el carso

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Leslie Molerio León, Juan Reynerio Fagundo Castillo. El Carso, definiciones, leyes y procesos de carsificación y cavernamiento EL MUNDO SUBTERRÁNEO UNIVERSIDAD PARA TODOS EL CARSO El carso es un fenómeno universal. Ello se debe a que las rocas carbonatadas - principalmente calizas y dolomitas- donde estos fenómenos tienen lugar, constituyen el 15% de todas las rocas sedimentarias y subyacen el 75% de la superficie del planeta. Algunos autores consideran que entre el 15 y el 20% de las tierras emergidas están, en mayor o menor grado, carsificadas. De este modo, el carso ocupa una superficie aproximada de 50 000 000 de kilómetros cuadrados de la superficie terrestre, en los más variados climas y regiones. Se denomina "carso" o “carso” al conjunto de fenómenos y procesos que, están caracterizados por el predominio de la disolución y la corrosión y ocurren bajo la acción del agua, en las regiones compuestas, principalmente, por rocas solubles. Jennings (1971) ha definido el paisaje cársico como "de morfología distintiva, que presenta primariamente una alta y anormal solubilidad de las rocas, incluso en terrenos donde los procesos tales como la acción mecánica de los ríos y la de los hielos juegan un papel significativo y dominante, a pesar de que dichos procesos no son exclusivos del carso". Tell (1973) expresa, en otra definición "en la literatura carso significa un territorio calizo con fisuras, dolinas y otras depresiones, cuevas y sumideros, con predominio de aguas subterráneas, o dicho en otras palabras, es un paisaje típico erosional, pero donde la acción principal de erosión ha sido la corrosiva". Este vocablo es la versión germánica de la palabra de origen esloveno kras que significa "campo de piedras calizas" y que ha sido aplicada para definir paisajes "similares" a los de la Meseta del Carso (Kras), región de los Alpes Dináricos, ubicada entre las antiguas repúblicas yugoslavas de Eslovenia y Croacia y en parte Trieste, al Norte del Mar Adriático, en Italia. La expresión eslava proviene a su vez del celta o precelta "kare", o del indoeuropeo “krs” que significa desierto de piedra. En castellano se considera correcto utilizar el término "carso". La región del Cibao, en República Dominicana, es un territorio altamente carsificado habitado por los primitivos arawacos 5 000 años antes de nuestra era. Los mayas de la cársica región de Yucatán no parecen haber denominado su país atendiendo a estos fenómenos, pero dejaron su impronta en el término “d´zonot”, cenote, incorporado, como sinónimo de “blue-hole” o “casimba”, para designar aquellas depresiones inundadas de aguas subterráneas, muchas veces conectadas con grandes cavernas horizontales, y que constituyen una de las más impresionantes morfologías cársicas del mundo. Asimismo, de las antiguas lenguas indoeuropeas se han incorporado al léxico del carso términos como “dolina”, “ponor”, “uvala”, “polje” que hoy tienen un particular significado geomorfológico, geológico e hidrogeológico. La extensión de este tipo de paisaje ha generado la utilización errónea del término "karstología" o “carsología”, para definir el estudio del mismo, lo cual rompió la

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Page 1: El Carso

Leslie Molerio León, Juan Reynerio Fagundo Castillo. El Carso, definiciones, leyes y procesos de carsificación y cavernamiento

EL MUNDO SUBTERRÁNEO UNIVERSIDAD PARA TODOS EL CARSO El carso es un fenómeno universal. Ello se debe a que las rocas carbonatadas -principalmente calizas y dolomitas- donde estos fenómenos tienen lugar, constituyen el 15% de todas las rocas sedimentarias y subyacen el 75% de la superficie del planeta. Algunos autores consideran que entre el 15 y el 20% de las tierras emergidas están, en mayor o menor grado, carsificadas. De este modo, el carso ocupa una superficie aproximada de 50 000 000 de kilómetros cuadrados de la superficie terrestre, en los más variados climas y regiones. Se denomina "carso" o “carso” al conjunto de fenómenos y procesos que, están caracterizados por el predominio de la disolución y la corrosión y ocurren bajo la acción del agua, en las regiones compuestas, principalmente, por rocas solubles.

Jennings (1971) ha definido el paisaje cársico como "de morfología distintiva, que presenta primariamente una alta y anormal solubilidad de las rocas, incluso en terrenos donde los procesos tales como la acción mecánica de los ríos y la de los hielos juegan un papel significativo y dominante, a pesar de que dichos procesos no son exclusivos del carso". Tell (1973) expresa, en otra definición "en la literatura carso significa un territorio calizo con fisuras, dolinas y otras depresiones, cuevas y sumideros, con predominio de aguas subterráneas, o dicho en otras palabras, es un paisaje típico erosional, pero donde la acción principal de erosión ha sido la corrosiva". Este vocablo es la versión germánica de la palabra de origen esloveno kras que significa "campo de piedras calizas" y que ha sido aplicada para definir paisajes "similares" a los de la Meseta del Carso (Kras), región de los Alpes Dináricos, ubicada entre las antiguas repúblicas yugoslavas de Eslovenia y Croacia y en parte Trieste, al Norte del Mar Adriático, en Italia. La expresión eslava proviene a su vez del celta o precelta "kare", o del indoeuropeo “krs” que significa desierto de piedra. En castellano se considera correcto utilizar el término "carso".

La región del Cibao, en República Dominicana, es un territorio altamente carsificado habitado por los primitivos arawacos 5 000 años antes de nuestra era. Los mayas de la cársica región de Yucatán no parecen haber denominado su país atendiendo a estos fenómenos, pero dejaron su impronta en el término “d´zonot”, cenote, incorporado, como sinónimo de “blue-hole” o “casimba”, para designar aquellas depresiones inundadas de aguas subterráneas, muchas veces conectadas con grandes cavernas horizontales, y que constituyen una de las más impresionantes morfologías cársicas del mundo. Asimismo, de las antiguas lenguas indoeuropeas se han incorporado al léxico del carso términos como “dolina”, “ponor”, “uvala”, “polje” que hoy tienen un particular significado geomorfológico, geológico e hidrogeológico.

La extensión de este tipo de paisaje ha generado la utilización errónea del término "karstología" o “carsología”, para definir el estudio del mismo, lo cual rompió la

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tradición de denominar las disciplinas que estudian la Tierra, como por ejemplo: Geología, Geografía, Geomorfología, etc., de forma en que fuera comprensible su propósito y no de una manera toponímica regional, lo cual presupone establecer un "tipo" con el cual deben compararse todos los paisajes equivalentes de distintas partes del mundo.

En algunos casos, muy pocos por cierto, el carso es un fenómeno local de poca importancia pero, en muchos países las rocas carsificadas ocupan áreas importantes o tienen una importancia económica de cierta relevancia, como es el caso de la antigua Yugoslavia, Estados Unidos, España, Francia, Jamaica, Puerto Rico y Cuba. Existen países, sobre todo insulares, como Barbados o Bermuda, cuya superficie está ocupada, totalmente, por rocas carsificadas.

Cualquier acción que se emprenda sobre un sistema natural presupone el conocimiento de su comportamiento ante el estímulo a fin de prever adecuadamente sus consecuencias. El carso es un sistema natural que se caracteriza, ante todo, por su vulnerabilidad y fragilidad.

No solo como fuente de conocimiento primario, sino por la necesidad de actuar en beneficio de las economías nacionales es que se impone disponer de un claro concepto del carso y de los procesos que en él tienen lugar. Numerosos países en vías de desarrollo poseen vastas extensiones de sus territorios ocupadas por rocas carsificadas, de manera que el carso tiene un cierto peso en la conformación de sus economías y, por ende, debe ser evaluado con rigor y seguridad suficientes como para permitir realizar pronósticos certeros de su utilización. Desde el punto de vista hidrológico, el carso es de una importancia excepcional. En Cuba, por ejemplo, el 65% de la superficie del país está carsificada y, de los 6,3 km3 de recursos de agua subterráneas de que dispone, el 80% se encuentra en estos territorios. Sin embargo, a escala mundial, las regiones cársicas exhiben grandes contrastes. Pueden encontrarse tanto grandes reservas de agua subterránea como gran escasez de ellas, e incluso, zonas áridas; abundantes recursos minerales, de petróleo y gas o una absoluta pobreza de ellos; terrenos fértiles, aptos para el cultivo o tierras baldías. El aprovechamiento del carso implica el conocimiento de las leyes que rigen su funcionamiento. En este caso, se trata de un sistema dinámico, por cuanto éstos se definen con aquellos en que tienen lugar procesos de transporte de masa y energía.

En efecto, el carso se origina como consecuencia de complejos mecanismos de erosión, entendida ésta en su sentido más amplio, transporte y deposición de los residuos, dentro o fuera del macizo carbonatado. El agua -superficial y subterránea- actúa como agente de transferencia en los procesos, de manera que la dinámica general de la carsificación se centra en el modo en que se organiza, distribuye y desarrolla el movimiento de las aguas.

Cuando Martonne, por citar sólo a uno de los geomorfólogos clásicos, sugería, a principios de este siglo, la individualización del “relieve calcáreo”, no hizo otra cosa que confoirmar una independencia ya notada por los primeros exploradores del carso. Porque si bien es cierto que puede hablarse de una “morfología granítica”, “de esquistos” o de “relieves volcánicos”, ninguna es tan típica y compleja como la morfología de las calizas, el “carso”, sobre todo, por las modificaciones tan notables que produce en el relieve superficial e, incluso, en el subterráneo. Posee además, una físico-química singular, y una hidrodinámica que le es propia. De ahí su exclusividad. Señalaba aquel autor que “la originalidad del relieve calizo es tal, que parecen faltar en el las leyes ordinarias del modelado de la erosión. Ninguna subordinación regular

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en los valles, ningún sistema de pendientes continuas descendiendo hasta el nivel de base; a menudo depresiones cerradas que es imposible atribuir al trabajo de las aguas corrientes. Para explicar estas formas es preciso vislumbrar todo un nuevo conjunto de procesos erosivos. No se trata de modificaciones de detalle en la evolución del ciclo de erosión normal; es preciso abrir un amplio paréntesis y dejar un lugar aparte al “relieve calizo”…”. Así, las características morfológicas e hidrológicas que hacen de los relieves cársicos un entorno singular, son las siguientes:

1. Ausencia de valles verdaderos los que están sustituidos por otras formas negativas del relieve, que reciben nombres particulares: dolinas, poljes, uvalas, entre otros;

2. Una red de drenaje superficial que, aunque de variables dimensiones, generalmente está mal desarrollada, distorsionada a trechos y donde la mayor parte de los ríos tienen cursos parcial o totalmente subterráneos;

3. Una red de drenaje subterránea de compleja configuración, regida por leyes hidrodinámicas particulares, o con acuíferos muy típicos, a veces extensos y profundos, pero otras veces discontinuos, con singulares condiciones de alimentación, movimiento y descarga;

4. Sedimentos autóctonos de cobertura generalmente muy permeables, de variable potencia y, en ocasiones, inexistentes, aflorando la roca denudada y,

5. Desarrollo subterráneo de una amplia red de canales y conductos intercomunicados, con longitudes desde pocos centímetros hasta centenares de kilómetros.

Carso atípico o seudocarso Existen morfologías similares a las cársicas que no se producen por esas causas y que algunos autores han denominado seudocarso, aunque la Naturaleza no origina falsos procesos. Estos son:

Termocarso. Carso en hielo, producido por la fusión alternada de este elemento en climas árticos y alta montaña.

Cryocarso. Carso en hielos perennes, producido por la fusión continua de los hielos de los glaciares.

Clastocarso. Modelado en conglomerados, arcillas, grauvacas, loess y materiales fundamentalmente clásticos, por procesos de sufusión (socavamiento)

Vulcanocarso. Desarrollado en piroclastos y materiales volcánicos frescos.

Criptocarso. Relieve cársico cubierto por sedimentos no consolidados pero que, sin embargo, no fosilizan al sistema, sino que éste continúa funcionando hidrológicamente, como es el caso de la Llanura Meridional de Pinar del Río.

Otros ejemplos de carso en rocas no solubles se encuentran en Cuba y otras partes del mundo en: peridotitas y serpentinitas; ópalos y calcedonia; en granitoides; en andesitas y basaltos. Mención especial merece el carso de las cuarcitas de la Formación Roraima, de la Guayana venezolana, donde se han desarrollado enormes simas y cavernas en los ya famosos tepuis.

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EL MEDIO AMBIENTE CÁRSICO El ecosistema subterráneo es la porción de la corteza terrestre suficientemente cerca de una cueva para tener algún efecto sobre, o ser afectada por la existencia de ésta. Se reconocen tres subsistemas: el aéreo, el terrestre y el acuático. Las relaciones entre ellos son muy fuertes, sobre todo entre los dos últimos y son especialmente beneficiosas para el último.

Los terrenos cársicos estuvieron entre las primeras regiones del mundo en ser afectadas adversamente por la actividad humana. Las rocas carbonatadas rodean gran parte del Mar Mediterráneo y las primeras civilizaciones localizaron muchos de sus asentamientos en las mesetas y llanuras elevadas de la cuenca mediterránea. Estas áreas eran más atractivas que los humedales litorales, terrenos bajos, cerca de los ríos o el mar, infectados de insectos y enfermedades. Los habitantes primitivos no tenían claras cuales podrían ser las consecuencias de ocupar las regiones cársicas. Pero los terrenos cársicos son sitios muy adecuados para el desarrollo de la minería, la energía y los recursos hidráulicos. Su vulnerabilidad y fragilidad son tales que responden más rápida, dramática e irreversiblemente a los impactos ambientales que otro tipo de terrenos. El carso no es ajeno a los mismos elementos de estrés ambiental que otras regiones. Pero la degradación ambiental provocada por el incremento de la población, la expansión urbana y suburbana y el incremento en la demanda de recursos limitados afectan de manera muy singular a estas regiones.

Una de las características que hace al carso un entorno extremadamente frágil y susceptible a la degradación ambiental es la erodabilidad de los delgados suelos que se desarrollan sobre las rocas. En tanto estas áreas comenzaron a deforestarse, la vegetación que mantenía el suelo en su lugar, fue destruida. En consecuencia, el suelo fue removido por erosión o lavado y trasladado hacia las cavernas. La pérdida de suelo contribuyó a dificultar la infiltración de las aguas de lluvia que alimentaban las aguas subterráneas y, como resultado, muchos manantiales se secaron y los ríos perdieron parte de su caudal.

Esa sensibilidad de los terrenos cársicos hace que los efectos de las diferentes prácticas de uso de la tierra se observen en un medio tan frágil. Prácticas agrícolas inadecuadas y el uso impropio de las aguas superficiales y subterráneas, el continuado vertimiento de residuales sólidos y líquidos han impactado desfavorablemente el medio cársico, reducido su diversidad biológica, en particular la subterránea, disminuido sus recursos naturales y provocado efectos negativos casi irreversibles, en muchos casos. Precisamente los recursos naturales de las regiones cársicas motiva que el funcionamiento de los sistemas hidrológicos, geológicos y biológicos no sea solamente deseable, sino necesario, para poder explotarlos de manera eficiente. Los recursos naturales del carso han tenido y poseen, un efecto significativo sobre el desarrollo social y económico de muchos países, por eso, el impacto negativo de su uso tiene que ser minimizado para garantizar la sustentabilidad de su aprovechamiento. Entre estos recursos naturales, el más importante es el agua para el abastecimiento doméstico, industrial y agrícolas.

El pintoresco escenario del carso, sus impresionantes sistemas de cavernas y ríos subterráneos y las hermosas reconstrucciones interiores constituyen un patrimonio natural de notable interés turístico. La infraestructura que requiere la adaptación de las cavernas para su uso turístico incluye iluminación eléctrica, construcción de senderos y caminos, paseos en bote, conciertos y presentación de obras teatrales. Por otro lado, también las cuevas son utilizadas, en países de clima templado y tropical para el cultivo de hongos comestibles, el envejecimiento de los vinos y quesos y el almacenamiento de

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productos del petróleo. Los recursos minerales, abundantes en muchas regiones cársicas provocan que explotación de los mismos constituya impactos negativos de notable importancia. Si bien las calizas se han utilizado desde tiempo inmemorial como material de construcción, otros minerales no menos importantes como el petróleo, manganeso o la bauxita son típicos de regiones cársicas que han sido sometidas, sistemáticamente, a un deterioro ambiental incuestionable.

El aprovechamiento de las regiones cársicas y sus recursos también exhiben varios tipos de peligros y problemas ingenieros. Estos problemas incluyen la subsidencia del terreno, hundimientos de bóvedas de cavernas, afloramiento de agua o coladas de fango durante las excavaciones, deslizamientos de terreno o desprendimientos de rocas, contaminación de las aguas dulces subterráneas por las aguas del mar, la filtración de embalses y la perforación de pozos no fértiles o improductivos.

La impresionante y heterogénea red de canales y conductos subterráneos que caracterizan las regiones cársicas hace que los efectos de la contaminación de las aguas sean difíciles de pronosticar y complejos de remediar. Las altas velocidades que pueden alcanzar las aguas en los ríos subterráneos trasladan las sustancias contaminantes muy lejos, a veces, del foco de contaminación, afectando muy rápidamente extensas áreas.

