acuiferos karsticos costeros

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RESUMENLos acuíferos kársticos costeros presentan gran interés por sus importantes recursos y, fre -cuentemente, por ubicarse en zonas de gran demanda de agua. En estos acuíferos litoralestienen lugar procesos geoquímicos, que pueden acelerar el incremento de la permeabilidadsecundaria, a través de disolución de conductos kársticos. Por otra parte, las oscilacionesdel nivel del mar, durante periodos glaciares e interglaciares, han condicionado la presenciade esos conductos de circulación bien suspendidos o bien sumergidos bajo el mar. La gestióndel agua en estos acuíferos es muy interesante, pero presenta dificultades especiales, por elriesgo de intrusión salina. Esto ha motivado esfuerzos notorios en la mejora el conocimien -to del karst costero, y de las técnicas de captación.

Palabras claveHidrogeología kárstica; acuíferos costeros; intrusión marina; corrosión; manantiales salo -bres; protección de acuíferos.

ABSTRACTThe coastal karst aquifers present great interest by their important water re s o u rces and, fre -q u e n t l y, to be located in zones of great demand of water. In these aquifers take place geochem -ical processes, that can accelerate the increase of the secondary permeability, through dissolu -tion of karst conduits. On the other hand, the sea level oscillations, during glaciers and inter -glaciers periods, are conditionated the presence of suspended or submerged conduits of waterc i rculation under the sea. The water management in these aquifers is very interesting, but pre s -ents special difficulties, by the risk of saline intrusion. This has motivated well-known efforts inthe improvement the knowledge of coastal karst, and the techniques of pick up.

Key wordsKarst hydrogeology; coastal aquifers; sea water intrusion; corrosion; brackish spring; waterprotection.

ACUÍFEROS KÁRSTICOS COSTEROS.INTRODUCCIÓN A SU CONOCIMIENTO

Rafael Fernández Rubio*

Juan Carlos Baquero Úbeda**Doctores Ingenieros de Minas

*Catedrático y ** Profesor Asociado. E.T.S. de Ingenieros de Minas de Madrid*Presidente y **Jefe de Proyectos. FRASA Ingenieros Consultores

David Lorca Fernández***

Julio Verdejo Serrano*******Ingeniero Técnico de Minas e ****Hidrogeólogo

Ingenieros de Proyectos. FRASA Ingenieros ConsultoresCorreo electrónico: [email protected]

INTRODUCCIÓN

Los acuíferos kársticos se pueden desarro-llar en rocas solubles, en cualquier ámbito, desdezonas de alta montaña hasta el nivel del mar,siempre que se den adecuadas condiciones geoló-gicas (litológicas y estructurales), climáticas ymorfológicas. Conviene no obstante resaltar quela distribución geográfica de las rocas karstifica-bles no es regular sobre la superficie de la tierra,y tiene muy buena representación en el hemisfe-rio Norte entre los paralelos 30° y 50° (Komatina,1975).

Si nos ceñimos a Europa, de sus 10.606.782 km2

en un 29% (3.050.000 km2) afloran materialescarbonatados (Biondic y Bakalowicz, 1975),muchos de ellos situados a lo largo de la orla cos-tera (figura 1).

el mar, y vamos a poner el énfasis en sus aspectosparticulares, sin abordar aquellos otros comunescon el resto de sistemas kársticos.

Ante todo hay que destacar el interés eco-nómico de estos acuíferos, muchos de cuyosrecursos se descargan al mar, en forma de aguassalobres, mezcladas con las aguas marinas, altiempo que se produce la entrada del agua saladatierra adentro, y no podemos olvidar que la mez-cla de sólo un 2% de agua de mar con el agua dul-ce provoca serios problemas para su utilización, ysi se alcanza el 5% de mezcla ya se hace inade-cuada para casi todos los usos (ITGE, 1989).

Por lo que respecta a España, algunos de susacuíferos costeros sufren ya, de manera local,zonal o generalizada, los efectos de la intrusiónsalina, según se refleja en la figura 3, compuestaa partir del Libro Blanco de las Aguas Subterrá-neas (MINER y MOPTMA, 1994).

No pretendemos un estudio exhaustivo,dada el gran volumen de información acumulada,sobre estos acuíferos; por otra parte este trabajoes un avance de un estudio más completo, en cur-so de realización, por los firmantes de este traba-jo, del que ya anticipamos con anterioridad unasíntesis más breve (Fernández Rubio, et al. 2002).

Finalmente hay que señalar que, si bien laidentificación y análisis de las áreas kársticas cos-teras es el referente más inmediato, no podemosolvidar que, a lo largo de la historia geológica, en

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HIDROGEOLOGÍA DE ACUÍFEROS COSTEROS

Figura 1. Afloramientos de rocas carbonáticas en Europa(Biondic y Bakalowicz, 1975).

Figura 2. Afloramientos de rocas carbonáticas karstificables enEspaña (Durán, et al. 1989).

Por lo que respecta a España, los afloramien-tos de rocas carbonáticas ocupan 112.650 km2

(Biondic y Bakalowicz, 1975), lo que supone un22,3% de sus 504.750 km2 de superficie, parte deellos relacionados con varios miles de kilómetrosde costas. En la figura 2 se reflejan las áreas kárs-ticas en España, y se evidencia la localización deuna serie de ellas en ámbitos costeros.

En este trabajo nos vamos a circunscribir ala caracterización de este karst costero, cuyas sin-gularidades son consecuencia de su contacto con

muchas áreas hoy emergidas o soterradas se die-ron en el pasado condiciones costeras, con evi-dencia de paleokarstificación. Así, por ejemplo,en los alrededores de Avilés (Asturias), se reco-noce hoy una amplia rasa, que responde a unapaleosuperficie subhorizontal, que fue karst cos-tero. Lo que acontece es que, dada la rápida evo-lución geológica de estos procesos, a veces sondifíciles de reconocer esas condiciones paleokárs-ticas. Por ello, nos vamos a referir al karst coste-ro actual y, dentro de él, al formado por materia-les carbonatados, por ser los de mayor interéshidrogeológico.

CONDICIONES LITOLÓGICO-ESTRUCTURALES

En ámbitos marinos se han depositado, a lolargo de la historia geológica, muchas formacio-nes carbonatadas que, tras su sedimentación, hanemergido sobre el nivel del mar. Estos materialespueden aflorar sin cobertera o con muy escasorecubrimiento, quedando expuestos en condicio-nes de homoclinal, a los procesos de karstifica-ción. Es, por ejemplo, el caso de la llanura Nulla-bar en el Sur de Australia, o la costa de Los DoceApóstoles en Victoria (Australia), o el Norte de laPenínsula de Yucatán, México (LeGrand y LaMo-

reaux, 1975), o la costa del Algarve occidental,Portugal.

Pero, indudablemente, los materiales karsti-ficables en ámbitos costeros pueden responder acualquier condición estructural, que puede ir des-de llanuras costeras elevadas (como en la zona deNerja, Málaga), hasta áreas moderada o fuerte-mente tectonizadas; y estos materiales pueden seraflorantes o estar recubiertos (con mayor o menorespesor) por otros que no sean karstificables. Porotra parte el material karstificable (prioritaria-mente carbonático), puede presentar una permea-bilidad primaria (como las calcarenitas miocéni-cas de la costa del Algarve), o una permeabilidadsecundaria, por fisuras, fracturas y conductos dedisolución.

En todo caso hay que señalar que, en losámbitos kársticos costeros, los procesos de diso-lución pueden desarrollarse desde una profundi-dad cutánea, de apenas algunos metros, hasta pro-fundidades de centenares de metros, dentro de lafranja saturada. Esto último es frecuente comoconsecuencia de circulación sifonante, y podríaser el origen, por ejemplo, de los grandes conduc-tos kársticos localizados en las calizas del Apten-se de la Mina de Reocín (Galería del Agua), a másde 150 m bajo el nivel del mar, o el de los tantosconductos de disolución atravesados en sondeosde captación, en áreas costeras.

