subterránea de mas fácil explotación se encuentra en las zonas que permanecen activas
durante el final del verano y el comienzo del invierno, aunque estas zonas raramente llegan a
constituir un recurso anual permanente.

37
Las zonas descongeladas situadas a lo largo de las corrientes de agua que alimentan a los
hidrolacolitos pueden ser también favorables para el alumbramiento del agua subterránea,
aunque Muller, llego a la conclusión de que la mayor parte de los hidrolacolitos deben estar
alimentados por flujos relativamente insignificantes de agua subterránea. Loa flujos mayores se
manifiestan en la superficie a través de manantiales permanentes y no se cumulan en el subsuelo
para formas las masa de lacolitos.
La calidad química del agua de los ríos y lagos de las regiones árticas es generalmente excelente,
al igual que la de las aguas subterráneas que permanecen activamente renovadas a partir de
estas fuentes naturales de recarga.
En algunas aguas subterráneas de estas regiones se sabe que tanto la presencia del hierro como
del manganeso han llegado a causar ciertos problemas. Probablemente la presencia de
cantidades considerables de materia orgánica en ciertos terrenos acuíferos de origen aluvial
favorecen la conservación de la materia orgánica. Por otra parte, la materia orgánica en los
acuíferos puede provocar una coloración desagradable del agua, y con menos frecuencia,
sabores también desagradables.
El permafrost en si mismo, no ejerce mas que un efecto totalmente secundario sobre la calidad
química de las aguas subterráneas. La congelación parcial deja siempre un residuo de agua más
salada, de tal forma que por este procedimiento se puede pensar que podría haber tenido lugar
alguna concentración de sólidos disueltos durante el largo periodo de tiempo que necesito el
agua para congelarse y constituir las zonas de permafrost. En la mayor parte de los casos sin
embrago, la circulación del agua subterránea suele ser lo suficientemente rápida como para
haber podido desalojar el agua salada así formada, a mayor velocidad de la que esta pudo
formarse. Existe un estudio acerca de los efectos de los ciclos de congelación estacional en una
región donde la concertación es algunos constituyentes es mayor en invierno que en verano.

38
II. Ciclo hidrológico y medio ambiente – El agua nuevo desafío para la supervivencia
1.1 Ciclo hidrológico y balance hídrico.
1.1.1 Conceptos básicos.
El agua de los océanos, de la atmósfera y de las tierras modifica tanto su posición geográfica
como su estado físico, en una serie de cambios continuos que configuran el ciclo hidrológico.
Debido a que el ciclo hidrológico ha sido tratado por numerosos autores con diferentes enfoques
y profundidad, ha generado que no siempre se utilicen conceptos semejantes y la diversidad en
el uso de la terminología específica, producen a veces serias confusiones en lectores no avezados
en el tema al confrontar opiniones aparentemente contrapuestas.
A continuación se ordenan y clarifican algunos conceptos para evitar posibles confusiones.
Ambientes hidrológicos: se define como tal a aquellas partes de la Tierra donde ocurren los
fenómenos hidrológicos. Desde el punto de vista más general, los ambientes primarios que se
pueden diferenciar son: océanos y mares, masas continentales y atmósfera.
Dentro de estos ambientes primarios pueden considerare tantos otros como sea necesario; para
ello debe generalizarse el concepto diciendo que ambiente hidrológico es un espacio determinado
en el que actúan entradas, respuestas y salidas que constituyen procesos hidrológicos.
Estos procesos están conformados por los fenómenos hidrológicos que son distintas formas y
mecanismos por los cuales el agua se mueve, se distribuye y se almacena en la naturaleza, con
sus correspondientes cambios de estado.
El concepto de sistema, es útil para describir a los ambientes hidrológicos, por lo que es común
referirse de esa forma. Dooge (1973) define como sistema a cualquier estructura, dispositivo,
esquema o procedimiento, real o abstracto que relaciona para cierto tiempo de referencia, una
entrada (input), causa o estímulo, de materia, energía o información y una salida (output),
efecto o respuesta, de información, materia o energía.
Figura 1.1: Ciclo Hidrológico.