El ecosistema subterráneo se caracteriza por la ausencia de luz en su mayor parte, el silencio casi completo y las particulares propiedades del aire cavernario. Presenta dos niveles interactuantes: el físico y el biológico. En el nivel físico se encuentran el microclima, los flujos de masa, el sustrato. En el nivel biológico se encuentra la peculiar flora y fauna subterráneas.

El microclima se caracteriza por presentar tres zonas: de penumbra, donde los componentes físicos y biológicos se vinculan al medio exterior y presenta variaciones apreciables de luz, temperatura, humedad y materia orgánica; la Zona intermedia (o de temperatura variable), que es un área de oscuridad completa donde la temperatura y la humedad oscilan con la media exterior y la Zona profunda donde la temperatura y humedad son constantes y casi estables.

Los flujos de masa consideran el agua, que es el transportador de materiales y nutrientes hacia y desde la cueva y el aire, que provoca cambios de temperatura y humedad, así como de las concentraciones de CO2 y O2 en la cueva. Lo integran, también la transferencia de materiales desarrollada por animales que viven en la cueva pero obtienen su comida en superficie, la radiación, principal suministrador de energía y las rocas y sedimentos que provocan alteraciones en el flujo de masa interno.

El nivel biológico de las cuevas es sorprendente. Si bien la abundancia de vida no es una de las características más importantes de las cuevas, la fauna y la flora que viven en ellas, con diferentes niveles de adaptación, constituyen una extraordinaria manifestación de la diversidad biológica.

La faunase clasifica en tres grandes grupos: Los Troglobios, que son especies obligadas de las cuevas, que no podrían sobrevivir en otros hábitat; los Troglofilos, especies facultativas que viven y se reproducen en cuevas, pero pueden hacerlo en microhabitat frescos, oscuros, protegidos y húmedos en superficie y los Trogloxenos, que usan las cuevas como refugio por su microclima favorable. También hay especies que llegan accidentalmente a las cuevas y no adaptadas a la vida en el subsuelo.

Excepto algunas briofitas (musgos), la flora no puede adaptarse a las condiciones de oscuridad y humedad de las cuevas. Por último, se encuentran las bacterias. En este caso, debido a la falta de producción de energía dentro de la cueva los organismos, en su

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mayoría son heterótrofos, aunque se exceptúan algunas bacterias quimiosintéticas del tipo de nitrobacterias, thiobacterias y ferrobacterias que se pueden considerar autotrofas.

EL CARSO COMO SISTEMA FÍSICO La evolución de las ideas acerca de la naturaleza de los mecanismos y fenómenos que provocan la carsificación ha estado matizada por una aguda polémica acerca de los procesos genéticos y la evolución del drenaje en las comarcas carsificadas.

Las dos últimas décadas han sido testigos de una eclosión de métodos muy rigurosos de estudio del carso que interesan varias disciplinas. Ello ha permitido lograr aproximaciones cada vez más precisas al conocimiento de la estructura y el comportamiento del medio cársico. Por este motivo, fenómenos que parecian de difícil explicación o atribuidos a un místico comportamiento aleatorio del sistema resultan ahora propiedades intrínsecas o de tendencia del sistema.

La heterogeneidad manifiesta, la discontinuidad del intrincado sistema de colectores-conductores, y la pronunciada anisotropía tridimensional progresiva con que se estructura su campo de propiedades físicas son, sin dudas, sus rasgos más sobresalientes, pero a veces, el haber sobreestimado estos rasgos ha impedido, en buena medida alcanzar una visión de conjunto del problema.

De acuerdo con estos criterios, el carso puede definirse como un medio acuífero peculiar caracterizado por las siguientes propiedades:

• es un sistema termodinámico abierto, es decir, en interacción con el medio exterior;

• las variables del campo de propiedades físicas exhiben anisotropía tridimensional progresiva;

• el espacio que constituye el medio acuífero se presenta rigurosamente jerarquizado;

• la existencia de dominios de flujo inherentes a cada espacio;

• un campo de propiedades físicas que se define y estructura para cada espacio;

• la fuerte influencia del efecto del factor de escala sobre el campo de propiedades físicas;

• la elevada dependencia respecto al tiempo de las propiedades físicas;

• la formación y desarrollo de estructuras autoreguladas de disipación de energía;

• un cierto valor de inercia del sistema (memoria), esto es, la modulación de las respuestas a los estímulos inducidos natural o artificialmente, que dependen, sobre todo, de su estado inicial, y, finalmente,

• la irreversibilidad del proceso de carsificación, es decir, su evolución unidireccional.

Puede concluirse que el carso se caracteriza por constituir un sistema en el que interactúan diferentes espacios. Circunscribiéndonos a la fase líquida, esta interacción representa un intercambio de materia y energía entre los diferentes espacios constitutivos del sistema y entre éstos y el medio exterior.

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Leyes y Campos físicos involucrados No es necesario insistir que el carso es un sistema dinámico, por cuanto estos se definen como aquellos en que tienen lugar procesos de flujo y de transporte. Tales propiedades del movimiento comprenden el flujo y transporte de materia y energía desde la escala microscópica hasta la macroscópica. Por tal razón, la dinámica del sistema esta controlada en diferente sentido e intensidad por la acción de los campos de fuerzas que actúan sobre el universo al que pertenece el sistema.

Tales campos son de tipo gravitatorio, eléctrico, magnético, y electromagnético. Los flujos que ellos producen o controlan intervienen decisivamente en el balance termodinámico del sistema. La dirección de los procesos, es decir, la dirección hacia la que evoluciona el sistema puede definirse entonces, por lo que la caracterización de éste solamente puede lograrse combinando las ecuaciones de balance de masas, de momento, y de energía con la ecuación de Gibbs para lograr una formulación adecuada que exprese el balance de entropía (Molerio, 1985).

Las leyes físicas más importantes que actúan sobre el sistema son:

- Ley de conservación de energía

- Ley del trabajo mínimo

- Ley de la distribución equitativa del trabajo

- Ley de la identidad en la coherencia del espacio

- Ley de crecimiento de la entropía

Principales procesos Seis grandes grupos de procesos, estrechamente vinculados entre si, determinan el desarrollo del carso. Su peso especifico puede variar al examinar uno u otro caso particular, pero, en suma, no puede prescindirse de la acción de cualesquiera de ellos, lo que obliga a considerarlos cuidadosamente para la comprensión adecuada del problema.

Tales procesos son de orden geodinámico, climático, morfodinámico, hidrodinámico, geoquímico, y termodinámico, ejerciendo su acción sobre el sistema tanto de forma instantánea como secular, por lo que en cualquier caso se trata de aclarar el desarrollo unidireccional, es decir, en el tiempo, de un sistema que constituye un universo multidimensional.

Procesos geodinámicos Cualquier análisis de los procesos geodinámicos que tienen lugar en la corteza terrestre, parte de un cierto modelo físico de la Tierra. Aunque en particular el carso es un fenómeno que interesa solamente una parte de la corteza, no puede prescindirse del conocimiento reológico de ésta que, en no poca medida, depende de la estructura interior de la Tierra.

La preparación tectónica del macizo de rocas carbonatadas es requisito indispensable para el desarrollo de los procesos de carsificación. Estas zonas de debilidad estructural constituyen los circuitos de drenaje fundamentales que permiten la acción de los restante procesos. Dicho de otro modo, de la geometría de la red de discontinuidades geológicas (fallas, diaclasas, microclasas, planos de estratificación, poros, como los

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fundamentales) y de sus relaciones mutuas depende, en principio, la mayor o menor probabilidad con la que puede establecerse una red de colectores-conductores. De modo más general, las propiedades físicas y geométricas de la red de discontinuidades geológicas permiten, por razón de su energía de activación, la interacción de las fuerzas y flujos que producen el trabajo que origina las formas cársicas tanto superficiales como subterráneas.

Procesos morfodinámicos Cinco grupos de procesos ejercen su acción, en dependencia de la situación geográfica del macizo carbonatado, sobre el modelado del relieve superficial: modelado de las pendientes, erosión fluvial, erosión glacial, erosión eolica y erosión debida al movimiento de grandes masas de agua.

La acción individual o conjunta de estos procesos, la intensidad con que actúan y los efectos que producen, se encuentra estrechamente relacionada con el resto de los factores endógenos y exógenos. Particularmente importantes son aquellos que provocan alteraciones en el nivel de base local o general (debidas a causas isostáticas o glacieustáticas) que se manifiestan en el reajuste del perfil de equilibrio de las corrientes fluviales, en los procesos que tienen lugar en la desembocadura de los rios, y en la formación de líneas costeras, deltas y playas. Deben destacarse, por su especial significación, los correspondientes reajustes en los factores climáticos que se revierten en el nivel de energía que se suministra al sistema.

Procesos climáticos Pueden distinguirse cuatro grupos de procesos: los que conciernen al balance de energía y radiación, a la transferencia de calor, los de precipitación y evaporación, y las variaciones climáticas. Evidentemente se trata de un conjunto extremadamente complejo de analizar. Muchos de sus elementos o los factores que los condicionan deben medirse a escala de megarrelieve o aún cósmica, como es el caso de los factores astronómicos.

Procesos hidrodinámicos La conjunción de estos procesos es la causante del desarrollo de las formas cársicas subterráneas y su efecto se manifiesta tanto en el crecimiento tridimensional de la red de galerías del subsuelo como de los procesos sedimentarios y de reexcavación de variado tipo que allí se encuentran. En este sentido, cuatro grandes grupos de procesos deben ser descritos adecuadamente: el transporte mecánico o advección, la difusión, la dispersión, y el retardo hidrogeoquímico, los cuales se manifiestan de modo diferente en dependencia de la zona hidrodinámica en que ocurran, el régimen de flujo que en ella tiene lugar, y la geometría de la red de colectores-conductores, entre otros.

Procesos geoquímicos Los procesos que conducen a la disolución, transporte y deposición de los materiales carbonatados y de otro tipo que constituyen la roca carsificable son de la más absoluta importancia en la conformación del carso. Tales procesos son de orden estequiométrico (vinculados a la cinetica del proceso), termoquímicos y químico-físicos y tienen lugar

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durante la interacción entre las diferentes fases presentes en cada caso (sólido-líquido-gas) rigiendo el proceso de deposición, evolución sinsedimentaria y postsedimentaria de las rocas carbonatadas y, por supuesto, en especial, el de carsificación, incluyendo no sólo la disolución sino también la deposición en el interior de macizo y aquellos subsecuentes de redisolución o decalcificación. Estos mecanismos son válidos en los más variados entornos geológicos y climáticos.

Procesos termodinámicos Los procesos termodinámicos gobiernan la dirección en que tienen lugar los procesos. Adecuadamente combinados con los que definen la acción de los mecanismos anteriores, la aplicación de los principios de la termodinámica generalizada permite pronosticar la evolución del macizo cársico y, a escala local, distinguir los efectos, sobre el sistema, de los estímulos que sean inducidos sobre éste. En tal sentido son importantes dos grandes grupos de procesos: la relación entre fuerzas y flujos y la variación de energía en el sistema.

Región, Sistemas, Aparatos, Zonas y Formas cársicas Se define como una región cársica, aquella unidad morfoestructural e hidrológica del relieve, caracterizada por procesos morfogenéticos comunes, similares condiciones de organización del escurrimiento superficial y de alimentación, movimiento y descarga de las aguas subterráneas.

De este modo, los elementos que permiten individualizar una región cársica, dentro de una misma zona climamorfogenética son:

• Estructura geológica

• Morfogénesis del relieve

• Régimen hidrodinámico

Para la completa descripción de la región, se introducen los siguientes indicadores:

• Patrón del carso

• Tipología de los sedimentos de cobertura

• Carácter evolutivo del carso

• Tipología y funcionamiento hidrológico de las formas cársicas elementales

Las divisiones menores son:

• El sistema cársico, que es una unidad morfogenética e hidrológica.

• El aparato cársico, que es una unidad morfológica e hidrológica.

• La forma cársica, que es un elemento del relieve que cumple una determinada función hidrológica, como la absorción, la conducción o la descarga.

La zona cársica engloba, espacial y temporalmente, conjuntos de formas que cumplen una determinada función hidrológica. Así, se definen, las zonas de absorción, de conducción o almacenamiento y de descarga del carso. El término sistema, sin embargo, se emplea con una acepción mucho más amplia, para designar el entorno cársico. Su

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uso, generalizado de la Teoría del Análisis de Sistemas es, además de ventajoso, muy práctico.

EVOLUCIÓN DEL CONOCIMIENTO DEL MEDIO AMBIENTE SUBTERRÁNEO

El hombre siempre mostró interés por las cavernas. Fueron ellas sus primeras habitaciones, templos y cementerios. Desde tiempo inmemorial, las cavernas han estado ligadas a la historia de la humanidad y desde tiempo inmemorial, también, ha intentado explicar las maravillas del mundo subterráneo.

Las primeras exploraciones espeleológicas que se tiene noticias son las efectuadas por el rey asirio Tiglath Pileser, que explora las surgencias del Tigris, en al actual Kurdistán, en el año 1100 a.n.e. El rey Shalmanaser III la continuó, 250 años más tarde. En el libro Pao Phu Tzu, escrito por el chino Ko Hung en al año 300 a.n.e. se describe, por primera vez, el uso terapéutico de algunos depósitos formados por sedimentación en las cavernas. Pero fue el filósofo griego Aristóteles (384-322 a.n.e.) quien elaboró una de las primeras teorías sobre el origen de las cavernas y su papel hidrológico, al considerar que, en las cavernas, el aire de la Tierra se comprimía y se transformaba en agua, goteando por las estalactitas.

Las cuevas eran consideradas, entonces, como morada de los dioses, símbolo de fertilidad o, incluso, un sitio vinculado con el origen del hombre.

En 1654, J. Gaffarel publicó su obra “Le Monde Souterrain” (El Mundo Subterráneo), del que quedan algunos fragmentos en la Biblioteca Nacional de París. Los tipos de cuevas de Gaffarel eran:

• Divinas

• Humanas

• Animales

• Artificiales

• Naturales Athanasius Kircher publicó, en 1678, una obra con el mismo título que la de Gaffarel, que se ha conservado. Kircher, un fraile jesuita, fue un gran divulgador de los conocimientos científicos de su época pero, sobre todo, fue una gran falsario que, entre otras cosas, se atribuyó la clave para descifrar los jeroglíficos egipcios. Kircher es el autor de la idea de la “hidrofilacia”, según la cual, las grandes cuencas de agua subterránea son alimentadas, desde el mar, por sifones y luego drenados por manantiales cársicos que provocan la inundación de los poljes.

Johann Weichard Valvasor (1641-1683) publicó en Nuremberg (1689) una descripción, en cuatro tomos (2871 páginas), de la región de Kranjska, en Croacia, en la que dedica especial atención a las cuevas, ríos subterráneos, relaciones subterráneas entre los sumideros y los manantiales y a los lagos estacionales. Fue el primero en reconocer el papel de las aguas en la formación del carso. Gruber (1781) Definió que las aguas subterráneas son las responsables del intemperismo de las rocas carbonatadas, del alargamiento de las cavidades subterráneas y de la subsidencia en superficie. Las simas (jamas) y dolinas se forman a causa de ello. Jacquet (1778-1789) atribuyó la formación

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de las depresiones cerradas de las regiones del carso dinárico al intemperismo superficial.

El período clásico (1873-1930) está caracterizado por los trabajos de Tietze, uno de los primeros en destacar la complejidad de los procesos de carsificación y la importancia que para ello tenían la composición de la roca, erosión, disolución química y la subsidencia. Gj. Pilar fue el primer investigador que se dedicó, sistemáticamente, al estudio de los aspectos teóricos y prácticos del abastecimiento de agua en el carso. Resumió sus estudios en un trabajo clásico, publicado en Zagreb, en 1874: Tratado sobre el abastecimiento de agua en el carso de Croacia. Pilar fue el primero en oponerse a la idea de que el agua en el carso circulaba exclusivamente por conductos preferenciales.

PRIMERAS ASOCIACIONES ESPELEOLÓGICAS DEL MUNDO

•1879: Sociedad Espeleológica de Austria (Austria-Hungría)

•1883: Comisión de Grutas de la Sociedad Alpina de Las Julias (Italia

)•1892: Yorkshire Rambler´s Club (

•1895: Sociedad Espeleológica de Francia (Francia)

•1910: Sociedad Espeleológica de Lubiana (Austria-Hungría)

En 1893 Cvijic publicó, en Stuttgart, Das Karstphänomen, el intento más serio de explicar, de manera integral, el desarrollo de las formas cársicas. Aunque Cvijic lo consideró modestamente “un intento de monografía geomorfológica”, en ese trabajo se echaron las bases, definitivamente, de la moderna geología, geomorfología, hidrología e hidrogeología de las regiones cársicas.