OSCILACIONES DEL NIVEL DELMAR DURANTE ELCUATERNARIO

En los ámbitos costeros las fluctuacionesdel nivel del mar han provocado modificacionesmuy sensibles, que han sido bien estudiadas. Loscambios en el nivel de base, debidos a procesostectónicos o glacioeustáticos, han dado lugar adesplazamientos verticales de la franja de transi-ción agua dulce – agua salada, con reflejo en pro-cesos de disolución localizados a diferentes altu-ras. En este sentido la principal fase de disoluciónkárstica costera se inicia en el Terciario-Paleóge-no y se continúa hasta nuestros días.

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ACUÍFEROS KÁRSTICOS COSTEROS. INTRODUCCIÓN A SU CONOCIMIENTO

Figura 3. Problemas de intrusión marina en acuíferos kársticoscosteros del litoral español (MINER y MOPTMA, 1994.Modificada).

Tal vez uno de los aspectos al que se ha dedi-cado más atención, en los sistemas kársticos coste-ros, es el relativo a la incidencia de las oscilacionesdel nivel del mar durante los episodios glaciares ei n t e rglaciares, que se han venido sucediendo desdeel Pleistoceno (fluctuaciones glacioeustáticas),habiendo oscilado desde -130 m durante periodog l a c i a r, hasta +90 m durante período cálido inter-g l a c i a r. En el caso del Mediterráneo las oscilacio-nes de nivel se reflejan en la figura 4.

(1989) resaltan la íntima relación, en la remodela-ción kárstica pleistocena, con los movimientospositivos y negativos del nivel del mar. En todoeste litoral carbonatado, tanto Paleozoico comoMesozoico, se presentan procesos mixtos marinosy continentales, con su mejor representación entreRibadesella y Unquera, donde al karst Neógenose sobreimponen etapas de remodelación kársticacontinental y marina, incrementándose la impor-tancia de estas últimas tanto al aproximarnos a lacosta y descender de cota. A pesar de ello sonescasas las cavidades que conservan la improntaerosiva y los depósitos marinos, sobre todo losmás antiguos, por haber sido erosionados en lasetapas continentales o marinas posteriores. Citancomo caso demostrativo las Cuevas del Mar, don-de, a una etapa de karstificación continental sigueotra de remodelación marina, con sedimentaciónde cantos y arenas marinas, correspondientes alnivel marino +2,0 / -2,5 m, atribuido al últimoglaciar. Posteriormente este nivel se cementódurante la etapa continental siguiente (Wurm), eincluso en algún punto está unido al techo de lacavidad por espeleotemas, estando actualmenteen fase de desaparecer por la acción del mar.

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Figura 4. Oscilaciones del nivel del mar Mediterráneo duranteel Cuaternario (Mijatovic, 1986).

Figura 5. Secuencia evolutiva para ciertas cavidades de la islade Mallorca (Ginés, 2000).

Es de señalar que ya se produjo una karsti-ficación importante con las primeras regresionescuaternarias del mar en el Riss, y que en la últi-ma regresión Würm 2, el nivel del mar descendióa la cota –100 con respecto al nivel actual (Mija-tovic, 1986).

En un karst costero, estas oscilaciones delnivel del mar se traducen en oscilaciones de lasuperficie freática (figura 5) y, por supuesto, delnivel de karstificación intensa, que se correspon-de por una parte con la franja de fluctuación pie-zométrica y, por otra parte, con la zona de mez-cla agua salada – agua dulce.

Son muy numerosos los estudios que se hanrealizado en el karst costero español, por laimportancia económica de esas áreas costeras.

Un buen ejemplo se presenta en el ámbitode la Cornisa Cantábrica. Hoyos y Herrero

Figura 6. Corte esquemático de La Falconera, en el macizo deGarraf, de acuerdo con diferentes inmersiones (Cardona i Olivan, 1990).

Además de estos procesos pleistocenos, sedocumentan los que han tenido lugar en relacióncon la transgresión postglaciar del Holoceno, enla que el mar invade de nuevo cavidades que últi-mamente habían estado bajo condiciones conti-nentales (Hoyos y Herrero, 1989). Se producen denuevo remodelaciones internas y externas de lamorfología, por disolución-corrosión, con forma-ción de un lapiaz de pequeñas cúpulas adosadasentre sí, con aristas irregulares y agudas. A la vezse dan procesos erosivos y/o deposicionales desedimentos marinos litorales, que marcan elmáximo transgresivo holoceno en las Cuevas delMar (+1,5 m).

Otro aspecto a destacar, en la Cornisa Can-tábrica, es la formación de "bufones" o surtidoresde agua del mar, por conductos más o menos ver-ticales, debidos a la compresión del aire interiorpor el embate del oleaje (Llanes, Suances, etc),creando en la salida un embudo de corrosión,debido al efecto spray que sufre el agua.

Zona también bien estudiada es la corres-pondiente a la Cordillera Costero Catalana (Frei-xes, 1989; Bosch, et al. 1990), y de manera con-creta el macizo carbonático de Garraf-Ordal, inte-grado por una secuencia de calizas y dolomías delCretácico, con calcarenitas del Mioceno, en con-tacto con el mar. En este macizo hay un desarro-llo espectacular de formas exokársticas (campode dolinas de Campgrás), y endokársticas conmás de 300 cavidades, en su mayor parte en for-ma de simas, entre las que destacan: l’avenc del’Esquerrá (205 m), l’avenc dels Esquirols (210 m),l’avenc del Bruc (118 m), l’avenc de la Silvinota,etc. Estas formas responden a una karstificaciónpretérita y pueden considerarse como integrantesde un paleokarst. Las escasas cavidades de desarro-llo horizontal, como cova Bonica y la surgenciade La Falconera (figura 6), se pueden relacionarcon las zonas inundadas, condicionadas por elnivel del mar.

Interés especial tiene todo el conjunto de lasislas Baleares (Ginés y Ginés, 1989), en las queabundan las áreas kársticas, con todas las morfo-logías exokársticas (lapiaz, dolinas, grandesdepresiones) y endokársticas (cavidades vertica-

les, formas de drenaje superficial, cavidades dedesarrollo clástico). Indudablemente muchos deestos sistemas pueden considerarse costeros y, deuna forma o de otra, tienen condicionantesimpuestos por esa proximidad al mar. Es precisa-mente la Serra de Tramuntana, que se extiende alo largo del borde noroccidental de la isla deMallorca, la que presenta un mosaico completísi-mo de morfologías kársticas (figura 7), con depre-siones de control estructural, cañones, campos dedolinas, sumideros, abundantes formas de lapiazy, por supuesto, con un catálogo amplísimo deformas endokársticas.

Es de destacar, en la isla de Mallorca, la pre-sencia de lagos de aguas salobres (Coves delDrac, en Manacor), establecidos en correspon-dencia con el actual nivel marino (Ginés y Ginés,1989). Por otra parte, en muchas cavidades de lasBaleares (por ejemplo en el Migjorn mallorquí ymenorquí, o en las cuevas de Formentera) juegaun papel genético muy importante la mezcla entreagua dulce / agua salada (Ginés y Ginés, 1989),cuya trascendencia espeleogenética ha sido pues-ta de manifiesto en numerosísimos karst costerosen el mundo.

En el karst de las Baleares la evolución delos niveles de base del mar ha dado lugar a fre-cuentes interferencias de los procesos litorales ykársticos. Aquí, al igual que en otros casos, lossedimentos depositados, los aportes paleontológi-cos, y la datación isotópica de los espeleotemas,

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aportan precisiones muy notables a las fluctuacio-nes del Mediterráneo, durante el Pleistoceno.Ginés y Ginés (1989) han establecido una perfec-ta correlación, para los últimos 250.000 años,entre las edades aportadas por las muestras y losestadios de nivel marino, establecidos a partir delregistro marino de isótopos de oxígeno. Al inter-glacial Mindel-Riss corresponden alineaciones deespeleotemas freáticos observados por encima delos 30 m, sobre el actual nivel del mar.