39
Refiriéndose a la figura 1.1, es importante analizar lo que sucede en la parte continental, dentro
de ella es preciso fijar sistemas de referencia en los cuales poder explicitar luego los procesos
del ciclo hidrológico. Estos sistemas de referencia son por lo general las cuencas.
Se define como cuenca hidrográfica de un curso de agua, en una determinada sección del
mismo, al área delimitada topográficamente en la cual los excedentes de lluvia caída son
conducidos superficialmente a través de los afluentes a la sección del curso considerada. Se
llama también cuenca imbrífera, cuenca topográfica, cuenca de captación, etc.
En ella actúan procesos hidrológicos de entrada como los fenómenos de lluvia, nieve, energía
solar, escurrimiento superficial y subterráneo de otros sistemas. Se producen procesos de
respuesta y transformación del sistema a través de fenómenos como infiltración,
almacenamiento en vegetación, superficie e interior del suelo, escurrimiento sobre el terreno y
en cauces, cambios de estado, etc.
La respuesta del sistema origina procesos de salida constituidos por fenómenos tales como
escurrimiento superficial y subterráneo hacia otros sistemas, evaporación y evapotranspiración
real hacia la atmósfera.
En los casos en que las divisorias de aguas superficiales y de aguas subterráneas no coinciden,
no es posible definir una sola cuenca. El concepto de cuenca hidrológica implica tener en cuenta
ambas divisorias.
En general, este concepto se refiere a sistemas en que es posible asociar a un punto o sección
de cauce determinada un área también determinada que contribuye a conformar el caudal de
agua que por él pasa.
Existen también otros sistemas de funcionamiento diferente, como es el caso de grandes áreas
de llanura, donde en muchos casos no existe una relación funcional de área de captación-sección
del cauce de salida, debido principalmente a la falta de una red de avenamiento jerarquizada y
a que las divisorias de aguas superficiales son dinámicas en función de la actividad pluvial.
1.1.2 Descripción de los fenómenos intervinientes en el ciclo hidrológico.
Precipitación (P): es la entrada principal al sistema físico, y se entiende por tal, al agua caída
en sus diferentes formas (lluvia, nieve, precipitación oculta, etc.)
De la cantidad total de agua que se precipita una parte se evapora en la misma atmósfera antes
de llegar al sistema físico.
La cobertura vegetal constituye el primer nivel de almacenamiento que se denomina
intercepción (I), que constituye la cantidad de agua que la vegetación es capaz de detener
inicialmente. Es un fenómeno de almacenamiento transitorio acotado entre un valor 0 y un valor
máximo que depende de las características propias de la vegetación y su densidad areal.
Parte del agua que inicialmente es retenida por la vegetación, escurre por las ramas y el tronco
o gotea desde las hojas llegando finalmente al suelo. La diferencia entre el volumen de agua
retenido inicialmente y el que por escurrimiento y goteo llega al suelo, se denomina
Intercepción efectiva (Fe) y es la cantidad de agua que finalmente es agotada por
evaporación volviendo a la atmósfera.

40
Se denomina Precipitación efectiva (Pe) a la cantidad de agua del almacenamiento o que de
la precipitación llega directamente a la superficie del suelo.
Almacenamiento o retención superficial (S): constituye el segundo nivel de
almacenamiento, es el agua que se acumula sobre el terreno hasta conseguir un tirante
hidráulico suficiente para vencer los efectos de rugosidad y poder escurrir en forma de lámina;
comprende también aquellos volúmenes que quedan retenidos en las cavidades y hondonadas
del terreno sin poder escurrir, conocido como Escarchamiento superficial, que más
lentamente es agotado por evaporación.
Se considera desde el punto de vista hidrológico a la evaporación, al cambio de estado líquido a
gaseoso que se produce desde superficies libres de agua, y como tal comprende a la que se
produce desde los almacenamientos por intercepción y superficial.
Se denomina Infiltración (I) a la cantidad de agua que se introduce desde la superficie hacia
el interior del suelo.
Cuando la precipitación efectiva supera a la capacidad de infiltración, de esta se da origen a la
denominada Escorrentía superficial (As) que se propaga sobre el terreno hasta alcanzar
líneas preponderantes, concentrase y constituir finalmente parte del escurrimiento total de un
curso de agua.
El tercer nivel de almacenamiento lo constituye el agua infiltrada en el suelo y que es uno de los
más difíciles de describir por su complejidad y por las diferentes formas de considerar su rol en
el ciclo hidrológico.
El agua que ingresa en el suelo puede encontrase con capas de relativa mayor impermeabilidad
dando lugar a la formación de una lámina de detención que a su vez da lugar a la denominada
Escorrentía subsuperficial o hipodérmica (Ass), que se produce en general siguiendo en
forma paralela la superficie del terreno, hasta que un corte o cambio brusco de pendiente lo
hace aflorar a la superficie o aporta directamente a un curso de agua. El escurrimiento superficial
conjuntamente con la escorrentía subsuperficial constituyen la escorrentía directa (AD) de
una tormenta.
Se denomina Recarga (RH) o Percolación al volumen de agua que recarga al primer acuífero;
constituyendo el cuarto nivel de almacenamiento considerado Freático (F).
Evapotranspiración (ET): es la combinación de los procesos de perdida de agua a la atmósfera
por evaporación a partir del suelo y transpiración a partir de las plantas.
A medida que se va produciendo esta redistribución del agua en el suelo por efecto de la
evapotranspiración, la zona saturada que constituye el almacenamiento freático alimenta a su
vez al suelo que tiene por encima por Ascenso capilar (C).
El agua que constituye el acuífero freático tiene un movimiento regido por las leyes de
escurrimiento en medios porosos saturados. En una cuenca hidrológicamente aislada, cuando el
nivel freático intercepta a los cauces que componen la red de avenamiento, descarga en ellos
proporcionando lo que se denomina escorrentía de base o subterránea (AG) que sumándose
a la escorrentía directa dan por resultado la escorrentía total (A) que transporta un cause.
Si el nivel de agua en un curso que se intercepta con el nivel freático es mayor que éste, se
puede producir el fenómeno inverso y entonces el agua de escurrimiento del cauce, Recarga
(RA) al acuífero freático.