Los años finales del siglo XIX marcan el inicio de la primera gran etapa del estudio hidrogeológico de uno de los medios acuíferos agrietados más controvertidos: el carso. Dos figuras, contemporáneas y polémicas en sus apreciaciones, sentaron las bases del estudio sistemático del drenaje cársico: Jovan Cvijic y Eduardo Alfredo Martel. En la penúltima década de ese siglo, Cvijic comienza los más rigurosos estudios del llamado Carso Dinárico, publicando hacia 1893, su fundamental obra "Das Karsthänomen", trabajo en el que "se expusieron las primeras y brillantes ideas sobre hidrogeolgía cársica, con observaciónes tan serias e importantes que en sus líneas generales no se han cambiado y hoy constituyen conceptos básicos sobre los que se apoyan nuestros conocimientos sobre Hidrogeología del Carso" (Llopis, 1970). Otra de sus obras clásicas fue Hydrographie souterraine et evolution morphologique du Carso. Quizás el mejor análisis de las ideas de Cvijic fue el elaborado, en su momento, por Roglic (1965). Aproximadamente en la misma época, Eduardo Alfredo Martel funda la Sociedad Espeleológica de Francia, la primera del mundo, sentando -con ello- las bases de la moderna Espeleología. Entre sus obras más destacadas merecen citarse Les Abismes (1893), L'evolution souterraine (1908), La France ignorée (1928) y La Spéléologie au siecle XX, publicado hacia el final de su vida.

De estos dos hombres, Llopis (1970) ha dicho: "Martel fue el verdadero propulsor de la Espeleología y creador de esta ciencia como un cuerpo de doctrina propio dentro de las ciencias geológicas. Martel fue para las formas de conducción del carso lo que Cvijic para la Hidrogeología cárstica en general. Cvijic y Martel son de la misma

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época, de manera que sus investigaciones se realizaron paralelamente. Martel estuvo más preocupado por la circulación subterránea, puesto que fue ante todo un explorador de cavernas, pero su ilustración y espíritu observador eran tan grandes que la mayor parte de los conocimientos que tenemos hoy sobre la circulación cárstica se deben a él, a pesar de ser sino un publicista, no un científico profesional como Cvijic, pero consagró toda su vida a la investigación de las cavernas y, por ende, a la circulación cárstica".

Las conclusiones, muchas veces polémicas, de estos dos investigadores y, en particular, la concerniente a la existencia o no de un nivel de agua subterránea continuo en el carso, promovió el desarrollo de una fuerte controversia por parte de diferentes autores, con especial énfasis a la circunscripción del origen de las cavernas a determinada zona hidrodinámica, sobre todo, a partir de la fuerte influencia de Grund (1903) quien señaló que éstas se originaban en la parte superior de un nivel continuo de aguas subterráneas. En buena medida, el llamado "problema del origen de las cavernas" derivó importantísimas consecuencias respecto a la hidrodinámica de los medios agrietados y, en particular, para la hidrodinámica del carso.

A partir de entonces, dos problemas capitales centraron la atención de los hidrogeólogos: la aclaración de la presencia o no de un nivel continuo de aguas subterráneas en los macizos cársicos, semejante a la "capa freática" de los acuíferos en medios porosos, y el concerniente al origen de las cavernas. Ambos han estado tan estrechamente vinculados, que marcaron toda una etapa en el estudio del carso y de la cual, sin dudas, W. M. Davis fue su mayor exponente, aún cuando puedan discreparse de sus conclusiones.

Durante años, la teoría de Davis sobre el origen de las cavernas y por ello, sobre el origen de los circuitos de flujo concentrado en acuíferos agrietados cársicos, predominó en la literatura. Sucesivos reajustes y modificaciones promovidos por el desarrollo de la exploración netamente espeleológica señalaron otros procesos de formación de elementos de conducción; sin embargo, la eclosión de estudios que ella produjo marcó uno de los más importantes capítulos en la historia de la hidrogeología. En la actualidad, bajo un diferente esquema conceptual aplicando, sobre todo, métodos de análisis físico-matemático se ha ido abandonando, poco a poco, la tendencia de la apreciación cualitativa de Davis y sus seguidores que, de hecho, resolvían todo el problema hidráulico en el carso adscribiendo cada caverna (o circuito de drenaje) a uno u otro proceso genético, simplificando, en demasía, la complejidad hidrodinámica de la organización y desarrollo del drenaje subterráneo en los medios agrietados.

Ya a principios de los años cincuenta comenzaba a manifestarse, más nítidamente, una diferenciación entre los seguidores de Davis, ocupados en fundamentar los rasgos distintivos entre las cuevas "vadosas" y "freáticas" y los autores cuyas investigaciones estaban encaminadas a la definición de las características del drenaje superficial y subterráneo en el carso.

Probablemente, el motivo de esta ruptura deba buscarse en el diferente enfoque del estudio por ambos grupos de investigadores. Los primeros adoptando y, muchas veces, extrapolando arbitrariamente a los sistemas cársicos los conceptos hidrodinámicos comunes a acuíferos en medios porosos homogéneos, y los segundos, estableciendo las principales diferencias entre éstos y los sistemas de flujo en medios agrietados, dirigiendo sus esfuerzos a la definición de una zonación hidrodinámica válida para la precisión de las leyes hidráulicas en este tipo de acuíferos.

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En cuanto concierne a la flora y la fauna subterránea, dos nombres destacan como fundadores. El rumano E. G. Racovitza y el francés René Jeannel. En 1920, Racovitza organiza, en Cluj, Rumania, el primer instituto de espeleología, que hoy lleva su nombre. Constantin Motas ha señalado como el gran mérito de Racovityza, “poner orden en el caos, de desbrozar el terreno del material disponible y de construir la nueva ciencia del mundo viviente subterráneo...: la Bioespeleología”.

Hacia 1907, Racovitza publica su Ensayo sobre los problemas bioespeleológicos, donde aborda no solamente aquellos problemas de biología general relacionados con los animales cavernícolas, sino también profundiza, particularmente, en las particularidades de la adaptación a la vida subterránea. Racovitza critica fuertemente la teoría lamarckiana evolutiva en cuanto concierne a sus limitaciones para explicar, por ejemplo, la atrofia ocular o la despigmentaciíon de ciertas especies cavernícolas.

Dos años más tarde, Carl Eignemann publica, en los Estados Unidos, el interesante trabajo Vertebrados cavernícolas de América. Un ensayo de biología degenerativa, en la que autor llama la atención de los zoólogos de principios del siglo XX sobre los vertebrados, ya que la mayoría de las publicaciones anteriores se referían a los invertebrados. Eigenmann también dedica una atención especial al análisis crítico de llas teorías de la época sobre el origen y la evolución de la fauna subterránea. Los trabajos de Chappuis son especialmente importantes en relación con los microcrustáceos subterráneos. Louis Fage dedicó su atención a los peces pero,sobre todo, a los arácnidos.

Albert Vandel es uno de los grandes nombres de la Bioespeleología. Fundador del Laboratorio Subterráneo de Les Moulis, en Francia, es el autor del primer tratado completo sobre Bioespeleología, publicado en 1964, que constituye aún hoy, una fuente única de información en ese dominio.

Como señalara Franc Jenko para los sistemas cársicos (1967) “los problemas a resolver son hidrológicos, hidráulicos, geológicos, geomecánicos, morfológicos y espeleológicos, de ahí que para el desarrollo del conocimiento del Carso no se trata solamente de luchar contra él, sino de combatir la incomprensión del Carso y eliminar los prejuicios de que es objeto su estudio..."

LOS PROCESOS DE CARSIFICACION Y CAVERNAMIENTO

Factibilidad de las rocas al proceso de disolución Un factor determinante en todo proceso de disolución de minerales, es sin duda, el estado de división de la partícula. Es bien conocido que mientras más superficie de exposición presenten los cristales al ataque del agua, más rápidamente se producirá su disolución, deteniéndose este proceso al alcanzar el agua su condición de saturación. En la naturaleza, la factibilidad de un macizo carbonatado a la disolución química o carsificación, viene dada por la composición de las calizas; su estado de agrietamiento, porosidad y textura; el estado de yacencia de las secuencias carbonatadas y no carbonatadas, así como otros aspectos relacionados con la tectónica; el tiempo de contacto de las aguas con las rocas, la presencia o no de suelos y sus tipos; el contenido de materia orgánica en el suelo y sus condiciones pedoclimáticas; la actividad del hombre y otros factores. La textura de las calizas al igual que la de otras rocas, está determinada por el carácter espacial de los cristales o elementos componentes. lo cual se puede deber al resultado de procesos de recristalización, presentándose como una textura de tipo cristalina, granular o microcristalina. La porosidad de la roca está

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relacionada con la textura y depende de la relación entre el volumen de huecos respecto al volumen total de la misma. El proceso de carsificación se hará más o menos factible de acuerdo con la naturaleza, dimensiones, repartición y relaciones mutuas de oquedades.

Se han definido dos tipos de huecos: primarios y secundarios, los primeros se originaron durante el proceso de formación de las rocas, mientras que los segundos, son el resultado de los cambios sufridos por las mismas con posterioridad a su formación. En el carso se encuentran varios tipos de oquedades:

• Poros intersticiales: Porosidad primaria que se reduce frecuentemente por disposición de calcita durante la diagénesis o subsecuentemente.

• Fisuras y fracturas: Facilitan el desarrollo de la porosidad secundaria por la acción disolvente del agua circulante a través de éstas. La estratigrafía también facilita la anisotropía primaria favorable para la circulación, aunque en menor grado que las fracturas.

• Cavidades: La circulación del agua en las calizas agranda las oquedades originales y crea cavidades que tienden a integrarse direccionalmente. Estas cavidades adoptan formas diferentes en las distintas zonas hidrogeológicas.

La geomorfóloga inglesa Sweeting ha señalado que existen más de 500 tipos de calizas del Carbonífero en el norte de Inglaterra, cuyas porosidades varían entre 2 y 25 %. De acuerdo a sus estudios, en las micritas la porosidad media es de 2 % o menos, en las espartitas ésta varía entre 5 y 8 %, así como en las biomicritas, las cuales alcanzan entre 15 y 25 %. Estas últimas calizas son alrededor de dos veces más solubles que las espartitas y las micritas para un tiempo de contacto, así como condiciones de disolución similares. Las aguas que drenan las biomicritas alcanzan una dureza del orden de 160 a 180 ppm de CaCO3, mientras las que se escurren a través de las espartitas alcanzan sólo 80 ppm, en similares condiciones de tiempo y precipitaciones.

Difusión del CO2 en el agua

El contenido medio de CO2 en el aire atmosférico es de 3,3 . 10-4 atm (bar), que corresponde a 0,6 mg de CO2/L de aire. Este valor varía en relación a la altitud y

latitud. En las zonas montañosas esta magnitud es menor, del orden de 2 . 10-4 atm, al

nivel del mar adquiere 10-4, mientras que en las zonas urbanas se eleva a 7 . 10-4. En el suelo la cantidad de CO2 es mucho mayor, pudiendo alcanzar 0,1 atm. El contenido del CO2 del aire de las cuevas en distintos países depende de la distancia de la fuente generadora (el suelo), la morfología de la cueva, las características de circulación del aire, la altura, el clima de la región y otros factores. La disolución de CO2 en el agua es un fenómeno físico, controlado por la ley de Henry:

pCO2 = D (H2 CO3 )

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donde D: Coeficiente de difusión que depende de la temperatura, (H2 CO3 ): Actividad del CO2 disuelto en agua. El coeficiente D determina la transición del CO2 del aire al agua, siendo su valor:

Daire = 1 cm2/s (25 °C)

Dagua = 0,95 . 104,5 cm2/s (0 °C)

Esto significa que la velocidad de difusión del CO2 es 10 000 veces menor en el agua que en el aire

Generación de CO2 en el suelo

La fuente esencial generadora de CO2, que el agua adquiere en su recorrido subterráneo, es sin duda alguna el suelo. El CO2 de la atmósfera del suelo puede exceder teóricamente, entre 300 y 700 veces el del aire atmosférico. El mecanismo mediante el cual este gas se produce en la biosfera comprende la fotosíntesis de la materia orgánica, la respiración de las plantas y la ulterior descomposición de éstas; proceso que se lleva a cabo en virtud de la acción de las bacterias y otros microorganismos, lo cual se puede representar de la forma siguiente:

fotosíntesis

n CO2+ n H2O ↔ n CH2O

respiración

descomposición

Durante el proceso de descomposición de las plantas, la actividad enzimática de las bacterias y otros microorganismos transforma la materia orgánica producida por la fotosíntesis en sustancias húmicas: ácidos húmicos y fúlvicos, los cuales a su vez, se descomponen produciendo CO2 y agua. Este proceso se conoce como humificación.La respiración de las raíces de la macroflora y la actividad de los microbios descomponiendo la materia orgánica son procesos productores de CO2. De ahí la importancia que tienen los factores ecológicos en la formación del carso.

Los factores determinantes en este proceso son, entre otros, los relacionados con el efecto del clima (temperatura, humedad); los que dependen de la naturaleza física del suelo (aeración, granulometría) y los dependientes de la composición química (presencia de minerales solubles, de elementos como el calcio y el hierro que facilitan la estabilidad estructural del suelo). Relacionados con estos factores se encuentran además, la presencia de abundante materia orgánica y de microorganismos. En general, el contenido de CO2 del suelo es muy variable, influyendo además el tipo de suelo, textura, horizonte, profundidad, drenaje, cobertura vegetal, flora y fauna presentes, así como la duración de los períodos alternativos de las estaciones climáticas.

El efecto del clima sobre la producción de CO2 en el suelo, se determinó cuantitativamente de manera directa, a través del estudio de la variación estacional del contenido de CO2 del suelo a lo largo de un año y en forma indirecta, a través de la determinación del contenido de carbonatos disueltos en las aguas. La máxima cantidad de gas se produce en verano y la mínima en invierno a temperaturas inferiores a 0 °C. Otro elemento del clima que ejerce un papel importante en el proceso de generación de

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CO2 es la humedad, cuyo valor óptimo es de 20 a 40 %. Un exceso por encima de este valor limita la actividad biológica. Los factores pedológicos que tienden a facilitar la difusión del CO2 y el drenaje de las aguas, favorecen la producción de este gas en el suelo.

Cuando el pH del suelo se encuentra cercano a la neutralidad o es ligeramente básico, la actividad biológica es más eficiente que cuando el pH es ácido. La presencia de calcio en cantidades apreciables tiende también a facilitar la producción de CO2 en el suelo, puesto que permite la respiración homogénea de los complejos orgánicos en los distintos perfiles del suelo. La cantidad de CO2 de las aguas subterráneas decrece con la altura y hacia las zonas desérticas, alcanzando un máximo en las regiones mediterráneas. Sehan encontrado valores máximos de CO2 en los suelos tropicales de

Puerto Rico y Jamaica (0,6 a 6.10-2 atm), y mínimos en la región fría de las montañas

Rocosas del Canadá (de 0,04 a 0,5.10-2 atm), así como Alaska (de 0,04 a 0,05.10-2

atm). En contraste con estos resultados, en las mediciones de Ca2+ y Mg2+ efectuadas en aguas cársicas, no se han encontrado diferencias significativas entre clima tropical y templado. El comportamiento del CO2 en esas aguas está relacionado con la cobertura vegetal del suelo y las reacciones cinéticas asociadas con el tiempo de residencia del agua en el acuífero. Se han reportado rangos medios de pCO2 entre 0,2 y 11,0 % en regiones tropicales, con un valor extremo de 17,5 %; mientras que en las zonas de clima templado reporta valores entre 0,1 y 3,5 %, así como contenidos ocasionalmente extremos de 10 %. En las regiones árticas se han observado valores de pCO2 entre 0,1 y 0,2 %, mientras que en la tundra alpina éstos han alcanzado entre 0,01 y 0,5 %. Las mediciones del contenido de CO2 en suelos de regiones cársicas situados en climas extremos, polar y tropical, en los ejemplos de Spitsbergen y Cuba, efectuados en forma indirecta a través de las mediciones de CO2 en el agua demuestran que el proceso de generación de este gas es mucho más intenso en condiciones tropicales que en condiciones polares, tal como se puede observar en la tabla. De la misma forma el contenido medio de CaCO3 medido en las aguas cubanas en superior al de las aguas de esa región polar.

Contenidos de CO2 y CaCO3 en manantiales de regiones tropicales (Cuba) y polares (Spitsbergen)

Situación Fecha País CO2

(mg/L)

CaCO3

(mg/L)

Cuenca del río Cuyaguateje 12-8-70 Cuba 17,4 174

Cuenca del río San Marcos 10-9-86 Cuba 19,8 230

Cuenca del río Guaso 10-2-88 Cuba 19,8 175

Región de Gandpassed 8-9-85 Spitsbergen 2,6 32

Región de Gandpassed 10-9-85 Spitsbergen 5,9 45

Región de Gandpassed 24-9-85 Spitsbergen 3,7 40

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Los relativamente altos contenidos de dureza observado en algunas aguas de Spitsbergen están asociados al origen profundo de las mismas (en este caso las aguas de tipo termomineral), al estado de trituración mecánica de las rocas por la acción de los glaciares (lagos en las morrenas) o al efecto crioquímico que se produce al acercarse el invierno polar (fenómeno observado en las aguas del río Brattegg, las aguas que drenan de la cueva Kvisla y en otras aguas de las regiones estudiadas). El mayor contenido de CO2 fue observado en las aguas procedentes de la tundra (vegetación enana del círculo polar), lo cual demuestra que a pesar de encontrarse congelados los suelos polares (permafrost), es significativa en los mismos la actividad microbiológica. Sin embargo, en ocasiones se han reportado mayores contenidos de CaCO3 en algunas aguas cársicas de regiones templadas, cuyos suelos poseen una pCO2 inferior al de las regiones tropicales. En esos casos influyen factores tales como las condiciones de circulación de las aguas en condiciones de sistema abierto o cerrado, así como la mayor cantidad de detritos de calcita en el suelo. Un agua que disuelve los minerales en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2, incrementa menos el contenido de CaCO3 disuelto que la que lo hace en condiciones de sistema abierto, independientemente de la latitud en que se encuentre.