Cuando se produce un aumento del nivel delmar, en su interacción con un acuífero kárstico, sepueden formar los denominados "blue holes"(agujeros azules), fundamentalmente en acuíferosactivos en época reciente (Pleistoceno), con doli-nas relacionadas con galerías activas que alimen-

tan a surgencias costeras; al elevarse el nivel delmar, las antiguas dolinas se convierten en surgen-cias submarinas según el esquema reflejado en lafigura 8 (Civita et al. 1989).

Numerosos ejemplos de estas surgencias secitan en la literatura kárstica, destacando en Italialos "salmastres" de la costa de Puglia y del Golfode Tarento; los de la isla de Andros, en Grecia; ylos de Barbados, Bahamas y Yucatán, en las cos-tas caribeñas, donde la profundidad de los con-ductos kársticos puede superar los 90 m bajo elnivel del mar.

En los casos citados, la existencia de estalac-titas y estalagmitas, presentes en las referidas gale-rías inundadas, permiten, mediante datación, esta-blecer la edad de las oscilaciones del nivel del mar.

Por el contrario, si el karst costero es muyantiguo, y ha estado sujeto a una historia evoluti-va muy compleja, se puede producir la "evolucióninversa" (Perna, 1994), representada por la col-matación de los conductos del endokarst inicial, yla reactivación de un karst actual a cotas más ele-vadas. Perna cita el caso de la gruta de CuccuroTiria, en la cuenca minera de Iglesiente (al Sur deCerdeña), que muestra un caso muy notable deesta evolución (figura 9).

En dicha región el karst se desarrolló desdeel Cámbrico hasta el Trías, sin interrupción, y se

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Figura 7. Representación esquemática de los tipos de cavidades en Mallorca (Ginés, 1995, 2000).

Figura 8. Efectos de los movimientos eustáticos en elfuncionamiento de karst costero (Civita et al. 1989).

G: Surgencia. D: Dolina. BH: Blue hole.

colmató durante el Eoceno-Oligoceno, convir-tiéndose en paleo-karst; numerosos episodioshidrotermales, aun hoy día activos, lo mineraliza-ron con diferentes paragénesis, al tiempo que sedesarrollaba el sistema actual de drenaje.

GEOMORFOLOGÍA EPIGEA EHIPOGEA

El modelado epigeo del karst costero puedecaracterizarse por la presencia de lapiaz costero,calas y cavidades. En la formación del lapiazactúa tanto la disolución de la roca y la meteori-zación mecánica como, en gran medida, al mediobiológico implantado. Por su parte las calas sedeben tanto a la inundación eustática de antiguoscursos fluvio-torrenciales, como a mecanismos decolapso y dinámica litoral, todo ello bien relacio-nado con la fracturación y karstificación existen-te. Las cavidades costeras y submarinas, pueden

deberse a la acción erosiva del mar, pero el papelfundamental lo juega la geoquímica de la zonafreática, de mezcla entre agua dulce y salina,combinada con el propio drenaje subterráneohacia el mar.

Como consecuencia de las variaciones delnivel del mar, es frecuente que, con su elevación,muchos fondos de dolinas, formadas en la franjade aireación, se encuentren bajo el nivel del agua.Esto ha ocurrido, por ejemplo, con las grandesvariaciones de nivel del mar durante el Pleistoce-no, de tal manera que ahora numerosas dolinas ysimas aparecen inundadas decenas de. Así aconte-ce, por ejemplo, en el acuífero Terciario de Flori-da o del Sureste de Georgia, USA (LeGrand yLaMoreux, 1975) y, de manera muy espectacular,en los cenotes de la costa de Yucatán y de Tailan-dia.

En relación con estas variaciones del niveldel mar, han sido bien estudiadas las cristaliza-ciones epiacuáticas (aquellas que se producen enla superficie del agua), por ejemplo en las islasBaleares (Pomar, 1989). Estas cristalizaciones segeneran por la difusión del CO2 en la interfaseagua-aire, por lo que la zona de sobresaturacióncorresponde exactamente a la superficie del agua.Estas cristalizaciones, existentes en ciertas cuevascosteras, adquieren un interés especial, en tantoconstituyen un valioso registro de las sucesivasposiciones del nivel del mar. En la cueva de SaBassa Blanca es donde se ha reconocido el mejory más completo conjunto, con grupos de bandasque aparecen desde la cota +35 hasta la –15, res-pecto al actual nivel del mar.

HIDRODINÁMICA DE ACUÍFEROSCOSTEROS

Como en cualquier karst el funcionamientohidrodinámico está controlado por la red de frac-turas, que favorece, por disolución, franjas de per-meabilidad preferente, en este medio anisotrópico.

Por otra parte, todo sistema kárstico puedeser considerado como activo o inactivo. Los siste-mas costeros en general son activos, excepto

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Figura 9. Evolución inversa de un karst (Perna, 1994).

A: Estado inicial. B: Establecimiento del paleokarst poroscilación del nivel del mar y termalismo. C: Reaperturamoderna de la circulación kárstica, a cota más elevada.

cuando son muy reducidas las posibilidades derecarga, las de descarga, la permeabilidad o lacarga hidráulica (LeGrand y LaMoreux, 1975).

Cuando el karst está activo tiende a desarro-llarse una circulación acuífera subterránea muycaracterística, creadora de todas las formas de cir-culación epigea, que fácilmente pasan de condi-ciones de flujo laminar a flujo turbulento. En todocaso una característica hidrodinámica bien con-sensuada, en estos acuíferos, es la doble permea-bilidad, consecuencia de la simultaneidad deambas condiciones, con circulación por microfi-suras y por conductos.

Un hecho bien específico, en estos sistemaslitorales, es el relativo a que las variaciones delnivel de base, impuesto por el mar, tanto climáti-cas como tectónicas, son un condicionante here-dado de las paleosurgencias submarinas. Estehecho, común para los sistemas costeros, seacompaña de una zona de mezcla agua dulce -agua salada, que se ve acompañada de una espe-cial agresividad (figura 10).

En este sentido hay que señalar que, enregiones costeras, la típica curva de variación del

volumen de huecos y circulación acuífera, con laprofundidad (Sánchez de la Torre, et al. in Llopis,1970) presenta una morfología singular. En gene-ral, en el karst, se observa un incremento de laprobabilidad de encontrar huecos al acercarnos ala franja de fluctuación del nivel piezométrico,para luego descender esta probabilidad dentro dela franja saturada. En los acuíferos costeros la sin-gularidad es que se produce un nuevo incrementode la permeabilidad secundaria, al aproximarnosa la zona de mezcla agua dulce / agua salada(figura 11). Esto se debe a que, frecuentemente,cuando se ponen en contacto dos tipos de aguassaturadas, respecto a rocas carbonatadas, el resul-tado de mezcla es, generalmente, un agua subsa-turada respecto a la calcita y dolomita, con mayorpoder de disolución (Hanshaw y Back, 1979).

No obstante hay que señalar (Wigley yPlummer, 1976) que la mezcla de agua dulce y deagua de mar puede ser infrasaturada con respectoa la calcita (agua agresiva), o sobresaturada (pre-cipitación de carbonato cálcico); incluso, la mez-cla puede producir intercambios químicos con laroca almacén (dolomitización). Para adecuadas

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Figura 10. Sección esquemática de una costa en materiales calizos (Ginés, 2000).

proporciones de mezcla se produce una disolu-ción importante de las rocas carbonatadas, y estoocurre en la parte superior de la franja de transi-ción agua dulce – agua salada.

RECURSOS HIDROGEOLÓGICOS

Los acuíferos kársticos costeros constitu-yen, frecuentemente, almacenamientos hidrogeo-lógicos de gran interés, por los recursos que pue-den aportar, si bien la utilización de sus reservaspuede provocar graves riesgos, como consecuen-cia de la intrusión salina.

Por referirnos a algunos casos concretospodemos señalar la descarga de agua subterráneaal mar, procedente de la unidad hidrogeológicadel Maestrazgo (Castellón), que se produce a tra-vés de la Sierra de Irta, entre las poblaciones dePeñíscola y Alcocéber, con una descarga mediacomprendida entre 100-200 hm3/a.