41
Debido a las diferentes leyes físicas que gobiernan a la escorrentía directa y a la escorrentía de
base, las velocidades y los tiempos de aporte a un cauce son muy diferentes.
Generalmente la directa proporciona volúmenes de agua más importantes que conforman una
crecida debido a una lluvia, mientras que la de base proporciona los volúmenes de agua que
escurren a periodos inter-lluviosos. El derrame total que transporta un curso en un momento
puede estar constituido de aporte directo o de aporte de base o ambos a la vez.
En una cuenca hidrológicamente no aislada puede existir aportes superficiales y/o subterráneos
esporádicos o permanentes y también perdidas superficiales y/o subterráneas hacia otras
cuencas o en profundidad.
1.2. Balance Hídrico.
En el ciclo hidrológico o en una porción del mismo debe existir, conforme al principio de
conservación de masa, un equilibrio entre las entradas, las salidas y las variaciones del sistema
considerado. Las relaciones cuantitativas que se establecen para representar a este equilibrio,
constituyen las formulaciones de los balances hidrológicos. Para definir un balance hidrológico
es imprescindible definir el sistema o porción del mismo al que se aplica y el intervalo de tiempo
que se considera. Por lo tanto no existe una única expresión del balance sino tantas como
asociaciones de sistemas e intervalos de tiempo puedan plantearse.
1.2.1. Conceptos generales
Las técnicas de balance hídrico son, en líneas generales un medio sencillo de resolver problemas
hidrológicos, a nivel teórico – práctico.
Los balances hídricos nos permiten, con una información sencilla de adquirir, evaluar en forma
cuantitativa los recursos de agua de una región, cuenca, subcuenca, etc., así como los posibles
cambios acontecidos en función de variaciones climáticas naturales y/o antrópicas.
Del análisis del balance hídrico se desprenden conclusiones:
• El conocimiento del ciclo hidrológico.
• La definición de un uso mas racional de los recursos hídricos dentro de cuencas superficiales
y subterráneas en el espacio del tiempo.
• La predicción de las consecuencias debido a cambios artificiales en el régimen de ríos, lagos
y cuencas subterráneas para diferentes periodos de tiempo (anual, estacional, mensual,
quincenal, diario)
• La predicción de climas pasados en base a antecedentes históricos.
• La evaluación indirecta de cualquier componente desconocido dentro de él mediante la simple
diferencia entre los componentes conocidos.
• La detección de deficiencias en los datos de estaciones así como errores sistemáticos de
medición.