Ford y Williams (1989), prefieren utilizar los términos sistemas coincidente y subsecuente en lugar de abierto y cerrado respectivamente, tomando como base los carbonatos disponibles en el cuerpo rocoso para la disolución, su porosidad, la capa de cobertura del carso y la pCO2.

La abundancia de materia orgánica como factor de generación de CO2 también se ha

evaluado de forma cuantitativa. Entre 2 y 10 L/m2 de CO2 por día se produce en un suelo donde las plantas crecen vigorosamente. Se ha estudiado en forma indirecta este efecto, determinando la demanda química de oxígeno en las aguas cársicas (por oxidación con permanganato). Encontró que existía una correlación entre la demanda química de oxígeno y la agresividad de las aguas. Este tipo de mediciones ha sido más ampliamente utilizado para medir el efecto del impacto ambiental en el carso y evaluar la capacidad autodepuradora de los cursos receptores de residuales urbanos e industriales.

El CO2 de las fuentes magmáticas puede penetrar en los acuíferos que se encuentran en áreas de reciente actividad volcánica. En el carso, en virtud de su fisuración, el CO2 disuelto en fluidos hidrotermales puede ascender desde niveles muy profundos y combinarse con las aguas meteóricas. Este es el caso de las emergencias cársicas de Lez y Lerón en la región de Montpelier, donde la pCO2 de las aguas alcanzan de 0,5 a 0,1 atm, mientras que las aguas más superficiales de la misma región poseen una pCO2 inferior a 0,01 atm. Mediante los movimientos epirogénicos que tienen lugar en la corteza terrestre, en los desplazamientos tectónicos de tipo isostáticos y en los movimientos exógenos de las masas rocosas, se puede crear CO2 capaz de disolver carbonatos a grandes profundidades. Un proceso de tipo triboquímico similar fue realizado mediante experimentos de laboratorio (Peters, 1962). La ecuación química es la siguiente:

CaCO3 (s) + Energía de frotamiento = CaO (s)+ CO2 (s) + Calor frotamiento

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Por esta vía se obtuvieron 2 cm3 de CO2 a partir de 5 g de calcita pura a 25 °C. Otro proceso en el cual se puede obtener CO2 de origen no pedológico, es por medio de la acción directa de ácidos fuerte sobre los carbonatos:

2 HCl (l) + CaCO3 (s) = Ca2+ (ac) + 2 Cl- (ac) + H2 O (l) + CO2 (g)

H2SO4+CO2(l) + CaCO3 (s) = Ca2+ (ac) + SO4 2- (ac) + H 2 O (l) + CO2(g)

2 HNO3 (l)+ CaCO3 (s) = Ca2+ (ac) + NO3- (ac) + H2 O (l) + CO2 (g)

Este tipo de reacción ha provocado en algunas ocasiones, cambios apreciables en la calidad del agua por vertimiento de residuales industriales ácidos en el carso, dando lugar a una corrosión acelerada.

Con gran frecuencia se produce en Europa y Estados Unidos lluvias ácidas, con un pH entre 3.5 y 6.4, como consecuencia de la contaminación ambiental. Las principales fuentes de esta acidez la constituyen el H2SO4 , CO2 y el HNO3 obtenidos por la oxidación en la atmósfera del SO2 y el nitrógeno respectivamente, en los procesos de combustión industrial. Las cantidades de ácidos fuertes que atacan las rocas carbonatadas por esta vía, no obstante, son pequeñas. Las mediciones efectuadas en las aguas que llegan a las cavidades cársicas en regiones sujetas a lluvias ácidas resultan neutralizadas por el medio carbonatado durante el recorrido hipogeo. Las mayores afectaciones por lluvias ácidas se producen sobre los bosques, creando en ocasiones verdaderas catástrofes ecológicas.

Una vía más frecuente mediante la cual se generan ácidos fuertes en las aguas naturales es por oxidación de las piritas y otros minerales sulfurosos, proceso que es acelerado por los microorganismos. La reacción correspondiente se puede expresar esquemáticamente por:

4 FeS2 (s)+ O2 (g) + 23 H2 O (l) + 28 Fe2+ (ac) = 2 Fe(OH)3 (s) + 30 Fe2+ (ac)+ 8 SO42- (ac)+34 H+(ac)

Mediante este proceso se pueden formar aproximadamente 8 ion gramos de H+ por cada mol de FeS2 oxidado. Muchas aguas cársicas con elevados contenidos de ion SO42- poseen además elevadas concentraciones de CaCO3, disuelto, como resultado de una producción adicional de CO2 originado por la acción de los ácidos fuertes, creados en el proceso de oxidación de las piritas sobre los carbonatos.

Algunos procesos espeleogenéticos que se deben a la presencia de gases y fluidos ricos en CO2 y H2S. El desarrollo de grandes y exóticas cavernas como las de Carlsbad en Nuevo México, mediante la ocurrencia de la reacción de reducción siguiente:

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CnHm (l) + SO42-(ac) = H2S (g) + CO2 (g)+ H2 O (l)

Petróleo

Según esta tesis, en la zona profunda de la cuenca se ponen en contacto los fluidos petrolíferos con las rocas ricas en sulfato, generando cantidades apreciables de H2S, que ascienden a la superficie y se disuelven en las aguas meteóricas. En el seno del agua, este gas se oxida parcialmente a H2SO4, de la forma siguiente: H2S (g)+ 2 O2 (g) = H2SO4 (l)

y en parte se disocia según:

H2S (g) = H+ (ac) + HS- (ac)

De esta forma se genera CO2,, H2SO4 e ion H+ libre, capaces de disolver considerable cantidad de calcita, la cual es parcialmente reemplazada por el yeso de la manera siguiente:

CaCO3 (s)+ H2SO4 (l) + 2 H2 O (l) = CaSO4 2 H2 O (s) + H+ (ac) + HCO3- (ac)

La presencia de una elevada densidad de cavernamiento en las montañas de Harz (Alemania), se ha relacionado con el intemperismo de la siderita contenida en el macizo carbonatado. En este proceso, por cada mol de siderita oxidada se debe formar un mol de CO2, según:

4 FeCO3 (s) + O2 (g)+ n H2 O (l) = 2 Fe2 O3 n H2 O (s) + CO2(g)

Siderita

Disolución y reparto de los carbonatos en las aguas naturales La disolución de los carbonatos por las aguas naturales es un proceso complejo donde intervienen muchos factores, de ahí que, a pesar de los muchos trabajos teóricos y experimentales desarrollados, los resultados no son totalmente concordantes con los que se obtienen en la naturaleza. Esto no sucede así con la disolución de los cloruros y los sulfatos, por ejemplo, donde la correspondencia es satisfactoria. En un agua destilada desprovista de CO2 se disuelven 14,3 mg/L de CaCO3. En contraste con esto, en semejantes condiciones es posible la disolución de 320 g/L de NaCl y 2,1 g/L de CaSO4. Cuando se eleva la temperatura del agua excenta de CO2, la solubilidad se

incrementa. El agua destilada en equilibrio con el CO2 atmosférico (3,2.10-4 atm) es capaz de disolver 60 mg de CaCO3 a 20 °C. Como el contenido de CO2 disminuye con la temperatura, la cantidad de CaCO3 también será menor a temperaturas más elevadas, a menos que este efecto sea compensado con un contenido mayor de CO2 en el agua o una presión más elevada en la atmósfera que se encuentra en contacto con el agua. Para alcanzar la máxima disolución de la calcita en las aguas, lo cual corresponde a un contenido de CaCO3 del orden de 350 a 400 mg/L, en virtud del sistema CO2-H2O- CaCO3, es necesaria una pCO2 de 0,02 a 0,1 atm.

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En las aguas cársicas con mineralización inferior a 0,5 g/L, la pCO2 y la temperatura son los dos factores determinantes en la disolución de los carbonatos. En aguas altamente mineralizadas hay que considerar además otros factores, tales como la actividad iónica, la presencia de iones foráneos (cuya influencia es despreciable en las aguas de baja mineralización), el suministro de ácidos orgánicos e inorgánicos ajenos al sistema de los carbonatos, otras fuentes generadoras de CO2 y ácidos fuertes, así como el efecto de mezcla de aguas. La disolución de los carbonatos está controlada cinéticamente por el contenido de CO2. El CO2eq (en equilibrio) se ha asociado al CaCO3 disuelto, mientras que la pCO2 remanente se ha relacionado con el CO2 agresivo, capaz de seguir disolviendo los carbonatos. El esquema siguiente resume la repartición del CO2 en el sistema CO2 -H2 O-CaCO3.

. CO2 agresivo, capaz de seguir disolviendo calizas

.

.

. CO2 libre

. .

. . CO2 eq en forma de ion HCO3-

CO2

. . HCO3- en forma de ion bicarbonato

. .

. CO2 combinado

.

. CO32- en muy pequeña cantidad como ion a pH cercano a la

neutralidad

Disolución de los carbonatos en presencia de otros iones

La presencia de iones ajenos a los sistemas CO2-H2O-CaCO3 y CO2-H2O-MgCO3, tiende a aumentar la solubilidad de los carbonatos por efecto salino o de fuerza iónica. Mediante se ha demostrado que la solubilidad de la calcita puede elevarse desde 10 hasta 25 % mediante la adición de 0,1 % de NaCl. Enlaboratorio se han obtenido incrementos en la solubilidad de CaCO3 en presencia de NaCl y MgCl. En este último caso, el incremento fue aún mayor como consecuencia de la formación de los pares

iónicos NaCO3-, NaHCO3

0, MgCO30 y MgHCO3

+. Trazas de sales extrañas, presentes en el sistema de los carbonatos, elevan apreciablemente la solubilidad del CaCO3, en la cual tienen gran significación los procesos naturales, sugiriendo una modificación de la curva de solubilidad de Tillman-Trombe utilizada para medir la agresividad de las aguas.

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Si el proceso de disolución de la calcita tiene lugar en presencia de dolomita, se debe esperar por efecto de ion común, que se produzca precipitación de CaCO3. También se encontró que un agua en equilibrio con la calcita pura, era capaz de precipitar CaCO3 en una zona dolomítica como resultado de la disolución incongruente de esta última. La mezcla de calcita y dolomita en proporciones similares a las que se encuentran en las dolomías, provoca que la solubilidad de la calcita disminuya sensiblemente en presencia de CaMg(CO3)2. Sin embargo, el efecto de ión común se cumple para relaciones CaCO3:MgCO3 mayores de 0,1, no así cuando estas relaciones son del orden de 0,03 a 0,04. A esas bajas proporciones, se produce un anómalo aumento de la solubilidad de la calcita que tiene mucha importancia en los procesos cársicos. La presencia de elementos minoritarios o trazas en las aguas naturales, reduce la solubilidad de la calcita y este efecto de inhibición se incrementa con el contenido de esas trazas. Este comportamiento se ha denominado efecto de los elementos traza, el cual se debe a la absorción de los iones metálicos en la superficie del cristal. En orden decreciente de su efectividad se encuentran los metales escandio, plomo, manganeso, níquel, bario y

magnesio. Por ejemplo, 6 mg/L de Cu2+o 1 mg/L de Pb2+, reduce 2 veces la

solubilidad de la calcita a 1 atm de pCO2. Se ha encontrado también que el ion PO43-

ejerce un efecto inhibidor en la solubilidad de la calcita.

Cinética y velocidad de disolución de los carbonatos

El tiempo de reacción junto a la temperatura y el contenido de CO2, son los tres principales elementos que determinan el proceso a través de las distintas fases presentes: gas, líquido y sólido. En las condiciones naturales, en un momento dado, el contenido de CO2 libre y de CO2 combinado es el resultado de la acción del tiempo, así como de las condiciones geológicas anteriores. Los primeros trabajos realizados en los laboratorios, con el objetivo de estudiar la cinética de los procesos de disolución de los carbonatos se hicieron en condiciones "ideales", sin considerar la influencia de los elementos externos relacionados con el sistema de equilibrio de los carbonatos. Los resultados más relevantes de estos estudios han sido presentados por Bögli (1960) y Roques (1969).

El fundamento del trabajo de Bögli es de tipo teórico, en él se plantean cuatro fases de disolución. El trabajo de Roques es más complejo, éste realizó los experimentos en el laboratorio, lo fundamentó teóricamente y lo complementó mediante estudios en condiciones naturales. En el mismo se plantean tres cadenas de reacción, en la primera y tercera la cinética es de tipo heterogénea, puesto que intervienen fases gaseosa y líquida en la primera, así como líquida y sólida en la tercera. En la segunda cadena sólo interviene la fase líquida.En la primera cadena se efectúa la difusión del CO2 gaseoso en el agua; el tiempo en que se establecen los equilibrios es un poco más lento que en la segunda, puesto que se requieren varios minutos, mientras que en la segunda los equilibrios se alcanzan prácticamente de manera instantánea. Este proceso se puede acelerar aumentando la presión del gas o la agitación del medio.

El proceso de disolución de los carbonatos por un agua que contiene un cierto contenido de CO2 ha sido estudiado además, desde el punto de vista cinético, por diferentes autores. Dreybrodt (1992) propuso un modelo de desarrollo de los canales cársicos a partir de las fisuras primarias de las calizas; así como un sistema computarizado para simular el proceso de ensanchamiento de una fractura por un agua agresiva a la calcita.

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En determinadas condiciones experimentales (Fagundo et al, 1992), la variación en el tiempo de la concentración de los iones involucrados en el equilibrio de los carbonatos y la conductividad eléctrica puede seguir una cinética de primer orden, o calcularse mediante la expresión:

[C] = [C]eq (1 - e -ktn )

donde:

k : constante de velocidad

[C] : concentraciones iónica (HCO3-, Ca2+, Mg2+) o CE en el tiempo t

[C]eq: la concentración de los mismos iones o la CE en condiciones de equilibrio

n: un exponente empírico (si n = 1, la cinética es de primer orden)

Corrosión mediante procesos microbiológicos y bioquímicos Los microorganismos catalizan las reacciones de oxidación-reducción más importantes que tienen lugar en el medio acuático. Las bacterias constituyen los microorganismos más importantes en las aguas subterráneas. Poseen un tamaño medio entre 0,5 y 0,3 µm, no muy pequeño en comparación con las dimensiones de los poros y oquedades de muchas rocas, especialmente las carsificables, por lo cual en muchas ocasiones se pueden mover a través del carso. Algunas rocas como las areniscas o las de tipo arcillosas, actúan como verdaderos filtros que retienen el paso de las bacterias. Las calizas por el contrario, a causa de su agrietamiento permiten la libre circulación de bacterias aún a grandes profundidades, de ahí la fragilidad del medio kástico al impacto ambiental. Además de las bacterias, pueden estar presente en este medio algas, hongos, levaduras y protozoos. En los ríos y presas expuestos a la contaminación, así como en la zona del suelo, la actividad microbiológica es importante, siendo menor, aunque no despreciable, en la zona de las aguas subterráneas.