En este sistema la explotación directa delacuífero se cifra en, tan sólo, 5 hm3/a, en un encla-ve con fuerte demanda y pluviometría media de

600 mm/a (Serrano, et al. 1995). Los materialesque componen dicha serranía, están integradosmayoritariamente por rocas carbonatadas del Jurá-sico (calizas, calizas dolomíticas y dolomías delLías-Kimmeridgiense inferior, con espesor mediode 600 m en Irta), y del Cretácico (calizas bioclás-ticas y micríticas del A l b i e n s e - C e n o m a n i e n s e ,poco desarrolladas en este sector), y la permeabili-dad principal se debe a la fisuración-karstificación.

Otro sector bien documentado es el del Llanode Inca-La Pobla (isla de Mallorca), que se desarr o-lla longitudinalmente, a lo largo de 35 km, desdeEl Portol-Santa María del Camí (150 m s.n.m.)hasta la bahía de Alcudia. Se trata de un área confuerte implantación agrícola (regadíos) y turísti-ca, con un acuífero carbonatado del Lías, Messi-niense y Plioceno, recubierto por Cuaternario. Eneste caso la descarga al mar es de escasa cuantía(2-4 hm3/a), debido a la existencia de la Albuferade Alcudia que intercepta la mayor parte del flujovertiente (30 hm3/a). La explotación del recursosubterráneo se cifra en 40 hm3/a, con una recargaestimada en 80-90 hm3/a, producida a través delluvia directa, infiltración desde torrentes, exce-dentes de riego e infiltración de aguas residualesurbanas (Sahún, et al 1995).

Por su parte el acuífero costero de Benissa(Alicante), perteneciente a la zona Prebética, es unsistema complejo constituido, principalmente, porcalizas del Cretácico y Oligoceno, con espesor dehasta 500 m, y 300 km2 de extensión. La existenciade intercalaciones impermeables (margas) y la frac-turación existente, dividen el acuífero en una seriede bloques hidrogeológicamente independientes. Elsistema presenta una intensa karstificación, conimportantes conductos endokársticos, abiertos des-de la línea de costa (cueva de Moraig), que consti-tuyen vías de circulación acuífera rápida, generadasa favor de la fisuración del macizo (la porosidad efi-caz (1,4 a 10%) es muy dispar, a consecuencia de laheterogeneidad y anisotropía del medio). A p r o x i-madamente 7 hm3/a de agua son extraídos por bom-beo, mientras que, de forma natural, se produce des-c a rga lateral hacia torrentes o circulación submari-na hacia el mar (13-45 hm3 /a), dependiendo de laslluvias registradas (Calaforra, et al. borrador 2000).

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Figura 11. Incremento de la disolución y permeabilidad enfunción de la profundidad y presencia de interfase agua salada/ agua dulce (LeGrand y LaMoreaux, 1975, modificado).

Figura 12. Corte hidrogeológico en una isla de coral (Zoppouet al. 1994; in Falkland, 1994).

Otro caso, que se puede citar, es el del acuífe-ro de las Serres de Llevant (isla de Mallorca), des-arrollado en dolomías del Lías inferior, con trans-misividad variable entre 10-300 m2/d que, en deter-minados puntos, alcanza hasta los 2.000 m2/d, conun gradiente relativamente importante de 1-5,5%.La recarga de esta reducida unidad se estima en25 hm3/a (lluvia media 500-700 mm/a), produ-ciéndose su descarga tanto a través de flujos difu-sos hacia los materiales detríticos o carbonatadosvecinos, como directamente al mar. El sistemaestá sometido a un intenso bombeo para abasteci-miento urbano y agrícola (20 hm3/a) (Calaforra, etal. borrador 2000).

Custodio (1988) cita también al Bloque deGaià, en Cataluña, integrado por calizas, calcare-nitas y margocalizas, fracturadas y karstificadas,donde se ha producido la salinización de numero-sos pozos, lo que ha obligado a trasladar los pun-tos de captación hacia el interior del macizo.Igualmente aporta también alguna informaciónsucinta relativa a otros dos acuíferos kársticoscosteros: Macizo del Cardó-Vandellós, y Montsiá.

Frente a estos ejemplos, de acuíferos degran entidad, existen otros de recursos muchomás limitados, pero de gran interés económico.Es el caso, por ejemplo, de las islas de coral, prin-cipalmente en los océanos Pacífico e Índico. Enestos atolones se consigue captar el agua dulce,existente en forma de lentejones. Se trata de unrecurso muy frágil, que debe ser captado con téc-nicas muy cuidadosas, para poder convertirse enun recurso seguro. Se trata de acuíferos con varia-ciones de nivel piezométrico, y de la interfaz,como consecuencia de la recarga por lluvia, y delas extracciones, con una protección mínima,dada la muy elevada permeabilidad del arrecife.

En muchas de estas islas la pluviometría esmuy elevada, y el nivel del agua se encuentra ape-nas a uno o dos metros bajo la superficie. En elcaso del atolón de South Keeling el acuífero con-siste en varios centenares de metros de espesor decoral (figura 12), en los que se ha desarrolladouna intensa karstificación, durante la emergenciaque tuvo lugar con motivo del último periodointerglacial (hace 120.000 años) (Falkland, 1994).

Mediante un cuidadoso balance hídrico dia-rio, se ha podido cuantificar el significativo efectode la evapotranspiración producida por los cocote-ros (transpiración de 70 a 130 l/d/árbol), y se hapodido estimar que el 20% de la recarga mediaanual puede ser extraído en condiciones de seguri-dad, por lo que ha sido definido el caudal explota-ble en el 17%; la evolución de la salinidad confir-ma que esta explotación es aceptable. El sistemade captación consiste en galerías o sondeos hori-zontales, situados justo bajo el nivel medio delmar (cota - 0,30 m), conectados a un pozo centralde bombeo, con fondo hormigonado (figura 13).

Por supuesto a nivel mundial son numerosí-simos, y muy ilustrativos, los estudios realizadospara evaluar los recursos hidrogeológicos de losacuíferos kársticos costeros, y la información deellos derivada.

SURGENCIAS SUBMARINAS

Durante los periodos fríos del Pleistoceno ydel Cuaternario, tuvo lugar una circulación ydisolución activas a cotas ligeramente por debajodel actual nivel del mar. En el periodo intergla-ciar, en el que nos encontramos, muchas grandessurgencias submarinas son consecuencia de esaelevación del nivel del mar. Este es un fenómeno

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do de dilución sufrida por el flujo marino en sutrayecto.

Mijatovic (1986) esquematiza muy bien elcomportamiento de la zonación salina en los acu-íferos kársticos costeros (figura 14), poniendo enevidencia las diferencias con los sistemas detríti-cos, consecuencia de su heterogeneidad y aniso-tropía, pero también de las amplias variacionesestacionales de su piezometría:• El agua de mar ("acuífero" infinito), con

nivel potenciométrico (carga hidráulica)casi constante (variaciones debidas a lasmareas y al oleaje), penetra en la red kársti-ca por los conductos más profundos, con uncaudal que es función inversa de la carga deagua dulce.

• El agua dulce, procedente de la alimenta-ción próxima o lejana, tiende a circularhacia la surgencia más próxima y más ele-vada, en la franja más superficial de la redkárstica, por encima de la cuña salada.Se puede decir que el agua del mar juega el

papel, en cierto modo, de "tapón" y freno a la sali-da del agua dulce, pero, finalmente, el flujo esfunción de la carga hidráulica del agua dulce, y delas características de los conductos kársticos, yvaría en función de la recarga (precipitaciones,infiltraciones de aguas superficiales o aportesdesde otros acuíferos). Otro factor con influencia

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generalizado, con ejemplos muy bien estudiadosen el Mediterráneo, en las costas de Florida(USA), y en muchos otros lugares del mundo.