42
1.2.2. Metodología para la aplicación de los balances hídricos
La metodología para el calculo del balance hídrico es muy variada dependiendo de:
1. Períodos.
De acuerdo al tipo de información disponible y a los resultados que se esperan obtener los
balances hídricos pueden ser formulados para diferentes pasos de tiempo:
• Cortos: diario, quincenal o semanal.
• Medios: mensual o estacional.
• Largos: anual, decenal, etc.
2. Zonas
De acuerdo a las características y alcances del modelo a desarrollar el mismo puede abarcar
diferentes zonas como por ejemplo:
• Continentes
• Países
• Cuencas hidrológicas superficiales
• Cuencas hidrológicas subterráneas.
• Subcuencas hidrológicas (superficiales y/o subterráneas)
Masas de agua.
El balance puede ser aplicado a determinados sistemas del ciclo hidrológico como lo pueden ser:
• Lagos, embalses, lagunas, mares interiores.
• Acuíferos (libres, confinados, semiconfinados)
• Glaciares, capas de hielo.
• Atmósfera
Zonas especiales
• Bosques o abundante vegetación natural
• Areas de regadío
• Cuencas urbanas y rurales
• Acuíferos bajo explotación.
1.2.3. Componentes principales del balance hídrico
Los componentes principales del balance hídrico son:
• Precipitaciones (pluvial, nivel, etc.)
• Caudales (específicos, subsuperficial, subterráneo)
• Evaporación
• Evapotranspiración
• Almacenamientos del agua en diferentes formas (por intercepción, en depresiones, etc.)
1.2.4. Formulación básica de la ecuación de balance hídrico.

43
Para cualquier masa de agua y cualquier intervalo de tiempo, es su forma mas general la
ecuación de balance hídrico se puede expresar:
P + QSE + QSUE – Ev – Qss – Qsus  S   = 0
Donde:
P = Precipitación
QSE = Caudal superficial entrante
QSUE = Caudal subterráneo entrante
Ev = Evaporación (incluye evapotranspiración)
Qss = Caudal superficial saliente
Qsus = Caudal subterráneo saliente
S = Variación del almacenamiento
 = Error
Según los requerimientos de cada análisis y de la información disponible y en función de cada
una de las posibles alternativas vistas anteriormente, esta ecuación podrá modificarse,
suprimiendo términos o separando con mayor grado de detalle algunos de ellos.
Por ejemplo:
a) En cuencas hídricas de importancia, con grandes escurrimientos superficiales los términos
de escurrimiento subterráneo se deprecian:
P + QSE– Ev – Qss  S   = 0
b) Si no hay aportaciones desde otras cuancas y las áreas son bien definidas se deprecia el
caudal de entrad superficial contabilizándose únicamente el de salida:
P– Ev – Qss  S   = 0
c) Si el periodo de tiempo es a nivel anual, las variaciones de almacenamiento (en término
medio) pueden considerarse como equilibradas:
P– Ev – Qss   = 0
d) Si el balance hídrico se plantea para un área pequeña y para un periodo de tiempo corto, la
variación, por ejemplo, del almacenamiento resulta tener un peso relevante, y por lo tanto
la expresión resulta:
P + QSE + QSUE – Ev – Qss – Qsus  S   = 0
Donde la variación del almacenamiento S esta dad por:

44
S =  M  G  SL  SCA  SGL  SNI
Donde:
M = Variación de la humedad almacenada en el suelo.
G = Variación de la humedad almacenada en el acuífero.
SL = Variación de la humedad almacenada en lagos.
SCA = Variación de la humedad almacenada en canales.
SGL = Variación de la humedad almacenada en glaciares.
SNI = Variación de la humedad almacenada en cubierta de nieve.
La única manera en que un balance hídrico produzca un cierre exacto es conociendo el verdadero
valor de cada una de las variables, lo cual solo se puede lograr a partir de una correcta medición
de ellas.
No obstante nunca se logra un cierra exacto del mismo, por lo que es aceptable el término 
como factor de cierre.
Si es imposible obtener alguna de las variables del sistema, la misma se podrá obtener por
diferencia de las demás, de modo tal que el error de cierre quedará compensado en esta última
variable así estimada.
1.3. Balance hídrico terrestre y cambios climáticos.
El balance hídrico terrestre esta compuesto por un conjunto de diferentes balances hídricos. Las
tablas 1.1, 1.2 y 1.3 presentan datos sobre la presencia de agua en la tierra y la tabla 1.4
presenta el balance hídrico que resulta de la interacción entre los continentes y los océanos.
Area en 106 km2 Area en %
Masas de Agua 361 71
Continentes 149 29
Total 510 100
Tabla 1.1 Superficie de la tierra (Baumgartner, 1972)
Area en 106 km2 Area total en % Area continental
en %
Desiertos 52 10 35
Forestaciones 44 9 30
Llanuras 26 5 17
Tierras agrícolas 14 3 9
Regiones polares 13 2 9
Océanos 361 71
Tabla 1.2 Distribución de la utilización del suelo (Baumgartner, 1972)
Distribución del
Agua
103 Gm3 Cantidad de agua
Agua total % Agua dulce %