La capacidad catalítica de las bacterias se debe a sus enzimas, las cuales requieren de nutrientes para la síntesis y restablecimiento de las células bacterianas. En este proceso desempeña un papel importante, las sustancias capaces de almacenar y suministrar energía como la adenosina trifosfato (ATP). Estas moléculas alto-energéticas liberan la energía necesaria para la síntesis de las células bacterianas al ser hidrolizadas. Las bacterias que necesitan oxígeno libre para su desarrollo se denominan aeróbicas; las que por el contrario, viven en ausencia de oxígeno disuelto se nombran anaeróbicas, y las que pueden vivir tanto en presencia como en ausencia de este gas se les llaman facultativas. El contenido de oxígeno para la supervivencia de las bacterias aeróbicas es del orden de 0,05 mg/L, aunque algunas pueden vivir en concentraciones menores. En determinadas ocasiones las bacterias son capaces de adaptarse a condiciones bastante adversas y variables, como por ejemplo, elevados flujos, condiciones de pH entre 1 y 10, temperaturas entre 0 y 75 °C y salinidades del orden del agua de mar. Sin embargo, en las aguas subterráneas muchas bacterias se encuentran en cantidades despreciables, por no disponer de algunos de los elementos básicos para su desarrollo, tales como materia orgánica consumible y nutrientes adecuados, o sufren cambios de temperatura que afectan los proceso bioquímicos. Algunas de las reacciones químicas de oxidación-reducción catalizadas por las bacterias se presentan a continuación:

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1. Producción de CO2:

CH2 O (l) + O2 (g) = CO2 (g) + H2 O (l)

2. Denitrificación:

CH2 O (l)+ 45 NO3

- (ac) = 25 N2 (g) + HCO3

- (ac) + 15 H+ (ac) + 2

5 H2 O (l)

3. Reducción de Mn (III):

CH2 O(l) + 2 MnO2 (s) + 3 H+ (ac) = 2 Mn2+ (ac) + HCO3- (ac) + 2 H2 O (l)

4. Reducción de Fe (III):

CH2 O(l) + 4 Fe(OH)3 (s) + 7 H+ (ac) = 4 Fe2+ (ac) + HCO3- (ac) + 10 H2 O (l)

5. Reducción de SO42-:

CH2 O (l) + 12 SO4

2-(ac) = 12 HS- (ac) + HCO3

- (ac) + 12 H+ (ac)

6. Formación de CH4:

CH2 O(l) + 12 H2O (l) = 1

2 CH4 (g) + 12 HCO3

- (ac) + 12 H+ (ac)

La ecuación 1 constituye la principal fuente de suministro de CO2 por vía bacteriana y requiere de la presencia de oxígeno disuelto en el agua. El CO2 se combina con el agua para formar H2CO3 que es un ácido suficientemente fuerte para disolver los carbonatos. El CH2O en estas ecuaciones representa un simple carbohidrato, aunque las reacciones también pueden ocurrir con la participación de sacáridos, polisacáridos, ácidos grasos, fenoles, aminoácidos y otros compuestos orgánicos. En el proceso de descomposición de la materia orgánica en el suelo además de CO2 y los productos que se presentaron en las reacciones se forman, por acción de las bacterias heterótrofas, algunos ácidos débiles como el acético, cítrico, oxálico, etcétera, que aunque son poco estables y se conservan poco tiempo en el seno del agua subterránea, son no obstante, capaces de atacar las calizas con una intensidad de hasta 10 veces mayor que la ecuación 1.11 para el CO2 . Por otro lado, se conoce la existencia de bacterias autótrofas que pueden fijar el nitrógeno del suelo, originando una cadena de reacciones en que se forma ácido nítrico, pasando previamente por amoniaco y nitrito. Este proceso se conoce como nitrificación de las aguas:

NH3 (g)+ 32 O2 (g) = HNO2 (l) + H2 (g)

HNO2 (l) + 12 O2 (g) = HNO3 (l)

Los ácidos nítricos y otros compuestos nitrogenados relacionados, son capaces de disolver las rocas carbonatadas según las ecuaciones siguientes:

2 HNO2(l)+ CaCO3 (s) = Ca(NO3)2 (s) + H2 (g)+ CO2 (g)

CH3 NH2 (l)+ 32 O2 (g) = CO2(g)+ (OH)- (ac) + NH4

+ (ac)

C5 H4 N4 O3 (s)+ 2 H2O (l) + 32 O2 (g) = 2 CO(NH)2 (s)+ 3 CO2 (g)

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CO2 (g) + H2 O (l) + CaCO3 (s) = Ca2+ (ac) + 2 HCO3- (ac)

Aunque el CO2 es más soluble a bajas temperaturas, la actividad microbiológica es superior a temperaturas elevadas, lo cual trae como consecuencia que el proceso de generación de CO2 en el suelo, sea más intenso en los países tropicales. En las regiones de clima tropical no se han hecho prácticamente experimentos en el campo, con la finalidad de evaluar en forma cuantitativa la acción de los procesos microbiológicos y bioquímicos en la disolución de los carbonatos, así como otras rocas carsificables. Algunos investigadores han llevado a cabo, recientemente, un experimento de este tipo en el Pan de Guajaibón, Sierra del Rosario, Cuba, donde se registró en forma continua las variaciones del pH, la conductividad eléctrica y la temperatura, así como se hicieron análisis químicos de campo de manera sistemática, donde se estudió la evolución de las aguas depositadas en las tinajitas y otras formas de corrosión cársica, después de la lluvia. Los resultados, demuestran que la temperatura y el pH varían según ritmos diurnos, alcanzando valores máximos cuando es más intensa la actividad solar. La mineralización experimenta un incremento progresivo, aunque no en forma regular por las variaciones del pH. En general, se puede afirmar que la formación de lapies, tinajitas y otras formas de corrosión de los macizos cársicos, está condicionada por la acción de las lluvias, la presencia de materia orgánica y los procesos microbiológicos.

Corrosión por efecto de mezcla de agua El término corrosión por efecto de mezcla de agua se ha utilizado ampliamente para explicar algunos fenómenos de disolución en las rocas por aguas naturales, que desde el punto de vista de la teoría de los equilibrios de los carbonatos, se encuentran saturadas. Según este principio, un agua que ha alcanzado la saturación puede hacerse de nuevo agresiva si se mezcla con otra que se encuentra también saturada y posee un contenido

de Ca2+o pCO2 distintos. Dos aguas cársicas procedentes de fuentes diferentes, se pueden encontrar saturadas en calcita, las cuales actuando por separado son incapaces de disolver más calcita. Sin embargo, al mezclarse se pueden hacer agresivas y, por tanto, el agua resultante es capaz de disolver una cantidad adicional del mineral carbonatado. Este fenómeno en el carso fue descubierto por Bögli en 1963.

En una curva de equilibrio de CO2 vs CaCO3 (Figura 2.5), se puede observar el comportamiento de la corrosión cársica por efecto de la mezcla de agua.

Si en la curva de Tillman-Trombe modificada por Roques (1962 a; 1964), se toman dos aguas saturadas sobre la isoterma de 15 °C: W1 con 10 ppm de CaCO3 y 0,1 ppm de CO2; W2, con 350 ppm de CaCO3 y 174 ppm de CO2 , y se mezclan en partes iguales, se obtendrá un agua A con un contenido de 180 ppm de CaCO3 y 87 ppm de CO2. Como para esta cantidad de calcita el agua sólo requiere 27 ppm de CO2 en condiciones de equilibrio (AC), la porción AB se requerirá para disolver el CaCO3 adicional, mientras que BC será utilizada para incrementar el valor de CO2 en equilibrio. De acuerdo con el sistema de ecuaciones de equilibrio de los carbonatos 1 mol de CaCO3 requiere 1 mol de CO2 para disolverse. Por tanto, si AB es a BD como 1:1 (44 ppm de CO2 a 100 ppm de CaCO3), BD será la cantidad de CaCO3 disuelto adicionalmente, equivalente a 65 ppm. El gráfico también permite calcular la cantidad de calcita disuelta si se mezclan aguas con diferente estado de agresividad, por ejemplo, una saturada y otra insaturada (W1 y W3), una saturada y otra sobresaturada (W1 y

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W4), así como en distintas proporciones. La solubilidad del CaCO3 crece con la

adición de Mg2+ hasta alcanzar un valor máximo cuando la cantidad de iones es del orden de 7 %. Luego va disminuyendo a medida que sigue aumentando la cantidad de

Mg2+, alcanzando la solubilidad mínima, cuando la cantidad de éste llega a 30 %.Un agua en equilibrio con la calcita pura A (Figura 2.6), la cual incrementa su contenido de

Mg2+ en forma progresiva, puede primero disolver (entre A y B) y luego precipitar CaCO3 (entre B y C). Si se mezclan dos aguas en equilibrio con concentraciones

diferentes de Mg2+, por ejemplo Ch y D, se puede entonces obtener un agua agresiva por efecto de mezcla de agua. En ese caso el agua será capaz de disolver una cantidad suplementaria de CaCO3 equivalente a EF. Si se mezclan dos aguas en equilibrio,

cuando el contenido de Mg2+ es mayor de 7 %, como por ejemplo G y H, se obtendrá un agua I que se encontrará también en equilibrio. Esta podría disolver o precipitar carbonato sólo si varían la presión o la temperatura. Las aguas saturadas pueden también hacerse agresivas por disminución de la temperatura, porque en este caso se hace menor el CO2 disponible para la disolución de los carbonatos. Bögli denominó a este fenómeno corrosión por enfriamiento, calculó la cantidad adicional de CaCO3 que un agua puede disolver, al disminuir la temperatura de 4 a 9 °C en el intervalo de 0 a 44 °C.

La corrosión es significativa en aquellas regiones donde se producen marcadas variaciones estacionales o grandes cambios diurnos de temperatura aunque, por lo general, es menos intensa que la corrosión por mezcla de agua. Los fenómenos de corrosión, especialmente por mezcla de aguas son, por lo general, muy comunes en el carso, tanto en la zona no saturada (conocida también como vadosa o de aeración); como en la freática o de saturación. Las características propias del carso, donde la circulación del agua ocurre a través de conductos más o menos independientes que tienden a integrarse, facilita la mezcla de diferentes aguas, las cuales aunque puedan encontrarse por separado saturadas, para determinadas proporciones de CO2-CaCO3, al mezclarse pueden hacerse de nuevo agresivas y seguir disolviendo rocas carbonatadas aún a grandes profundidades.

Mediante estudios cinéticos se ha demostrado la importancia de este efecto de mezcla en los procesos de corrosión de las aguas carbonatadas. Otros investigadores han objetado el término corrosión por mezcla de agua, puesto que éste no incluye los incrementos en concentración, obtenidos mediante mezclas de aguas que contienen diferentes especies disueltas, donde ese incremento está asociado al efecto de iones foráneos.

Procesos de mezcla de agua por intrusión marina en acuíferos cársicos En los acuíferos carbonatados litorales, existe un equilibrio dinámico entre el agua dulce que drena al mar a través de los conductos cársicos y el agua marina que penetra en el acuífero por los mismos conductos, con mayor extensión en los períodos secos, así como de mayor explotación del acuífero para el abasto a la población o la agricultura, en los cuales la presión hidrostática se deprime. En los períodos lluviosos y de menor explotación la presión hidrostática es mayor y se limita la entrada del agua marina. En la zona de mezcla agua dulce-agua de mar se ponen en contacto dos fases químico-físicas muy diferentes en cuanto a su composición química, mineralización, densidad, pH,

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temperatura y contenido de gases disueltos. En dependencia del grado de mezcla, la litología del acuífero y otras condiciones específicas, se producirán interacciones más o menos intensas y complejas, las cuales producen cambios en la permeabilidad de las rocas, así como en la geomorfología de la región.

Como resultado de la mezcla de agua procedente del medio subterráneo y del mar, en ocasiones se origina un agua de tipo agresiva que es capaz de disolver los carbonatos, ampliando los conductos cársicos. En general, en un acuífero cársico costero se pueden distinguir tres zonas geoquímicas (Figura 2.7) con las características siguientes:

• Zona en que prevalecen las aguas del tipo HCO3-- Ca2+ en equilibrio con la

calcita.

• Zona en que prevalecen las aguas del tipo Cl--Na+, las cuales se encuentran sobresaturadas en relación con la calcita.

• Zona de mezcla o dispersión, donde las aguas son de los tipos HCO3- > Cl--

Ca2+ > Na+, Cl- > HCO3- - Na+ > Ca2+ o de facies intermedias, y las cuales

se suelen encontrar insaturadas respecto a la calcita.

De acuerdo con la información reportada en la literatura especializada en relación con la geoquímica de las aguas cársicas afectadas por la intrusión marina, en muchas regiones se han obtenido aguas con un determinado grado de saturación, aguas saturadas o aguas insaturadas respecto a la calcita o la dolomita. Por ejemplo, en las penínsulas de Yucatán y Florida se encontraron altos valores de sobresaturación en aguas de pozos que atribuyeron a este tipo de mezcla de aguas.

Algunos especialistas (Plummer, 1975; Plummer et al, 1975) estudiaron el comportamiento de mezclas en distintas proporciones de agua dulce con agua de mar, demostrando que algunas de estas mezclas originaban aguas agresivas (Figura 2.8). Si bien ciertas proporciones pueden originar insaturación, otras por el contrario dan lugar a

aguas sobresaturadas, especialmente cuando están presentes iones Mg2+ y SO42+ .

Estos trabajos de simulación química sirven de base para explicar el intenso desarrollo de cavidades cársicas observado por algunos investigadores en áreas cársicas costeras. Los estudios más completos sobre este tipo de proceso de mezcla se han realizado en las regiones cársicas costeras de Yucatán y La Florida.

Los estudios con muestras tomadas por batometría en el acuífero cársico litoral de la llanura meridional de Pinar del Río, demostraron que, por lo general, a medida que aumenta la profundidad del pozo, las aguas se van haciendo cada vez más saturadas hasta alcanzar un máximo, a partir del cual evolucionan hacia la insaturación o una menor saturación. Analizando series cronólogicas de más de diez años, correspondientes a acuíferos cársicos litorales de Cuba sometidos a condiciones de sobreexplotación, se ha encontrado en ocasiones, tendencia a un incremento de la mineralización a pesar de mantenerse las aguas insaturadas en relación a la calcita. Algunos de estos procesos se han hecho irreversibles como consecuencia de una mayor permeabilidad en el acuífero debido a la disolución acelerada por vertimiento de residuales y efecto de fuerza iónica.

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Cambios en la concentración de la calcita disuelta por las aguas naturales De acuerdo con los principios que establece la química-física sobre la teoría del equilibrio de los carbonatos, 14 mg/L de calcita se pueden disolver en agua pura y hasta 55 mg/L en un agua natural en equilibrio con una pCO2 atmosférica a 25 °C. Si se disminuye a 0 °C su temperatura, de acuerdo con la ley de Henry, el agua puede incrementar su solubilidad en calcita hasta 75 mg/L. Se ha reportado un incremento de 77,7 mg/L de CaCO3 al enfriarse un agua que poseía 240 mg/L de calcita disuelta, desde 20 a 10 °C .

La variación en la presión hidrostática de las aguas, a causa del régimen de circulación, ejerce efectos poco apreciables en la disolución de minerales e incluso gases. Sin embargo, si se hace burbujear CO2 en un agua cársica sometida a presión, la solubilidad de este gas se incrementa en 6 mg/L por cada 100 m de profundidad hasta alcanzar los 400 m. A mayor profundidad, el CO2 aumenta su solubilidad en agua en 0,3 mg/L por cada 100 m de profundidad. Este efecto es responsable del elevado contenido de iones disueltos que presentan las aguas procedentes del drenaje profundo cuando emergen en los manantiales cársicos. Como aún presentan un elevado contenido de CO2 en el momento que afloran a la superficie, parte de los minerales son depositados como CaCO3 en los bordes del manantial. En condiciones de sistema abierto con abundante y renovable contenido de CO2, la cantidad de calcita disuelta en el agua puede alcanzar 150; 300 ó 450 mg/L, cuando la pCO2 del suelo es de 0,3; 3 ó 46 % respectivamente, mientras que la cantidad de CaCO3 puede decrecer hasta 50 mg/L a 0,3 % de pCO2 o alcanzar sólo 120 mg/L a 3 % de pCO2, en condiciones de sistema cerrado.

Un incremento notable del contenido de CaCO3 en las aguas también puede alcanzarse en presencia de compuestos orgánicos tales como los ácidos húmicos y fúlvicos. Aunque teóricamente se ha calculado la posibilidad de un incremento de hasta 500 mg/L por esta vía, en la práctica éste es menor, a causa de los procesos competitivos de oxidación de la materia orgánica. La adición de iones comunes al equilibrio de los carbonatos y sulfatos, reduce hasta 40 % la solubilidad de la calcita en las aguas cársicas, tal como se ilustra en la tabla 2.2, mientras que la adición de iones foráneos a este equilibrio incrementa sensiblemente la solubilidad de este mineral. Los mayores incrementos reportados se deben al resultado de la mezcla entre el agua acuífera con el agua de mar. A 25 °C y una pCO2 elevada, propia de los suelos cársicos, la solubilidad de la calcita se puede incrementar en estas condiciones hasta 1 000 mg/L.

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Efecto de diferentes factores en la concentración de CaCO3 (en mg/L) disuelto en aguas carbonatadas (Ford y Williams,1989). Dos fases Tres fases CO2 (g), H2O (l), CaCO3 (s)

1000 en agua de mar (efecto de fuerza iónica) en agua pura 14

a 250 C │ Efecto de │ Temperatura │ Atmósfera estándar PCO 2 = 0.03% Sistema abierto ideal │ CaCO3 (en mg/L) │ │ │ │ │ │ 75 00

C │ 55 │ │ ↑

Presión de la atmósfera del suelo Sistema abierto cerrado PCO2 (6%) 450 (3%) 300 ───────── Disminución (0.3%) 150 ↓ ↑ (3%) 120 ↓ (0.03%) (0.3%) 50 (0.03%)

Corrosión por mezcla de agua Incremento de 10 mg/L por 1/2% de CO2 ↑ 66 ↑

Complejos orgánicos teórica 500 ↑ poco probable

debido a la oxidación 66 ↑

Efecto de ion común Disminución ón en un 40 % ↓ 30

El Origen de las Cavernas Cuatro aproximaciones han dominado el escenario de las teorías sobre el origen de las cavernas en los últimos 100 años. Estas teorías, mutuamente excluyentes pueden agruparse del modo siguiente: Teoría vadosa, que implica que la mayor parte del volumen de la caverna es excavado por corrientes fluviales con una superficie libre. El agua penetra desde un punto en la superficie y desciende hasta el nivel de las aguas subterráneas y se considera que es el proceso más rápido de desarrollo del cavernamiento. Este fue el principio esgrimido por Martel a fines del siglo XIX y principios del XX.