Ejemplos muy notables de este tipo de sur-gencias submarinas están identificadas en lascostas del Líbano (por ejemplo las calizas turo-nienses de la Checa, referenciadas por Mijatovic,1975), Grecia, Eslovenia, Francia, ... En Españauna de las más famosas es La Falconera, en elmacizo de Garraf, en las Cordilleras CosterasCatalanas (Freixes, 1989), con descarga delorden de 500 l/s (Custodio, 1988), pero tambiénpodemos citar las salidas visibles de Alcocebre yPeñíscola (Castellón), con descarga de 60 hm3 enaños húmedos (Giménez y Morell, 1988).

Mención especial merece el conspicuocomportamiento de la isla de Cefalonia (Grecia),enteramente caliza, donde existe una circulaciónkárstica entre Argostoli y Sali, de 14 km de reco-rrido en línea recta, que cruza toda la isla en untiempo de 16 horas (comprobado en 1982 con tra-zado de fluoresceína). Esta circulación se desarro-lla sumiéndose el mar directamente en la costa(katabotre, ponor equipado), saliendo por el otrolado de la isla. El mecanismo hidráulico se debea la infiltración del agua de lluvia, que diluye alagua marina tras penetrar ésta en el sumidero, demanera que el caudal surgente, al otro lado de laisla, es tanto mayor cuanto más grande es el gra-

Figura 13. Sección de una captación en un atolón (Falkland, 1994).

es la diferencia de densidad de cada una de estasaguas y, con menor influencia, de las diferenciasde temperaturas.

Como consecuencia de esas variaciones, enla carga hidráulica, los conductos kársticos litora-les más profundos pueden jugar un papel de esta-vellas, es decir, pueden funcionar a veces comosurgencias y a veces como sumideros (figura 14).Este funcionamiento puede tener relación con lasvariaciones piezométricas entre época de lluvias yépoca seca, pero también puede responder, sim-plemente, a las variaciones del nivel del mar pro-vocadas por las mareas (Carlin, et al. 1968, inTadolini, et al. 1996).

El efecto de las mareas ha sido bien estu-diado en el acuífero Byscaine, en la costa de Flo-rida (USA), constituido por calizas arenosas yareniscas calcáreas cavernosas (diferentes autoresin Stringfield y Rapp, 1984). Aquí, con motivo deuna importante sequía (1938-1939), el agua sali-na penetró desde la costa atlántica hasta el ParqueNacional de los Evergaldes (ya en la costa de Gol-fo de México). Esto sucedió al quedar el nivel delmar, en la marea alta, por encima del nivel delacuífero (por periodos de 2 a 5 horas), con lo cualprogresivamente se produjo la migración del aguade mar hacia el interior, a lo largo de los canales

de drenaje, alcanzando más de 10 millas en algu-nos de ellos, y afectando a algunos pozos de cap-tación para Miami (figura 15). En la actualidad sedispone de un sistema de gestión que permiteretener agua dulce, en los canales, al final delperiodo de lluvias, consiguiendo estabilizar elmovimiento del agua salina en el acuífero.

HIDROQUÍMICA DE ACUÍFEROSCOSTEROS

Los manantiales costeros, bien sean aéreosu submarinos, normalmente descargan aguassalobres; incluso, en aquellos casos en que, comoconsecuencia de la carga hidráulica y de la estruc-tura geológica, se produce esta descarga a bastan-te distancia de la línea de costa (Bakalowicz, etal. 1995).

En estas condiciones, algunas característi-cas importantes, en el karst costero, son conse-cuencia del complejo abanico de condicionesgeoquímicas derivadas de la mezcla de agua dul-ce – agua salada, que puede dar lugar tanto a pro-cesos de precipitación como de disolución, oincluso de transformaciones minerales (Pomar,1989).

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Figura 14. Esquema de la circulación kárstica en zona litoral kárstica (Mijatovic, 1986).

El quimismo de estas aguas está muy condi-cionado, no sólo por el régimen de funcionamien-to del sistema y por la climatología, sino espe-cialmente por la presencia del agua marina. Así,pueden coexistir aguas de baja mineralización(<300 mg/l) y facies bicarbonatada, con otras dealta mineralización (>10.000 mg/l) y facies cloru-rada sódica, resultantes de la mezcla de agua dul-ce con agua marina, consecuencia de la intrusión(por ejemplo los acuíferos de Benissa y el Motgó,en Alicante, figura 16).

En todo caso hay una amplia bibliografíarelativa a la karstificación asociada a la zona demezcla de agua dulce continental y agua saladamarina (Hanshaw y Back, 1979; Custodio yBayó, 1989), como consecuencia de la apariciónde subsaturación respecto a los minerales carbo-natados, en ciertos intervalos de mezcla, ya que la

mezcla de ambas aguas produce cambios en lasaturación en carbonatos. Estos procesos han sidobien estudiados en Florida y en la península delYucatán (figura 17), donde se encuentran losconocidos cenotes (palabra maya Ts’ono’ot =caverna con depósito de agua, Diccionario Maya,1980, in Gaona-Vizcayno, et al. 1980) pero tam-bién en el área mediterránea española.

Hace muchos años William Back lanzó laidea de que el contacto agua dulce – agua saladadaba lugar a una geoquímica altamente reactiva,

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Figura 15. Acuífero Biscayne y canales de drenaje en el Sur deFlorida, USA (Stringfield y Rapp, 1984).

Figura 16. Acuíferos costeros de La Marina (Rodríguez y medina, 1988).

Figura 17. Corte del cenote Bolonchohol (Gaona-Vizcayno, et al. 1980).

incrementando la disolución y, como consecuen-cia, la permeabilidad de las rocas carbonatadas(Back, 1992). Posteriormente, aplicando princi-pios químicos termodinámicos, se demostró quela simple mezcla de dos aguas en equilibrio, oincluso sobresaturadas respecto a minerales car-bonatados, puede dar lugar a una mezcla infrasa-turada, con respecto a ese mineral y, por tanto,con poder de disolución. Este es un proceso muynormal en descargas de agua dulce al mar, en acuí-feros kársticos (figura 18) y, por supuesto con netainfluencia en la geomorfología de la costa.

Salentina (Italia), en calizas y calizas dolomíticasdel Cretácico, llegando a interesantes conclusio-nes relativas a la variación del quimismo. En lasaguas poco influenciadas por el agua de mar sepresenta la siguiente gradación: Na+ < Mg++ <Ca++, mientras que en las que presentan mayorinfluencia marina la relación es: Na+ > Mg++ >Ca++. Igualmente se observa una neta zonación enlo que se refiere a la distribución del valor de larelación r(Ca + Mg) / r(Na +K), que en el primercaso tiene un valor medio de 3,26 y en el segun-do de 0,57.

Con respecto a elementos minoritariostambién se pueden establecer interesantes con-clusiones, en los acuíferos kársticos costeros, apartir del análisis de elementos minoritarioscomo Li+, Sr+ +, y Br-, especialmente para dife-renciar salinidad procedente del mar o de otrosaportes continentales.

La distribución del CO2 independiente, ydel equivalente del HCO3

= (expresado en CO2),muestra una disminución al aumentar la distanciaa la costa, al tiempo que los máximos valores sepresentan donde existe mayor permeabilidad(figura 19).

INTRUSIÓN MARINA Y CALIDADDELAGUA

Todo sistema kárstico es muy sensible, engeneral, a los procesos de contaminación, dadoque su poder autodepurador es muy reducido. Uncaso bien conocido es el que tiene lugar en elmacizo de Garraf (Barcelona), derivado de la pre-sencia de un vertedero de residuos sólidos urba-nos, en la Vall del Fonts de les Tarradelles, que dalugar a la contaminación orgánica en la surgenciasubmarina de La Falconera (Custodio, 1975 yCustodio y Galofré, 1976).

Pero lo más notorio, en los acuíferos kársti-cos costeros, conectados directamente con el mar,es el riesgo de intrusión salina, consecuencia delas elevadas permeabilidades (muy condicionadaspor la fisuración y karstificación), y de las explo-taciones a las que están sometidos estos sistemas.

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Figura 18. Sección esquemática mostrando loscomportamientos frente a la karstificación generados por elflujo de agua subterránea (Back, 1992).