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Océanos 1300000 97
Mares y lagos
salados
100 0.008
Hielos polares 28500 2.14 77.6
Agua en la
atmósfera
12 0.001 0.035
Agua en
organismos
1 0.000 0.003
Lagos de Agua
dulce
123 0.009 0.335
Cursos de agua 1 0.000 0.003
Zona no saturada 65 0.005 0.18
Zona saturada 8000 0.60 21.8
Total de agua
dulce
36700 2.77 100
Total de agua 1337000 100
Tabla 1.3: Cantidad de agua sobre la tierra (Holy, 1982)
Región Area Precipitación Evaporación Escorrentia
106
Km2
m 103
Gm3/año
m 103
Gm3/año
m 103
Gm3/año
Océanos 361 1.12 403 1.25 449 -0.31 -46
Continentes 149 0.72 107 0.41 61 0.31 46
Tabla 1.4: Balance hídrico anual terrestre (Holy, 1982)
Océanos Area P -E Escorrenti
a
superficial
Interc
ambio
con el
océan
o
P-E Escorre
ntia
superfici
al
Intercambio con
el océano
1012
m2
mm mm mm 1012 m3 1012 m3 1012 m3 m3/s
Artico 8.5 44 307 351 0.4 2.6 3 94544
Atlántico 98 -372 197 -175 -36.5 19.3 -17 -543466
Indico 77.7 -251 72 -179 -19.5 5.6 -14 -440739
Pacífico 176.9 90 69 159 15.9 12.2 28 891318
Tabla 1.5: Balance hidrico anual de los océanos. (Holy, 1982)
La Tabla 1.5 muestra un resultado interesante cuando se aplica el balance hídrico en los océanos,
particularmente a lo que se refiere a intercambio de agua entre los océanos. Se puede concluir
que desde el océano Pacífico aproximadamente 440000 m3/s fluye hacia el océano Indico y una
cantidad igual hacia el Atlántico. Desde el océano Artico hacia el Atlántico fluye 94500 m3/s.

46
Este balance de agua explica porque hay un flujo promedio desde el océano Pacífico hacia el
Indico a través del archipiélago de Indonesia.
Los cambios a largo plazo en las cantidades del balance hídrico están asociados a los cambios
atmosféricos del medio.
El calentamiento global, consiste en el incremento de la temperatura promedio anual, en algunos
grados centígrados del planeta a nivel global. Las causas de este calentamiento son de
naturaleza física: los procesos industriales, de generación de energía y transporte y también
algunos agrícolas (en particular el cultivo del arroz) producen continuamente algunos gases que
retienen las emisiones de onda corta -calor- que normalmente se desprenden de la tierra hacia
el espacio. El resultado es un calentamiento general del planeta, que se detendrá hasta alcanzar
un nuevo equilibrio. Los gases que producen este efecto son, principalmente el bióxido de
carbono, los nitratos, los fluorocarbonados y el metano.
Hay evidencias para demostrar que desde 1880 la temperatura de la tierra se ha incrementado
en mas de 0.5 oC y este incremento es cada vez mayor. Asimismo se produjo un incremento del
nivel promedio del mar en este lapso.
El incremento de temperatura alterara de manera no lineal la precipitación, en cantidad, en
tiempos y en régimen de ocurrencia, inclusive aumentando en algunos lugares que a su vez
alterara de manera no lineal el escurrimiento y por ello la disponibilidad de agua. Por lo tanto
los principales efectos podrían ser los siguientes:
• Las lluvias disminuirían en verano y en algunos sitios aumentarían en invierno.
• Disminución de la nieve en zonas de alta latitud.
• Menos escurrimiento, dada la misma lluvia, por efecto de cambios en la humedad del suelo
y convección a la atmósfera.
• Mayor cantidad e intensidad de tormentas, tanto tropicales como de invierno.
Rodríguez Iturbe (1992), ha señalado que hay varios efectos que podrían retroalimentar el
cambio climático, haciendo más severos sus efectos. En particular, los cambios en la humedad
del suelo favorecerían una mayor disminución en la precipitación. La disminución en la cobertura
vegetal también retroalimentarían el proceso de sequías.
Así, los cambios en la precipitación y humedad del suelo, combinados con incrementos de
temperatura, pueden ocasionar cambios mayores en el escurrimiento. Estos estudios deben
proceder a nivel de cuencas.
2. La escasez del agua dulce.
El agua es un bien común esencial para la vida, que hasta hace muy poco se creía
superabundante y se gastaba sin medida, especialmente en las naciones ricas industrializadas.
Pero, en realidad, es un recurso relativamente escaso y en algunas partes del mundo
extremadamente escaso.

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