La teoría freática profunda, que se basa en la suposición de que si el desarrollo de la permeabilidad desde el punto de recarga al de descarga es tal que puede mantenerse un nivel estable de las aguas subterráneas sobre un período de tiempo suficientemente largo, la mayor parte de los conductos cársicos se desarrollarán en la zona freática. Esta fue la teoría defendida por Davis y Bretz, entre 1930 y 1942.

La teoría del nivel de las aguas subterráneas, que establece que el agua se infiltra desde la superficie hasta el nivel de las aguas subterráneas, de manera que la mayor parte del movimiento tiene lugar a lo largo de una zona somera cerca de la superficie

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freática y, por ello, las cuevas se originan en esta zona. Swinnerton, en 1932 y Rhoades y Sinacori, en 1942, fueron los más altos exponentes de estas ideas.

La teoría genética conjunta, establecida por Ford y Ewers a fines de la década de 1970, que preconiza que las cuevas freáticas profundas y someras eran miembros terminales y las cuevas vadosas se originan del avenamiento de estas. Pocos años después que Grund publicara su clásico estudio, algunos autores como Greene (1909), Beede (1911) y Addington (1927) no consideraron la influencia del nivel de las aguas subterráneas en el control de la carsificación vertical y apenas lo estudiaron. La causa del flujo horizontal y de galerías subterráneas superpuestas, por ejemplo, la explicaban argumentando la presencia de estratos impermeables o a la influencia de niveles de base de erosión de corrientes fluviales epigeas. Por otra parte, autores como Matson (1909), Weller (1927) y Swinnerton (1929), reconocieron el importante papel del nivel de las aguas subterráneas en la dinámica de los sistemas de flujo y, por ello, en la formación de cavernas y, aunque no pensaron en la posibilidad de una circulación más profunda, capaz de producir carsificación, supusieron -no sin razón- que la más intensa disolución ocurría en el límite de las llamadas zonas "vadosa" y "freática", siguiendo la terminología de Grund y Meinzer (1927).

Sin embargo, autores europeos como Katzer (1909) y Bock (1913) señalaron los rasgos esenciales que, inicialmente, serían los más importantes en la formación de conductos cársicos. En este sentido, sugirieron que la velocidad del flujo sería un elemento determinante. No obstante, especulando sobre la presencia de una masa integral de agua sometida a presión en los macizos cársicos, indicaron que la zona de excavación se encontraría por debajo de la superficie potenciométrica.

En 1930, William Morris Davis publicó su clásico estudio sobre el origen de las cavernas. A partir de entonces, desde el punto de vista hidrodinámico y, por ende, genético, comenzaron a distinguirse dos tipos esenciales de conductos: aquellos debidos a la acción de las aguas subterráneas en la llamada "zona freática" y las que se originaron como consecuencia de la acción disolvente de las aguas infiltradas en la "zona vadosa". Tales cuevas fueron llamadas por Davis, respectivamente, cuevas del doble ciclo y cuevas del ciclo único y, por lógica generalización de su teoría, por tanto, cuevas freáticas y cuevas vadosas. Aunque Davis formalmente reconoció que sus ideas eran similares a las de Grund, a diferencia de éste propuso considerar que la formación de cavernas tenía lugar en la llamada "zona freática".

Piper, en 1932, concluyó que la circulación profunda adquiriría cierta velocidad siempre que las aguas no se saturaran de calcita, de manera que las grandes cavernas por él estudiadas se formaron en el límite entre las zonas freática y vadosa. Esta idea fue ampliada por Swinnerton (1932) quien, basándose en los trabajos ya citados de Matson y Weller, estableció que la circulación que ocurre a la altura del nivel de las aguas subterráneas es fundamental en la formación de conductos, apoyándose en la tesis de Finch (1904) que suponía que en los acuíferos constituidos por rocas consolidadas existían dos zonas de saturación: una superior, de agua en movimiento, y otra inferior, estática. Swinnerton consideró que si el agua pudiese fluir directamente bajo el "nivel freático" siguiendo todos los conductos posibles, el más horizontal de todos, por ser el más corto, movería el mayor volumen de agua, de manera que esta zona estaría menos saturada de calcita que aquella que fluye por canales más profundos.

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En 1932 también, O. Lehmann publicó el primer intento de aplicación de la teoría de la mecánica de los fluídos a la aclaración de la circulación del agua subterránea en el carso. Un análisis de este tipo no volvería a hacerse sino treinta años más tarde.

Gardner (1935) y Malott (1938) estudiaron el papel de la litología y de la evolución geomorfológica en el control de la carsificación subterránea; sin embargo, no consideraron los mecanismos de flujo hipodérmico y de la teoría de la infiltración, sobre todo, porque sus estudios se centraron en aquellos casos de "espeleogénesis vadosa".

Hubbert (1940), por su parte, analizó las opiniones de Swinnerton y mostró que, generalmente, el agua subterránea en los medios fisurados se mueve siguiendo patrones curvos y que los conductos alternos para el fluido no eran posibles, de manera que elaboró un esquema diferente del flujo en acuíferos cársicos. En 1941, Rhoades y Sinacori elaboraron un esquema similar al anterior, concluyendo que la disolución será mayor allí donde el flujo está más concentrado. De este modo, según esos autores, la excavación comenzaría en el punto de descarga del acuífero hacia una corriente superficial progresando horizontalmente en sentido contrario a la dirección del flujo. Al año siguiente, 1942, Bretz estudió una serie de formas de erosión en las cavernas que vinculó a las etapas de inundación por "aguas freáticas", así como a la presencia de corrientes "vadosas" en la segunda etapa davisiana de evolución del circuito de drenaje subterráneo.

Las reacciones químicas que tienen lugar en la solución y en la superficie de la roca consisten en la producción de iones H+ a partir del CO2 .

Estas reacciones son básicamente, las siguientes: −+ +→→+ 33222 HCOHCOHCOOH

−+− →+ 3

23 HCOHCO

Las siguientes reacciones actúan simultáneamente sobre el mineral, liberando Ca2+, CO2

2- y HCO3

-:

−++ +↔+ 32

3 2HCOCaHCaCO

−+ +↔+ 32

323 2HCOCaCOHCaCO

−−+−+ ++↔++↔+ OHHCOCaOHCOCaOHCaCO 32

223

223

Los iones liberados durante la disolución son transportados mediante difusión molecular, de manera que su concentración, c, en la superficie, debe ser mayor que en la solución, de manera que el flujo difusivo puede expresarse mediante:

)()( BsDBsD ccccDF −=−= αε

donde D es el coeficiente de difusión, en el orden de 1.10-5 cm2/s; ε, es una dimensión característica que describe la distancia desde la superficie hasta el punto de concentración mínima cB. El flujo liberado desde la superficie por las reacciones que ocurren en la superficie del mineral se expresa mediante una función del tipo , tal que )( seq ccf −

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( )seqss ccfF −= α , donde αs, es una constante.En régimen permanente, Fs = FD. Fd (línea discontinua) y Fs (línea continua) en función de la concentración c. En el punto de intersección entre ambas se encuentra el valor de cs. Cuando la tasa de la reacción de superficie se incrementa, incrementando αs, entonces cs se aproxima a ceq cuando α→∞. Así, para valores elevados de αs, ocurre que ( )BeqD ccF −≈ α y la velocidad de las reacciones está controlada por la difusión. En tales condiciones de límite, las velocidades están controladas por las reacciones en superficie. La tasa de conversión de CO2 en H+ y HCO3- tiene que igualar la liberación de Ca2+ del mineral. Este también es un proceso lento y, en un volumen V, de solución, la cantidad de CO2 que se transforma puede expresarse como:

[ ]sFA

dtCOdV ⋅=⋅ 2

y tiene que igualar la cantidad de iones Ca2+ que se liberan de la superficie A del mineral. De este modo, si V es lo suficientemente pequeño, las velocidades están controladas por la conversión de CO2 y el factor de control es, entonces, la relación V/A.

Para un sistema cerrado con una presión parcial de CO2 (p CO2) equivalente a 5.10-2 atm a 10ºC en condiciones de flujo a pistón en que la concentración de Ca se incrementa a lo largo de la línea de flujo, lo que es una buena aproximación a las condiciones de flujo lineal (laminar). Puede observarse las tasas de disolución en función del incremento de la concentración de Ca para diferentes valores de espesor de la película de agua,δ, para las condiciones δ = (V/A) tanto en sistemas abiertos como cerrados. Los números de las curvas designan los valores de δ en unidades de 10-3 cm. Para valores pequeños de δ, inferiores, en el modelo, a 2.10-3 cm, las velocidades se incrementan linealmente con δ, lo que es típico para el caso en que la reacción esté controlada por la conversión de CO2. Con valores mayores, las velocidades se incrementan lentamente hasta que, a partir de δ=10-2 hasta un cm, dejan de ser independientes de δ.

En esta región del gráfico, el transporte difusivo y la conversión de CO2 controlan la velocidad dela reacción. Para valores superiores de δ < 5 cm, la velocidad de la reacción está completamente controlada por el transporte de masas y las velocidades decrecen con el inverso de δ. En condiciones de régimen no lineal (turbulento), el transporte difusivo de masas se incrementa por la formación de eddies de turbulencia a todas las escalas. Ello puede simularse mediante el incremento del coeficiente de difusión por un factor del orden de 104, de tal modo que Deff= 104Dm (Fig. 19). La Fig. 20 muestra que, para bajos valores de δ, las velocidades de reacción son iguales a las calculadas para régimen laminar o para condiciones estáticas. Ello ratifica que, en esta región, las velocidades de reacción están controladas completamente por la conversión de CO2 aún cuando el transporte de masas se haya incrementado en cuatro órdenes de magnitud. Para valores superiores a los 5.10-3 cm, las velocidades se incrementan linealmente con δ. Más allá de este valor, las velocidades de reacción se incrementan lentamente hasta que se alcanzan valores de δ > 0,1 cm, en la que se vuelven constantes. Ello se debe a que para valores de δ suficientemente grandes, la conversión de CO2 es muy rápida y la turbulencia impide la formación de gradientes de concentración. En los modelos anteriores, las leyes de velocidad de reacción siguen las relaciones lineales descritas mediante ( )ccF eq −= α .

El coeficiente α depende de la temperatura, de la pCO2 de la solución, de δ y del régimen de flujo. Con bajos valores de δel incremento lineal de α representa el régimen de control

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puro del CO2 (líneas continuas) cuyas velocidades son iguales para el régimen laminar como para el turbulento. Para valores δ < 2.10-3 cm los valores en el régimen laminar son constantes debido al control mixto que ejercen la conversión de CO2 y el transporte difusivo (línea discontinua) Para régimen turbulento un incremento lineal adicional es seguido por una región donde α también se incrementa. Para δ > 0,1 cm las velocidades de reacción son constantes y están completamente controladas por las reacciones en superficie. Próximo al equilibrio, las tasas de reacción son menores que las que pueden derivarse de las relaciones estequiométricas, y se expresan como:

nl

eqn c

ckF ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= 11 para c < csw

2

2 1n

eqn c

ckF ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= para c ≥ csw

De manera que para una concentración crítica del orden csw ≈ 0,8ceq la cinética de la reacción cambia de una tasa de reacción no lineal con n1 ≈ 2 a un orden superior n2 ≈ 4 en aguas carbonatadas naturales en sistemas abiertos (para pCO2 = 5.10-3 atm a TºC = 20).

d depende de V/A de acuerdo con 037,0⋅⎟⎠⎞

⎜⎝⎛= finc

AVd , donde d se expresa en cm y cfin es

la concentración al final del experimento, expresada en moles/l = moles/cm3. Con el incremento de d también crece n2, y se hace constante alrededor de n=10. Un comportamiento similar se observa en k2 y n1. k1 y csw decrecen y, también, se aproximan a valores constantes. Ello se explica por un incremento en los inhibidores de disolución, tales como el fosfato, que pueden ser adsorbidos en la superficie, cuando devienen especies móviles debido a la desintegración de la estructura del cristal durante la disolución. La concentración superficial de tales inhibidores debe depender del espesor de la capa de caliza removida. Con valores bajos de d, es de esperar un incremento lineal en la concentración superficial.

El crecimiento de los conductos puede ser simulado en dividiéndolo en un conjunto de segmentos finitos a los que se aplican las soluciones cinéticas e hidráulicas apropiadas. El crecimiento es mucho más rápido en el extremo aguas arriba, con un incremento uniforme de la relación C/Cs, donde Cs es la concentración de saturación y C, la dela solución. Por las razones anteriores, esta relación se mantienen, convenientemente, alrededor de 0,7. La Fig. 23 muestra la modelación de un conducto uniforme en el que las velocidades de ampliación, S, se relacionan con el radio del conducto r, la longitud del dominio de flujo, L, y el gradiente hidráulico.

Estos resultados tienen las siguientes implicaciones para el desarrollo de las cavernas:

• En un conducto cualquiera, la velocidad de crecimiento se incrementa con la descarga, pero sólo hasta una tasa máxima, crítica, a partir de la cual no tiene lugar cualquier incremento en la velocidad del crecimiento por disolución, excepto, quizás, por abrasión.

• El crecimiento tiene lugar, solamente, si la descarga se incrementa con el tiempo.

• Las líneas de flujo, conductos, cavidades que exhiban la mayor descarga en la menor longitud, es decir, la mayor relación Q/L, crecen más rápidamente.

Page 33: El Carso

• La velocidad máxima de regresión de las paredes, alrededor de 0,1 cm/año para una relación inicial C/Cs = 0,tiene lugar para Q/rL > 0,001 cm/s.

La ecuación cinética general es del tipo:

dtCC

VkAdC n

sw

)1( −′

=

en la que,A´: es el área de contacto entre el agua y la roca,V: volumen de agua, k: coeficiente de la reacción (mg-cm-L-1s-1), n: orden de la reacción, Cs: concentración saturada. La velocidad de disolución, S, en cm/año se expresa mediante:

r

n

sCCk

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−

=156,31

donde ρr es la densidad de la roca.

La determinación del tiempo necesario para que un conducto en crecimiento pase de la zona A a la B requiere de la aplicación del modelo en condiciones no permanentes, de manera que el incremento en C y en las dimensiones del conducto con la distancia de flujo se calculen a lo largo del conducto para un intervalo de tiempo dado. En conductos planos, el tiempo crítico para que una determinada línea de flujo alcance la tasa máxima de crecimiento es, aproximadamente:

( )0

4,13

0

2COPLiw

t

−− ⎟

⎠⎞

⎜⎝⎛

año

donde w0, es el diámetro inicial de la grieta y PCO20 la presión parcial inicial de dióxido de

carbono.

EL RELIEVE CÁRSICO SUPERFICIAL Y SUBTERRÁNEO Las calizas son las rocas sedimentarias que forman el relieve cársico más original. Este relieve es célebre por su interés morfológico y se esta en presencia de un relieve anormal, valles muy encajados en forma de cañones, depresiones cerradas, con predominio del drenaje subterráneo, que desembocan en fuentes de gran caudal, denominadas surgencias, resurgencias o vauclusianas, con un casi inexistente escurrimiento superficial, cavernas y relieves positivos de vertientes verticales, con rasgos particulares solo del relieve cársico.

Grupos de formas del relieve cársico superficial Como excepción, y en lo que constituye una de sus mayores singularidades, el relieve cársico se compone por formas superficiales y subterráneas, estrechamente asociadas por la vinculación hidrológica que existe o existió entre ellas y por el papel que desempeñan, en el sistema cársico, respecto a su capacidad para colectar, transformar o drenar las aguas superficiales y subterráneas.

Así, se reconocen los siguientes tipos de formas:

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• Formas de absorción (como las dolinas, sumideros o ponores, los valles, los poljes y las uvalas)

• Formas de conducción (como las cuevas y las simas)

• Formas de emisión (como los manantiales)

Formas de absorción Lapies, karren o diente de perro:

Son formas típicas y elementales del relieve de las regiones cársicas que se presentan aisladas o formando extensos campos. Se compone de crestas y canales pequeños de diversos tamaños, largo, ancho y dirección. Los lapies modifican el aspecto original superficial de las rocas carbonatadas. Dependen más que otras formas cársicas de las diferencias de solubilidad, permeabilidad, fracturas y buzamiento de las rocas y reflejan con mucha claridad las variaciones del grado y dirección de la disolución o carsificación.