En todo caso los procesos son complejos, ypuede haber muchos condicionantes externos, ono ligados simplemente a la mezcla de ambasaguas. No obstante los hechos corroboran quehay un aumento de la karstificación en la zona demezcla.

Hay que señalar, también, que, en la físico-química de estos acuíferos costeros, juegan papelno despreciable los cambios iónicos Ca++ - Na+,así como ciertos procesos de dolomitización oaumento de la fracción magnesiana en las calizas,aunque sin que pueda ser considerado como unproceso general de dolomitización (Custodio yBayó, 1989). Estos procesos pueden ser variablesa lo largo del año, al variar los aportes de aguadulce, como se ha puesto de manifiesto en elmacizo de Garraf por el balance de masas(Bosch, et al. 1990).

Tadolini et al. (1982, 1996), analizan losequilibrios químicos de las aguas en la Península

En estas condiciones, cuando este fenómeno seproduce su evolución es muy rápida.

A lo largo de todo litoral kárstico son bienconocidas las descargas de agua "dulce" y, por esomismo, son muy atractivas las captaciones tierraadentro, que, si no se realizan con los debidoscontroles, pueden hacer descender el nivel deagua dulce por debajo del nivel del mar, produ-ciendo un efecto de intrusión marina (desplaza-miento de la interfase hacia tierra adentro), queafecta a la calidad química del agua y, en conse-cuencia, a las posibilidades de utilización. En estesentido hay que tener en cuenta que una mezclade tan sólo un 5% de agua de mar, supondría unincremento de cloruros por encima de 1.500 mg/l,lo que la hace inadecuada para consumo humanopero, incluso con cantidades inferiores, el aguadeja de ser utilizable para el riego de muchostipos de plantas.

Esta salinidad, frecuentemente, acusa varia-ciones importantes, en relación inversa con elcaudal. Esto se debe, por una parte a que el mayoraporte de agua dulce supone una reducción en elporcentaje de mezcla de agua salada, pero, espe-

cialmente, el comportamiento es consecuencia dela elevación del nivel piezométrico (por efecto derecarga), y el consiguiente descenso de la cuñasalina. Mijatovic (1992) presenta un buen ejem-plo (tomado de Monopolis y Mastopis, 1969),referente al manantial de Almiros, en el sistemakárstico de Iraklion (isla de Creta), en el que esevidente el efecto de las lluvias sobre el incre-mento de los caudales, y la disminución de la sali-nidad del agua (figura 20).

Al analizar los problemas de acuíferos kárs-ticos asociados a la intrusión marina (Burillo, etal. 1988; Fernández y Herráez, 1989), se incluyenlos siguientes sistemas carbonatados costeros:Cuenca del Pirineo Oriental: macizos de Garraf,Vandellós, Montgrí y Montsia; Cuencas del Júcary Segura: zona de Cullera y Gandía, y Denia-Jávea (problemas locales); Cuenca del Sur: Sierrade Gádor, Sierra Alhamilla, Sierras de Tejeda yAlmijara; e islas Baleares: Llano de Palma, Sierrade Levante y zona de Mitjorn (Menorca).

El mejor indicador de la intrusión marinason los cloruros, y también la relación rCl-

/rCO3H=, puesto que el agua marina, al contrario

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Figura 19. Distribución del valor de la suma del CO2 independiente y del bicarbonato expresado en CO2, en la PenínsulaSalentina (Tadolini, et al. 1982).

que la continental, no aporta cantidades significa-tivas de bicarbonatos y sí de cloruros (Burillo, etal. 1988).

Mijatovic (1992) indica la influencia de lainvasión de agua de mar, en el sistema kársticode Agios Nikolaos (Creta), hasta distancias de 5a 6 km de la costa (con salinidad media del ordende 600 mg/l).

En el acuífero de Garraf, constituido porcalizas jurasicas y cretácicas, la salinización seextiende varios kilómetros tierra adentro (Cus-todio, 1982, in Fernández y Herráez, 1989),alcanzándose valores de cloruros de 5 a 6 gr/l enla zona costera (IGME, 1985; Burillo, et al.1988). En el extremo SW de este macizo se haproducido una intrusión marina, que afecta acaptaciones situadas a 8 km al interior (Carbo-nell, et al. 1988), debida a la existencia deimportantes extracciones, para abastecimiento

de las poblaciones. La karstificación se ha des-arrollado a favor de la red de fracturas origina-das por la orogenia Alpina, y la intrusión marcala circulación preferencial según direcciónN N E - S S W, observándose contenidos en Cl-entre 1.000 y 4.000 mg/l, en las zonas de mayorbombeo. En estos pozos se observan importan-tes variaciones de salinidad, en cortos periodosde tiempo, en función de la intensidad y dura-ción de los bombeos. En este contexto se ha evi-denciado que las zonas más permeables estánmás salinizadas, y que tiene lugar la karstifica-ción por mezcla de agua dulce - agua de mar(Custodio, 1988).

En el acuífero de Denia-Montgó (Alicante),la intrusión llega a afectar totalmente al acuífero enperiodos secos, con penetraciones de hasta 6 kmtierra adentro, debidas a una neta sobreexplota-ción (Rodríguez y Medina, 1988). Uno de los

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Figura 20. Variaciones del caudal y contenido en cloruros, en relación con las lluvias, en el manantial Almiros de Iraklion,isla de Creta (Monopolis y Mastopis, 1969, in Mijatovic, 1992).

firmantes (RFR) fue testigo, en la década de losaños 60, de una salinización elevadísima y repen-tina, en un ensayo de bombeo, en un sondeo delInstituto Nacional de Colonización en Javea(figura 16).

INVESTIGACIÓNHIDROGEOLÓGICA

La principal herramienta de trabajo, en lainvestigación de acuíferos costeros, es la geolo-gía, con especial énfasis en la tectónica (fractura-ción, fisuración), y en los condicionantes litológi-cos de los materiales karstificables.

La hidroquímica es un auxiliar valioso, yaque no sólo condiciona el proceso de karstifica-ción, sino que también aporta información res-pecto a la dinámica de los flujos subterráneos, y alas condiciones de equilibrio agua dulce – agua demar. Así, por ejemplo, González et al. 2002, pre-sentan mapas del contenido en cloruros en ela c u í f e ro kárstico costero de Güira-Quivicán(Cuba), que ponen bien de manifiesto la baja sali-nidad al techo del acuífero (figura 21), con unincremento hacia el mar, y los efectos de sobre-explotación por bombeo cuando se observa lasalinidad en profundidad.

El estudio del quimismo y de la temperatu-ra, en sondeos próximos al mar, aporta informa-ción muy útil sobre la profundidad de la zona demezcla, y su evolución espacial y temporal. En lafigura 22 se presentan perfiles de salinidad y de

temperatura, a lo largo de la columna hídrica dediferentes sondeos en el karst de la Península deApulia (Italia), entre el Mar Iónico y el MarAdriático (Tulipano y Tadaloni, 1982), en los quese identifica perfectamente la zona de agua dulce,la de agua salada, y la franja de transición.

Se observa el tránsito de aguas dulces, en laparte superior, con salinidad inferior a 0,5 gr/l,hasta aguas saladas profundas que presentan delorden de 40 gr/l. Con respecto a la temperatura seobserva un incremento con la profundidad, atri-buible al gradiente geotérmico, pero también, enalgunos sondeos se observa claramente las dife-rencias de temperatura entre el agua dulce y elagua salada.

Igual comportamiento se refleja en losregistros de conductividad y temperatura en elacuífero kárstico costero de Güira-Quivicán,Cuba (González, et al. 2002), como se muestra enla figura 23.

Los estudios mediante trazadores (coloran-tes o isotópicos), y la investigación de las tempe-raturas y de la salinidad del agua de mar, en posi-bles zonas de surgencia, son un apoyo de graninterés en la localización de estas surgencias.

Un complemento de gran valor lo aporta lafotografía infrarroja (falso color) y, especialmen-te, la termografía en la banda 9 a 11 micrones,cuyo desarrollo ha permitido localizar muchas deestas surgencias submarinas. Las diferencias detemperatura, a las que es muy sensible el termo-grama, permiten localizar las surgencias submari-nas (figura 24).