Dolinas Se considera la dolina como la forma más típica del relieve cársico. Son depresiones simples, en forma de embudo, de morfología comúnmente redondeada u ovalada, cuyo diámetro no debe sobrepasar los 500 m. Se originan a través de fallas, grietas y alineaciones del relieve, presentando alineamientos particulares que siguen las direcciones tectónicas locales y regionales, las que afectan la morfología de las dolinas. En sentido general se originan por procesos corrosivos y sufosivos, es decir por la infiltración de las aguas superficiales y la circulación direccional de las aguas subterráneas y procesos secundarios de desplome y succión.

Uvalas Se originan por la unión de una o más dolinas individuales, representan un estadio avanzado en el desarrollo de la línea de evolución de las depresiones cársicas, su desarrollo es en sentido horizontal y pueden ser corrosivas, de desplome, de contacto y de agrietamiento.

Poljes La palabra polje significa, simplemente llanura cultivada, pero los geomorfólogos la reservan para designar una llanura cársica, con una anchura que varía desde algunos centenares de metros hasta varios kilómetros y una longitud que va desde algunos metros hasta decenas de kilómetros. Los poljes cubanos más notables son los de Vento y Jaruco, en la provincia de La Habana, que albergan dos de los más importantes acuíferos cársicos cubanos. Se reconocen, depresiones sufosivas, corrosivas y de hundimiento y desplome. En dependencia de la manera en que la acción de las aguas superficiales o subterránea incidan sobre el macizo cársico y por las relaciones de estas con la litología, para provocar hundimientos y desplomes en las paredes o vertientes de estas morfologías cársicas.

Valles cársicos En general, la red fluvial en el carso puede ser de varios tipos. De acuerdo a su funcionamiento hidrológico, estos pueden ser permanentes, estacionales o episódicos.

En la relación con la litología pueden ser de caudal autóctono, cuando todo su curso ocurre sobre rocas carsificadas, de caudal alóctono, cuando su curso transita por rocas carsificadas y no carsificadas. Los valles pueden ser ciegos, inversos, muertos, surgentes, en dependencia de su relación con la red fluvial actual o antigua. Así, los valles ciegos son aquellos cuyo cauce superficial termina en una caverna, los inversos son aquellos

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formados por escalonamiento regresivo debidos a absorción por cavidades inversas, los muertos son aquellos por los que ha cesado la circulación superficial y, los surgentes, son aquellos formados a partir de la surgencia, en superficie, de aguas subterráneas.

Formas de Conducción y relieve subterráneo La principal morfología subterránea o hipogea son las cavernas, que aunque su expresión morfológica ocurre en la superficie del relieve, todo su desarrollo espacial ocurre por supuesto en el interior del macizo cársico. Son de dos tipos básicos, las esencialmente horizontales, que se denominan, por excelencia, cuevas o cavernas, y las verticales, conocidas como simas o furnias.

Las cavernas por su relación con la litología y por la manera en que ocurre la acción de las aguas sobre la roca carsificable, pueden ser tipificadas como: directas, condicionadas por el desarrollo de redes hidrológicas superficiales o subterráneas, inversas, debidas a procesos de erosión inversa ocurrida en el interior del macizo y hacia la superficie del relieve, indirectas, debidas a procesos erosivos - corrosivos sin la participación de redes de drenaje o de fenómenos de erosión inversa y mixtas, debidas al resultado de la conjugación de cualquiera de los tipos anteriores. Las cavernas también pueden ser de caudal autóctono cuando son formadas solo por aguas cársicas y de caudal alóctono cuando son formadas por aguas, tanto cársicas como no cársicas. Por el carácter de su trayectoria y su relación con el acuífero que drena y el relieve pueden ser transfluentes cuando atraviesan el macizo y tiene una forma de absorción y de emisión asociadas al relieve, es decir tiene una entrada y una salida de agua hacia el relieve. Cuando solo tienen una entrada, es decir una forma de absorción, se denominan transcurrentes.

Por su desarrollo espacial, las cavernas pueden se de desarrollo longitudinal, vertical, inclinada y sus combinaciones. Este desarrollo, esta condicionado por el patrón de la carsificación y su posición espacial. El patrón de la carsificación esta definido por los espacios cársicos que presentan las rocas carsificadas, estos son la porosidad, el agrietamiento y la estratificación de las rocas que componen el macizo cársico.

Los depósitos en las cavernas se reconocen en la literatura con la denominación de formaciones secundarias. En ellas se reconocen los siguientes tipos:

Formas de erosión

Bajo la denominación general de formas de erosión se incluyen las evidencias de la acción corrosiva y erosiva del agua; es decir, de su efecto disolvente o de erosión mecánica sobre los conductos por los cuales se desplaza. Tal acción dinámica puede reconocerse sobre el piso, techo y paredes de los conductos; en la morfología de su sección transversal y, muchas veces, en el perfil longitudinal de la galería. En no pocas ocasiones, también, se reconocen formas erosivas sobre espeleotemas o bloques clásticos, indicando una etapa de circulación posterior al crecimiento de las espeleotemas o a la clastificación. En cualquier caso, exceptuando algunas formas debidas a la erosión del viento en climas áridos, lo más común es que sean consecuencia de la forma en que se organiza la circulación del agua y, por ello, se reconocen dos grandes grupos de formas: las debidas a flujo difuso y las debidas al flujo concentrado.

Por razón del desarrollo de los procesos reconstructivos, de clastificación y de deposición terrígena, las evidencias erosivas suelen conservarse mucho más en las paredes que en cualquier otro sector de la cavidad.

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La velocidad a la que se mueve el agua en el conducto es de importancia fundamental para la generación de cualquier tipo de forma de erosión. Tal velocidad es una función del gradiente hidráulico; es decir, de la pendiente de la superficie libre del agua; del mayor o menor número de vías que la roca presenta para la circulación del agua, y de la relación física entre los elementos que conforman la red subterránea de colectores-conductores y de la viscosidad cinemática del agua que es, a su vez, una función de la temperatura.

El término flujo difuso se emplea para designar un medio acuífero caracterizado por los siguientes elementos:

• Las rocas predominantes son calizas o dolomitas nodulosas, de elevada porosidad primaria, definida por una gruesa granulometría o por la presencia de agregados orgánicos, como es el caso de las rocas organógenas, detríticas y las biohermas.

• Las aguas saturan completamente el medio acuífero, moviéndose lentamente en virtud de un bajo gradiente hidráulico, lo que generalmente provoca, régimen próximo al lineal y la circulación se asemeje bastante a la de los medios porosos.

• El régimen de las aguas subterráneas; es decir, la variación de la carga hidráulica, composición física y química –en términos de los constituyentes principales, pCO2 y relaciones de saturación, presentan un bajo coeficiente de variación, indicando una negentropía elevada.

• Se trata en general de cavernas numerosas, pero pequeñas, de morfología dendrítica y casi siempre de patrón porosidad.

En ellas se encuentran las siguientes formas de erosión, que feueron descritas por Bretz en 1942 y que, en general, no tienen equivalentes en español:

Formas parietales

• Huecos interconectados entre estratos (Bedding – plane anastomoses)

• Huecos interconectados entre grietas (Joijnt-plane anastomoses)

• Esponjas (Spongework)

• Cajas (Boxwork)

• Redes (Network)

• Bolsadas (Pockets)

• Canales horizontals en estratos verticals (Horizontal chambers in vertical beds)

• Grietas determinando cavidades (Joint determining cavities)

Formas cenitales Todos los anteriores y, además:

• Tubos y medios-tubos (Tubes and half tubes)

Formas pavimentarias

Generalmente no se conservan, como consecuencia del propio proceso de disolución, o se encuentran enmascaradas o cubiertas por otros depósitos.

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Las formas debidas a flujo concentrado se presentan bajo las siguientes condiciones generales:

• Las rocas que constituyen el medio acuñífero presentan, generalmente, una porosidad intersticial baja, resultando rocas my coherentes, por lo común de grano muy fino.

• Las aguas no saturan completamente el medio acuífero. Por el contrario, la circulación es controlada por el plano de estratificación o, mejor, por el patrón de agrietamiento. La velocidad de las aguas es muy variable pero siempre alta, en régimen no lineal, bajo gradientes hidráulicos no necesariamente muy altos.

• El régimen de las aguas subterráneas está caracterizado por una fuerte variabilidad temporal y espacial, respuestas rápidas, poco amortiguadas, lo ue indica una baja negentropía y una elevada influencia de la componente de fluctuaciones en su balance termo hidrodinámico.

• Las cavernas, numerosas, se caracterizan, sobre todo por largos recorridos subterráneos y elevados valores de sinuosidad y laberinticidad e, incluso, niveles superpuestos de galerías.

Las formas de erosión no presentan la variedad de las formas de flujo difuso pero, por el contrario, son muy importantes en tanto permiten obtener una evidencia muy clara del régimen de flujo y de la evolución hidrológica del conducto y del sistema de flujo en su conjunto. Son ellas, las siguientes: Formas parietales • Scallops y fluttes Formas cenitales Todos los anteriores y, además:

• Marmitas invertidas Formas pavimentarias • Scallops y fluttes

• Marmitas • Depresiones basales

Por mucho tiempo, los scallops fueron considerados formas de cavitación, debidos exclusivamente a erosión mecánica. Se deben, sin embargo, a procesos conjugados de erosión mecánica y disolución. La forma de las galerías y, en particular, su sección transversal, es un indicador de los procesos de erosión. Se reconocen las llamadas galerías a presión o en conducción forzada, gravitacionales, clásticas, abrasivas, corrosivas, fusos, seudogalerías y aquellas mixtas.Formas de sedimentación (espeleotemas, depósitos clásticos, aluviones). Las llamadas formas de sedimentación o de rellenamiento pueden ser autóctonas o alóctonas según se formen en el interior de la cavidad o provengan del exterior. Las formas autóctonas son de tipo litoquímico, clástico, terrígeno y organógena. Las alóctonas son marinas, organógenas, coluviales y aluviales.

Las formas litoquímicas son las espeleotemas o formaciones secundarias y comprenden la llamada “morfología de reconstrucción” de algunos autores. Con tales tñerminos se designa el conjunto de cristalizaciones y depósitos originados por precipitación de las sales carbonatadas en solución en el piso, techo y paredes de las cuevas. Siempre representan un cambio en el funcionamiento hidrológico de la cavidad, donde el agua es sustituida, al menos parcialmente, por aire. Diferentes tipos de espeleotemas son, asimismo, indicadoras de distintos estadios y regímenes de circulación de las aguas y el aire a través de las rocas que circundan la galería. Por esa razón, se reconocen dos

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grupos de factores en el control de su formación. Los factores de caudal (CA) y los factores climáticos (CL).

Los factores de caudal determinan que la cantidad de carbonato de calcio que se depositará será mayor cuanto más caudal de goteo llegue a la bóveda de la cueva en condiciones de depositarse; en tanto los factores climáticos controlan la dificultad de cesión de CO2 a la atmósfera, ya que cuanto menor sea esa dificultad mayor será el depósito de carbonatos, dependiendo de cuánto mayor sea la pCO2 en la atmósfera en el momento de producirse la litogénesis. Las formas litoquímicas pueden presentarse en diferentes estadios evolutivos o mostarr la acción de procesos secundarios como la decalcificación o la redisolución o, incluso, reactivarse hidrológicamente. Las espeleotemas se dividen en: Parietales Cuando se desarrollan sobre o a partir de las paredes dela cavidad, como

las coladas estalagmíticas, gours, mantos y algunos tipos de columnas y estalactitas excéntricas o helictitas.

Pavimentarias Cuando el crecimiento se efectúa desde el piso, como las estalagmitas y algunos tipos de costras y gours y los pisolitos o perlas de las cavernas.

Cenitales Cuando crecen desde la bóveda y, en lo fundamental, son estalactitas. Los sedimentos clásticos son depósitos muy comunes en las cuevas. Se designan así los conjuntos o acumulaciones regulares o caóticas de detritos de roca estructural desprendidos del techo y paredes de la cavidad por procesos gravitacionales o fatiga, decalcificación de la roca, disolución o sus combinaciones. Así, por su origen puden ser de tipo quimioclástico, mecanoclástico, glyptoclástico y graviclástico. Se reconocen los siguientes tipos de acumulaciones de bloques:

Caos de bloques

Acumulaciones de bloques parelelepipédicos de tamaño diverso, con o sin matriz arcillosa, que, a veces, presentan matriz arenosa.

Conos de deyección

Acumulaciones de bloques seleccionados gravitacionalmente, de modo que los mayores están enla parte más baja y los pequeños en lo alto, y el depósito se apoya sobre una pared o pendiente y adopta la forma de un cono de deyección torrencial típico. La matriz puede ser arcillosa o arenosa.

Conos centrales

Depósitos perfectamente cónicos situados bajo chimeneas de hundimiento y suelen tener matriz arcillosa producto de la decalcificación. Cuando son imperfectos se les llama hemiconos.

Coladas de bloques

Depósitos originados por emigración, por solifluxión, de algunas de las formas anteriores. Especialmente se originan a expensas de caos sedimentados sobre una pendiente donde la velocidad de deslizamiento es mayor cuando la matriz arcillosa es abundante.

Los sedimentos terrígenos son de los siguientes tipos:

Aluviales, producidos como consecuencia de la erosión, transporte y deposición de detritos por caudales organizados en lapropia cavidad. Eluviales, como resultado de los procesos de decalcificación y lacustres, originados por la deposición en estanques.

Los sedimentos organógenos subterráneos son, usualmente, detritos de especies que habitaron temporal o permanentemente la cavidad. Por su frecuencia, destaca el guano de murciélago, pero puede tratarse también de enterramientos humanos o restos de comida.

En el caso de los sedimentos alóctonos, se encuentran los siguientes tipos.

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Los marinos, comunes en cavidades litorales y de costas emergidas y se componene básicamente de arcillas marinas, arenas y conglomerados. Los organógenos, a veces constituyen acumulaciones importantes de brechas y coladas con abundante fauna y flora extinguida. Los coluviales se producen por aportes superficiales de pendientes. Los aluviones, constituyen notables depósitos subterráneos y forman, muchas veces, importantes series de terrazas fluviales subterráneas.

Formas de emisión Los manantiales o formas de emisión forman el último elemento de la cadena absorción-conducción-descarga sin la cual el sistema cársico son puede funcionar, se transforma en un sistema inerte y pierde todo significado hidrológico. Los manantiales, fuentes, surgencias, constituyen, siempre, un punto donde descarga un sistema de flujo y tienen, por ello, la mayor importancia hidrológica y espeleológica. Por eso, se distinguen los autóctonos, generados dentro del macizo cársico, de los alóctonos, cuyo caudal proviene o se origina fuera de los límites del macizo cársico y aún de los híbridos o mixtos.

Es común distinguir, en los manantiales, la relación de la descarga con los cauces superficiales, el tipo de recorrido subterráneo que siguenlas aguas antes de emerger y, sobre todo, si la descarga es permanente, estacional, episódica o fósil.

Relación entre las formas del modelado cársico el relieve y los pisos altitudinales

Por la ubicación en el relieve están relacionadas con los diferentes escarpes denudativas, que limitan pisos Altitudinales y superficies de erosión y con las vertientes de los valles fluviales, asi como en relación con otras formas del relieve (ver asociaciones entre las formas del relieve cársico).

El relieve cársico se desarrolla en nuestro país en todos los pisos Altitidinales, que en sentido general pueden ser agrupados en relieves de llanuras, de alturas y de montañas. En las siguientes figuras, presentamos dos cortes que muestran la morfología del relieve cársico para estos tipos de relieve. En el relieve cubano se reconocen los siguientes pisos altitudinales:

• Llanuras bajas menores de 20 m,

• Llanuras medias (20 – 80 m),

• Llanuras altas (80 –120 m),

• Alturas grandes (200 – 300 m),

• Submontañas (300 – 500m)

• Montañas pequeñas (500 –1000).

El proceso geodinámico de formación de las formas del relieve cársico, permite establecer un esquema de evolución, donde cada grupo de formas responde a un comportamiento de distribución espacial, dando lugar a morfologías geométricas como resultado de los factores que le dan origen. Por la geometría que tienen cada una de ellas, las formas del relieve cársicos pueden clasificarse como:

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Tipos de formas Tipo de espacio

Puntuales--------------------------------- métrico

Lineales --------------------------------- métrico

Areal o superficial --------------------- topológico

Mixtas------------------------------------- métricos más topológico

Entonces puede establecerse que:

A- Grupo de formas lineales y/o métricas. Morfoalineamientos (red fluvial, escarpes , alineaciones ),

B- Grupo de formas de áreas. Espacios topológicos. Superficies del relieve , cuerpos litológicos y estructuras tectónicas areales,,

C- Grupo de formas puntuales. Espacios métricos. Formas cársicas de absorción y descarga.

D- Grupo de formas mixtas. Espacios métricos y topológicos.

Donde los espacios métricos están definidos por la orientación lineal de los puntos que lo definen y los espacios topológicos, (en sentido general), por la génesis de su forma y las propiedades de sus puntos que son particulares para cada espacio topológico. La evolución del relieve cársico y la unión de ambas ramas permite la formación en el relieve de asociaciones entre las principales formas del modelado del carso. Las principales asociaciones que se establecen son: Lapies – depresión, Lapies – sumidero, Lapies – surgencia; Sumidero – caverna; Depresión – sumidero; Depresión – surgencia; Caverna - surgencia.

El corte esquemático del desarrollo del carso y sus formas del relieve asociados para relieves de montañas del tipo de mogotes, cónico o de kegelkarst, tomando como base la Sierra de los Órganos, Cuba, y de llanuras y alturas tomando como ejemplo un modelo teórico de las cuevas de las llanuras cársicas cubanas, donde 1- formas de absorción, 2- Cueva transcurrente muerta absorbente, 3- Cueva emisiva, surgencias de nivel de carsificación transcurrente, 4- Pequeños almacenamientos de aguas subterráneas, 5- Cueva transfluente, nivel colgado, 6- surgencias de nivel de base activo, 7- depresión de base erosión fluvial y lateral, A vertiente absorbente, B vertiente emisiva.

COMPONENTES DEL MEDIO AMBIENTE SUBTERRÁNEO

Nivel Físico

El origen del paisaje cársico y su desarrollo están determinados, en lo fundamental, por agentes o factores que han sido llamados activos o geográficos y pasivos o geológicos. El fenómeno cársico o cársico es el resultado de la dinámica del sistema agua-roca, es decir la dinámica del aparato cársico. La carsificación se presenta en dos procesos, fundamentalmente, la disolución y la erosión, que pueden actuar independientes o conjugadas.

La circulación de las aguas, como ha podido apreciarse, tiene una importancia fundamental en el desarrollo del proceso de carsificación y en la modelación de las formas. El drenaje de una región cársica puede ser propio: autóctono, cuando por

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ejemplo un manantial cársico una corriente que atraviesa una zona de carso senil donde las formas cársicas están rellenas por (terra rosa) sedimentos terrígenos, que impiden su infiltración, hasta llegar a un área donde se encuentra un elemento apropiado para su captación. El drenaje puede ser extraño o alóctono, cuando está impuesto, es decir que una corriente fluvial, proveniente de un área no cársica atraviesa una región con estas características hasta sumergirse en una caverna o infiltrarse. La circulación cársica tiene principios básicos que la rigen, como son:

• Existencia de una masa de rocas solubles, con estructura tectónica propia, capaz de absorber aguas de la superficie.

• Existencia bajo dicho paquete de un muro o piso de rocas impermeables, que constituye un límite en el desarrollo de la carsificación.

• Existencia de estados evolutivos específicos, ligados a la evolución general del relieve que hacen variar considerablemente las características de la circulación, de zona a zona, de forma que no puede ser tomado como prototipo de circulación ninguno de ellos y la exclusión de algunos imposibilita tener una idea clara del conjunto.

Factores geográficos

Son los que actúan sobre el sustrato para provocar la corrosión química y bioquímica, la erosión mecánica, el ensanchamiento de poros y grietas. Entre éstos tenemos, en primer lugar las precipitaciones y aguas solventes, en general, así como el clima, la temperatura (más bien los cambios bruscos de temperatura), los organismos acidulantes y los agentes antrópicos. Estos últimos determinan que entre los agentes activos debamos incluir también los biológicos.

Los factores pasivos (relativamente) o geológicos incluyen la litología, la estructura, textura y espesor de las capas de rocas solubles. Los geomorfólogos se han dividido según consideren más importante uno u otro grupo de factores. Existe, por tanto una escuela climática y otra estructural. La primera se subdivide a su vez en dos corrientes: Una (Corbel, Moxart, etc) plantea que existe una relación inversa entre la velocidad de disolución y la temperatura, apoyándose en el hecho de que el proceso de disolución de exotérmico, en tanto que la precipitación es endotérmica. En estas condiciones las temperaturas bajas favorecen la disolución de las rocas solubles y las temperaturas altas la precipitación de sus minerales. Desde el punto de vista de la capacidad para disolver CO2 en el agua, también la temperatura afecta el proceso en forma inversa. Según Derrau (1966) a 0 grado un litro de agua disuelve 2.15 lt de C02; a 15 grados: 1 lt y a 25 grados: 0,8 lt. Los otros afirman que la agresividad de las aguas es mayor donde más elevada es la temperatura. Vanhoff señala un aumento de hasta 2,5 veces en la aceleración de las reacciones cuando la temperatura se eleva en 10 grados.

Se pudiera pensar, de acuerdo al razonamiento de la primera corriente de geomorfólogos, que en los países fríos la actividad de disolución es más importante que en las regiones tropicales. Sin embargo hay otros factores que compensan esta situación, como son la actividad biológica (limitada en países templados y muy limitada en los fríos; la disponibilidad de C02; el movimiento temporal de las aguas (mayor en los países tropicales); la velocidad de desplazamiento de las aguas en el medio cársico (a mayor velocidad de circulación menor velocidad de saturación); la cubierta de suelos y vegetación y otros aspectos.

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Resulta evidente, con una simple inspección de la geografía del carso, que los paisajes cársicos más espectaculares se encuentran en regiones tropicales y por tanto el grupo de Tricart, Derrau y otros deben reconsiderar sus argumentos. Por otra parte, algunas zonas cársicas muy impresionantes que hoy se encuentran en países de clima templado, fueron originadas bajo condiciones paleoclimáticas diferentes y después modificadas por las glaciaciones y otros eventos globales. Los geomorfólogos de la escuela estructural, lógicamente, sostienen que los agentes geológicos son los determinantes en la formación y desarrollo del carso.

La litología es un factor esencial para el desarrollo del carso, pues, en sí determina su existencia. Las rocas con un por ciento elevado de minerales solubles son las que presentan más intensamente las expresiones de la disolución o corrosión cársica. La estructura determina el grado y patrón de la disolución, según permita la circulación hídrica a través de grietas, contactos o poros, influyendo directamente en la morfología. El espesor del paquete de rocas es muy importante, pues de no existir el suficiente los agentes del modelado destruirían las rocas en lugar de modelar un paisaje cársico. La textura de la roca, la predominancia de los cementos o de los granos y la presencia o ausencia de poros influirá notablemente en las formas cársicas que se modelen.

Un factor, sin dudas determinante, en el desarrollo del carso es el agrietamiento y las discontinuidades estructurales. El agua acidulada actuará de forma más rápida a lo largo de fallas, diaclasas y cualquier tipo de grietas y planos de contacto y de estratificación y de manera más intensa aún en la conjunción de estas líneas y planos. Unos y otros factores, actuando de conjunto, con mayor o menor peso según las condiciones específicas de cada lugar, son los que determinan las características del desarrollo del carso.

El carso no solo se desarrolla en rocas carbonatadas, es decir las rocas en cuya composición predomina el carbonato de calcio. Este se origina en todas las rocas con capacidad para ser disueltas por las aguas aciduladas.

La sal o halita es la más soluble de entre las rocas carsificables. No es porosa, es impermeable y carece, generalmente, de grietas. Por esta razón la disolución areal es muy grande y solo se encuentran afloramientos importantes en áreas desérticas.

La corrosión cársica se produce en el contacto con otras rocas, siempre que la velocidad del agua acidulada sea considerable, pues de lo contrario se produce una "salmuera" saturada, muy densa, que dificulta la formación del carso. Korotkevich (1961) señaló que la gran velocidad de disolución de la sal da lugar a un paisaje muy típico, caracterizado por la presencia de sumideros y depresiones de desplome y lapiés (lapies) muy agudo. Se encuentran ejemplos en Argelia, islas del Golfo Pérsico, Polonia, Zechstein, en Alemania y otros países euroasiáticos.En Cuba este tipo de paisaje cársico salino no es común, solo en Punta Alegre, en el noroeste de la provincia de Ciego de Avila existen yacimientos de halita, compacta y sin grietas, pero éstos se encuentran a una profundidad superior a los 150 m, cubiertos por yesos.

El yeso sigue a la sal en orden descendente (es 5 veces más soluble que la caliza). Al igual que la sal es impermeable. La disolución también se produce a través de grietas o en los planos de contacto con otras rocas. Esta roca generalmente se presenta como lentes, sin mucha superficie ni potencia, no obstante pueden encontrarse en Italia y otros países europeos y en Argentina, en Sudamérica extensiones considerables de rocas yesíferas carsificadas. En la antigua URSS se hallan algunas de las cavernas mayores del mundo , excavadas en capas yesíferas que suprayacen rocas insolubles. Optimititscheskaya pestchera de 111000 m y Ochernaya pestchera con más de 102000

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m constituyen los ejemplos más fehacientes de este carso yesífero. En Cuba se encuentran yesos carsificados en San Adrián, Matanzas, donde hay solo manifestaciones cársicas superficiales; en Punta Alegre, como ya se ha señalado y en Judas de Cunagua, no lejos de esa localidad, donde aparecen, asociadas con calizas, pequeñas cavernas y depresiones cársicas superificiales.

La creta es un tipo de caliza muy porosa con un alto contenido de Si02 (38%) y de Al203 (1.5%). El CaC03 es mayor del 90%, por lo cual puede considerarse muy pura. Estas características determinan una velocidad de disolución no selectiva, sino uniforme, la cual produce un paisaje cársico poco agresivo, ondulado, caracterizado por la presencia de valles ciegos.

La dolomita , rica en carbonato de calcio y magnesio y es una roca menos soluble que la caliza, pero comúnmente agrietada lo cual presenta con frecuencia un desarrollo notable de los procesos cársicos. Debido a los residuos insolubles que presenta, frecuentemente, las formas cársicas negativas se encuentran cubiertas. Entre las dolomitas (dolomías) y las calizas y entre estas y la marga hay una amplia gama de rocas intermedias, que también presentan diversos grados de carsificación. La dolomita aparece frecuentemente en Cuba, principalmente en las llanuras carsificadas donde alberga numerosas formas cársicas, incluyendo cavernas.

Las Calizas

La caliza es el elemento idóneo del fenómeno cársico. Es el medio de circulación del agua cársica y el dominio donde tiene lugar la larga y compleja evolución subterránea. La caliza , además es la mas extendida de las rocas solubles. Esto ocurre a tal punto que algunos autores identifican la morfología cársica o cársica con la morfología calcárea o de la caliza. La caliza es un material fundamentalmente organógeno y por consiguiente vinculado a la evolución biológica de la Tierra.

El dominio calizo no es despreciable a escala mundial, aunque es una roca de formación relativamente reciente, en comparación con las rocas silíceas, cuyos orígenes se hayan mucho más atrás en la historia geológica de nuestro planeta. Las calizas más antiguas han sido fechadas en el Precámbrico, desarrollándose en progresión geométrica hasta hoy.

Con el nombre de caliza, rocas carbonatadas en realidad, designamos a un conjunto de rocas de composición relativamente heterogénea, cuyo componente fundamental es el carbonato de calcio (CaC03). Las calizas puras tienen mas de un 95% de CaC03. El resto está formado por carbonato de magnesio, principalmente y aragonito, para componer el grupo de minerales carbonatados (Llopis, 1968) y otros componentes en pequeña proporción como cuarzo, la arcilla y feldespato (minerales arcillosos), así como: glauconita, pirita, etc. De acuerdo con Folk, en la textura de las calizas deben distinguirse dos tipos de elementos: aloquímicos, que forman la fracción característica de la textura y autígenos que forman la matriz o cemento. Los aloquímicos se dividen en cuatro categorías:

• pellets: agregados de calcita microcristalina redondeados, sin estructura interna.

• intraclastos: redepósitos

• fósiles: o restos duros de organismos

• oolitos: fragmentos redondeados con estructura interna.

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Los cementos o elementos autígenos están fomados por: esparita: cristales mayores de 10 micras y micrita: con cristales menores de 10 micras. La combinación de matriz y fracciones dan lugar a cinco tipos distintos de calizas, según la textura:

• Calizas espáticas: Predominio de aloquímicos y cemento espático.

• Calizas con predominio de aloquímicos y cemento micrítico (oolitas, calizas conglomeráticas, etc)

• Micritas. Calizas con predominio elemento autígenos ( micríta)

• Calizas arrecifales. Predominio de aloquímicos fósiles.

• Calizas dolomizadas. Predominio de cementos dolomíticos

Estas tipos de calizas, actualmente, han recibido denominaciones más modernas de acuerdo al tamaño de los granos y al tipo de cemento que los une. De esa forma a las calizas alóctonas, donde los componentes originales no están entrelazados orgánicamente, durante la deposición se han denominado mudstone y wackestone si tienen un cemento fangoso calcáreo y se diferencian por el por ciento de los granos de tamaňo entre 0.3 y 2 mm . Las calizas se denominan packstone y grainstone si la matriz es granular y mantienen menos de 10% de los granos mayores de 2 mm. Floannistone y rudstone tienen mas de 10% de granos mayores de 2 mm y se diferencian por estar sustentadas por una matriz o por predominio de granos mayores de 2mm.

Las calizas autóctonas, que son el caso contrario y cuyos granos son fundamentalmente micro y macro organismos dispuestos de diversas formas han sido nombrados Bafflestone, Bind o Boundstone y Framestone. Las calizas alóctonas son más carsificables y de acuerdo a las características de los cementos y granos presenten mayor o menor frecuencia de determinadas formas superficiales y subterráneas.

Las calizas autóctonas se destruyen más fácilmente, por lo cual no son las mejores exponentes de las formas cársicas.

Estructura de las calizas Desde el punto de vista estructural, las calizas tienen dos tipos fundamentales de estructura congénita, singenética y sinsedimentaria o tectónica. La estructura congénita, por la presencia manifiesta de planos de estratificación, mayor potencia de sedimentos y en general soluciones de continuidad de la masa caliza presenta un desarrollo más completo de los procesos cársicos. La estructura tectónica con la acción de fallamientos y plegamientos presupone una complejidad superior y una evolución discontinua. Evolución del carso y las cuevas Durante muchos años se discutió, y aún se hace, cuál era el esquema evolutivo del carso. Pese a diferentes puntos de vista, existe un acuerdo unánime en que la evolución, lineal o no, está controlada por la circulación del agua en el macizo. Los puntos de vista extremos son los que consideran la evolución cíclica o lineal. La evolución cíclica se basa en los postulados de los ciclos de erosión y estuvo muy en boga entre 1894 y 1950, sin que se haya abandonado totalmente. Desde principios de los años 70 del siglo pasado, con la incorporación de los principios termodinámicos al carso, y la introducción del concepto de entropía en el control de la dirección de los procesos, otro

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punto de vista muy fuerte ha cobrado importancia. De cualquier modo, pueden reconocerse cuatro tipos de etapas evolutivas en el carso y las cuevas, a saber:

• Paleocarsos, que son todos aquellos aparatos, sistemas o regiones carsificadas en épocas geológicas anteriores, desactivados hidrológicamente y, aún cubiertos por rocas más jóvenes.

• Carsos fósiles, se dividen en dos grandes grupos, los holofósiles, o de fosilización total, o los merofósiles, o con fosilización parcial. Se definen como aquellos carsso y cavernas rellenos por sedimentos en los que la circulación cársica ya no existe.

• Carsos muertos, son aquellos en los que la circulación cársica ha dejado de existir, aunque las formas no se encuentran rellenas por cantidades importante de sedimentos que impiden la circulación de las aguas. De hecho, muchos carsos muertos son, en rigor, carsos merofósiles.

• Carsos activos que, como indica su nombre, son aquellos en que las aguas se mueven desde los puntos de recarga o absorción hasta los de descarga. Son aquellas sistemas de flujo en los que el agua se mueve sujeta a las leyes hidrodinámicas del carso y se corresponden con dos grandes grupos, los holocarsos y los merocarsos. Los holocarsos, o carsos típicos son aquellos en los que, desde la superficie al límite inferior de las rocas carsificables se reconocen cuatro zonas hidrodinámicas:

o La zona superior, de aereación o vadosa, que se extiende desde la superficie del terreno hasta la superficie superior de la superficie piezométrica o de las aguas subterráneas.

o La zona de fluctuación estacional de las aguas subterráneas, donde tienen lugar los cambios estacionales de la superficie piezométrica.

o La zona saturada o freática, que se extiende desde el límite inferior de la zona de fluctuación estacional hasta una zona, no muy clara, de circulación profunda y,

o La zona de circulación profunda, donde las aguas se caracterizan por tiempos elevados de residencia, una concentración cercana ala saturación y unas velocidades lentas de circulación, bajo un fuerte control de la energía potencial del sistema.

o Los merocarsos son aquellos en los que falta cualesquiera de las tres últimas zonas.

BIBLIOGRAFÍA Molerio, L., E. Balado, P. J. Astraín, C. Aldana, R. Fernández, R. Gutiérrez, E. Jáimez, J.R. Fagundo, J.B. González, R. Lavandero, J. Martínez, M. Mahe, L.F. De Armas, J.L. Clinche, J. Pajón, E. Dalmau, T. Crespo, A. Graña, E. Vento, M.G. Guerra, A. Romero, M.C. Martínez, A. Martínez. El Mundo Subterráneo. Universidad para Todos, Suplemento especial, Edición: N. Rodríguez, Editorial Academia, 32 Págs., 2004. (El Mundo Subterraneo.pdf)

J.R. Fagundo, J.J. Valdés y J.E. Rodríguez. Hidroquímica del Karst. Univ. Granada (España), 304 Pags. 1996.