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Figura 21. Isocloruros en el acuífero kárstico Güira-Quivicán, Cuba. (González, et al. 2002).

Zona superior Zona profunda

El caudal de la surgencia puede ser calcula-do evaluando los intercambios de temperatura delagua surgente con el mar y con la atmósfera (Gan-dino y Tonelli, 1983); hay que tener en cuenta quese pueden apreciar diferencias de temperatura de0,1 °C. Estudios semejantes se han realizado en lacosta mediterránea de Andalucía, con optimosresultados, aunque sus resultados no son públicos.Tarbox, 1987 se refiere también al empleo de estatécnica en Hawai y en California.

La prospección geofísica de tierra y, espe-cialmente, los sondeos de reconocimiento, sonfundamentales antes de acometer la explotaciónde estos acuíferos.

La investigación espeleológica cuando exis-ten cavidades accesibles es también, como encualquier tipo de karst, una herramienta útil. Yesta exploración puede ser tanto en cavidadesdesarrolladas en la franja no saturada, como enaquellas que se desarrollan en el karst inundado,muchas veces a partir de inmersiones submarinas.

La modelización matemática encuentra difi-cultades dada la heterogeneidad y anisotropía delmedio

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Figura 22. Variación del contenido salino y la temperatura a lo largo de la columna hídrica de sondeos en la Península deApulia (Tulipano y Tadaloni, 1982).

Figura 23. Registro vertical de conductividad eléctrica ytemperatura en un pozo en el acuífero caribeño kárstico costerode Güira-Quivicán, Cuba (González, et al. 2002).

EXPLOTACIÓN DE ACUÍFEROSKÁRSTICOS COSTEROS

La recarga de los acuíferos kársticos coste-ros, procede, principalmente, de la lluvia direc-ta, con elevadas tasas de infiltración, así comode la recarga, en épocas de precipitaciones, delos cursos superficiales que los cruzan. La des-c a rga la integran tanto las salidas al mar, bien enla línea de costa bien en surgencias submarinas,como las extracciones por bombeo para atendera la demanda urbana (concentración urbanísticaen la costa), y a la intensa actividad agrícola der e g a d í o .

El riesgo de intrusión marina es, sin duda,el mayor problema existente en los acuíferoskársticos costeros, especialmente por la "anar-quía" de las relaciones de equilibrio agua dulce– agua salada en este tipo de acuíferos (Mijato-vic, 1987).

A la hora de analizar las posibilidades decaptación, en estos acuíferos, nos vamos a basaren la esquematización que realiza Mijatovic(1984b, 1987), aunque con alguna modificación.Este autor diferencia tres situaciones:• Acuíferos protegidos del mar por barreras

geológicas.

• Acuíferos protegidos parcialmente porsubstrato impermeable:* acuíferos con substrato poco profundo

en relación con el mar, y* acuíferos con substrato profundo bajo

el mar.• Acuíferos en comunicación abierta con el

mar.En el primer caso (figura 25) no hay riesgo

de intrusión y, por tanto, no es objeto de nuestroanálisis.

En el caso de substrato impermeable pocoprofundo bajo el nivel del mar (figura 26), la cir-culación de agua dulce, mantiene una interfasedelgada y bien definida, aunque siempre sujeta alas oscilaciones de la piezometría y del nivel delmar. Aquí no se presenta un grave riego de intru-sión salina rápida, siempre que el juego de bom-beo-alimentación permita mantener una carg ahidráulica que excluya la presencia de una cuñasalina bajo la captación; si no se mantiene esa car-ga la cuña avanzará con un desplazamiento hori-zontal hacia la captación, en función del consumode reservas limitadas de agua dulce.

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Figura 24. Termograma, en el Sur de Italia, y mapa isotérmicocorrespondiente, con intervalos de 0,5º C, identificandosurgencias costeras y submarinas (Gandino y Tonelli, 1983).

Figura 25. Surgencia kárstica litoral sobre basamentoimpermeable sin relación con el mar (manantiales de Jadro yOmbla) (Mijatovic, 1987).

Figura 26. Acuífero kárstico costero con basamentoimpermeable poco profundo bajo el nivel del mar (Mijatovic, 1984b).

La única protección total sería la construc-ción de una represa subterránea submarina, peroestas barreras de ingeniería presentan muchasdificultades en su ejecución.

Cuando el substrato impermeable es profun-do la zona de mezcla se puede extender muchohacia tierra adentro y, en este caso, el riesgo sederiva de la posibilidad de entrada de aguas sala-das a favor de las estavellas profundas, con ascen-sión vertical frente a los bombeos (figura 27). Laúnica posibilidad de actuación es alejar al máxi-mo las captaciones de la línea de costa.

Cuando se trata de acuíferos en comunica-ción abierta con el mar, cualquier captación impli-ca una nueva situación de equilibrio, que se tradu-ce por el avance del frente salino. Si se trata de unacuífero microfisurado son aplicables las fórmulasde Ghyben-Herzberg, y las que las mejoran( H u b e r, Luscsynsky, ...); aquí el ascenso de lainterfase será de 30 a 40 veces el descenso piezo-métrico provocado, y la protección de la captaciónobligará, además, a mantener una tasa de explota-ción ajustada a la alimentación del acuífero. Si nose mantiene la carga hidráulica necesaria el aguasalada avanzará rápidamente hacia la captación.En todo caso la presencia de una interfase conagua salobre incrementa el riesgo de ascenso de lacuña salada.

En lugar de tratar de mantener el agua dul-ce en carga, es también posible disminuir la cargade agua salada bajo la del agua dulce, mediante elbombeo de agua salada en una batería de sondeos

más próximos al mar. Esta solución es cara, yocasiona una pérdida de agua dulce, que es bom-beada al mar, mezclada con el agua salada.

TÉCNICAS DE CAPTACIÓN

Captación mediante sondeosEn los acuíferos kársticos costeros, los sis-

temas más frecuentes de captación son los reali-zados mediante sondeos verticales (figura 28),cuyo mayor o menor caudal está muy condiciona-do por el hecho de haber o no interceptado víasprivilegiadas de circulación acuífera subterránea(dada la heterogeneidad y anisotropía de los acu-íferos kársticos), y donde los caudales pueden lle-gar a valores de 50 y hasta de 100 l/s. No obstan-te el riesgo, que siempre hay que tener muy pre-sente, es el derivado de la proximidad de ese"acuífero" infinito que es el mar. Cuando se reali-zan sondeos cuya zona de captación se sitúa pordebajo del nivel del mar, el riesgo de salinizaciónsiempre es importante.

En estas condiciones lo ideal es multiplicarel número de captaciones y disminuir el caudalcaptado en cada una de ellas, además de separar-las de la línea de costa.

En cuanto a técnicas de desarrollo, cabeemplear todas aquellas que son válidas, de mane-ra general, en el karst, como es el desarrollo defracturas y fisuras mediante acidificación oempleo de explosivos, pero también la limpieza

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Figura 27. Acuífero kárstico costero con basamento impermeable profundo bajo el nivel del mar (Mijatovic, 1984b).

de esas discontinuidades mediantepolifosfatos Con todos estos métodoslo que se pretende es aumentar e inter-conectar los huecos en el entorno de lacaptación, o limpiar conductos obs-truidos por rellenos arcillosos.

Captación mediante galeríasMijatovic (1975, 1984a) expone

el caso de la captación de Gustirna enla costa dálmata (cerca de Trogir).Para ello se perforó un pozo en unadolina, a la cota +82 m, hasta la cota+2,5 m (figura 29). Desde el fondo seexcavó una galería de 250 m de largo,perpendicularmente al sistema defallas, que interceptó cinco fallascolectoras de agua, más o menos inde-pendientes entre sí. La galería capta uncaudal de 100-120 l/s, en época deestiaje, con una buena calidad (180 a300 mg/l de Cl-). Dadas las caracterís-ticas de la obra las posibilidades decontaminación por intrusión de aguamarina son difíciles, puesto que sesitúa por encima del nivel del mar.

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Figura 28. Captación mediante sondeos en un acuífero kárstico litoral (Mijatovic, 1975).

Figura 29. Esquema de captación de Gustirna (Mijatovic, 1975).

El mismo autor cita otra seriede galerías de captación en la cos-ta dálmata que reproducimos en latabla 1.

Captación mediante presasPara captar estos acuíferos se

puede, también, provocar ascensosde su nivel freático, mediantepequeñas represas (figura 30),cuando las condiciones hidrogeoló-gicas son favorables y, especial-mente, cuando la surgencia kárstica costera selocaliza en el contacto con un substrato impermea-b l e poco profundo (Mijatovic, 1977).

Es el caso del karst costero de los Alpes Diná-ricos, donde las calizas senonenses, de la costa adriá-tica, se hallan localmente bloqueadas por flyscheoceno impermeable (Komatina, 1977). Ejemploscitados son los de la surgencia costera de Drasnice,situada en la uwala costera de Klokun, cerca de laciudad de Makarska (figura 31), o el abastecimientourbano de la villa de Stnakovic (figura 32).

La captación del acuífero se basa en la utili-zación de la reserva dinámica (siempre por enci-ma del nivel del mar) bien:• construyendo galerías a cota ligeramente

superior al nivel del mar (ejemplo: Stanko-vic), o

• construyendo presas sobre el contactoimpermeable en el que se localiza la surgen-cia costera, para situarla sobre el nivel delmar (ejemplo: Drasnice).Komatina (1984) presenta el caso del karst

costero de Orebic (figura 33), en la península dePeljesac, de la costa dálmata. Las aguas kársticas delas montañas situadas al Norte tienen su drenaje enla bahía de Trstenica, a través de tres manantialescosteros: Bilan, Mali Vodobar y Veliki Vo d o v a r, quese sitúan en los puntos en los que la barrera imper-meable del flysch ha sido erosionada, y el contactocon las calizas se sitúa bajo el nivel del mar.

La construcción en Bilan de una represa (43 mde longitud, 3 m de altura media, y coronación ala cota +3,14 m), produjo una rápida mejora en la

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Región Distancia al mar Profundidad del Longitud de la Caudal explotable en Contenido en Cl-

(m) pozo (m) galería (m) estiaje (l/s) (mg/l)

Dubrava 1 3.000 28 110 35 29

Dubrava 2 3.700 40 150 15 50

Kovca 4.000 70 50 25 30

Gustirna 2.000 82 250 100-120 190-250

Zuljana 1.000 18 30 10 350

Postire 1 800 18 20 1 400

Postire 2 1.800 52 400 10 300

Marina 27,5 20 55 300

Sipan 24 55 1 30

Tabla 1. Características de alguna galerías de captación en la costa dálmata (Mijatovic, 1975 , 1984a).

Figura 30. Esquema de incremento de la re s e rva mediante construcción de una re p re s a .

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Figura 31. Entorno geológico de la surgencia kárstica costera deDrasnice (Makarska) en la costa adriática (Komatina, 1977).

Figura 33. Ubicación geológica de las surgencias costeras enla bahía de Trstenica (Komatina, 1984).

Figura 32. Sección transversal del abastecimiento de agua empleado para la villa de Stankovic.

calidad del agua captada tierra adentro. Igual-mente se construyó en Mali Vodovar otra presa(31,5 m de longitud, y 3,5 m de altura media, con2 m bajo el nivel del mar) y en Veliki Vodovar(60 m de longitud, y de 2,8 a 4,2 m de altura, bue-na parte de ellos bajo el mar). Estas construccio-nes, aunque incompletas, provocaron una eleva-ción del nivel piezométrico y una disminución dela salinidad, reflejadas en la tabla 2. Igualmentelas variaciones del nivel piezométrico inducidaspor las mareas disminuyeron drásticamente.

Año Nivel piezométrico (m) Salinidad (mg/l)

1971 0,30 5.870

1972 0.75

1973 0.79 2.140

1974 0,85 1.440

1975 1,16

1976 1,21 1.130

Tabla 2. Valores medios del nivel piezométrico y de lasalinidad, como consecuencia de las actuaciones en la bahía deTrstenica (Komatina, 1984).

La posibilidad de interceptar una surgenciakárstica submarina mediante la construcción deuna presa totalmente subterránea, que selle elconducto kárstico por el que fluye esta agua haciael mar, es muy difícil, en la práctica, por la pre-sencia de muchos conductos kársticos que puedenmantener la interconexión y, especialmente, porla presencia de estavellas profundas, por las quepuede penetrar el agua (succionada por un efecto"vénturi"), que se mezcla con el agua dulce haciael interior. Un ejemplo bien conocido es el de lapresa subterránea construida en la surgencia sub-marina de Port-Miou (Francia), cerca de Marsei-lle, conocida desde la antigüedad, y donde estaobra de ingeniería sólo ha conseguido captar unagua salobre (figura 34). Antes de la construcciónel contenido de cloruros era del orden de 10 mg/ly, tras los trabajos de obturación de la salida, nose ha conseguido bajar de 4 mg/l en el periodo deestiaje (Mijatovic, 1986).

En este tipo de captaciones existe una varia-ción importante de salinidad entre la época de llu-vias y el periodo seco. Pero hay que tener encuenta que, en el dominio mediterráneo, la plu-viometría en general es baja y la época de lluviases corta.

ALGUNOS EJEMPLOSESPAÑOLES

Además de los ya mencionados, se puedeseñalar al acuífero kárstico de Garraf (Barcelona),constituido principalmente por calizas del Cretá-cico inferior, con alta permeabilidad debida a pro-cesos de fracturación-disolución, y un desarrollokárstico importante. En este acuífero gran partedel agua captada se dedica a abastecimiento urba-no (77%, equivalente a unos 13 hm3/a).

Las Sierras Blanca y de Mijas (Málaga),constituyen una importante unidad hidrogeológica,ubicada en un sector con gran implantación turísti-ca. Las reservas anuales medias (pluvimetríamedia de 700 mm/a), se han estimado en 50 hm3/ a,y la descarga del sistema (a través de ríos y bom-beos) supera en ocasiones los 60 hm3/a. No obs-

tante, aun con descensos de hasta 20 m bajo elnivel del mar, en el campo de sondeos de Torre-molinos, no se ha observado intrusión marina(Andréu, 1997).

El acuífero carbonatado de las sierras Teje-da-Almijara-Los Guájares (Málaga-Granada),que forma parte del complejo Alpujárride perte-neciente a la Cordillera Bética, está constituido,mayoritariamente, por mármoles (con intercala-ciones de calcoesquistos y esquistos) y mármoles

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Figura 34. Corte esquemático del acondicionamiento de lasurgencia submarina de Port-Miou, Francia (según Poitie yRicour, in Mijatovic, 1986).

Antes de la construcción de la represa submarina

Después de la obturación parcial

Tras la obturación total

dolomíticos, con un importante desarrollo kárstico(del que es un buen ejemplo la cueva de Nerja). Lasreservas de este acuífero se estiman en 40 hm3/a, y suconexión con el mar se produce a través del maci-zo de Las Alberquillas, entre el río Higuerón y elbarranco de Maro, con descarga submarina quepuede alcanzar varios hm3/a. Aquí, debido alintenso bombeo realizado, para abastecimientourbano de las poblaciones próximas (aproximada-mente 10 hm3/a), existe un importante riesgo deinvertir el flujo, generando intrusión marina (Fer-nández, et al. 1992).

También podría señalarse, en esas condicio-nes de riesgo, el caso de la explotación de lasaguas subterráneas en el Llano de Inca-La Pobla(Isla de Mallorca), con aguas subterráneas de ori-gen kárstico, que constituyen la principal alimen-tación de la Albufera de Alcudia, y donde unaincorrecta gestión del recurso puede llevar a pro-ducir una drástica reducción del aporte de agua y,con ello, un descenso considerable del nivel deagua en la albufera, con inversión del flujo.

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acuiferos karsticos costeros

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