RENOVACIÓN DE MI TÍTULO MUNDIAL

Me teneis que perdonar que uso este blog para una noticia particular, pero no es con poco orgullo que puedo anunciar que mi defensa de mi título mundial ha sido un exito.
Estoy hablando de mi título de campeón del mundo en lucha de brazos (tirar un pulso), en la categoría master (más de 40 años, si, ya soy algo viejo) y hasta 95 kg.
El año pasado lo gané aquí en España, pero ahora lo tuve que defender en teritorio hostil (en Sharm el Sheikh, en Egipto). Y la verdad es que antes de ir lo veía algo difícil. Pero todo salió bien.

LA IMPORTANCIA DEL SEDIMENTO EN LA EROSIÓN DE LA ROCA DEL LECHO DE UN RÍO O ARROYO.

Marius van Heiningen
E-mail: mvh@telecentroscyl.net

INTRODUCCIÓN.

La erosión del lecho de un río, por el sedimento transportado por el mismo río, es un factor muy importante en el encajamiento de ríos en valles. Ya en 1877 Gilbert desarrolló su teoría acerca de la influencia que debiera de tener la carga de sedimento en esta erosión. Sin embargo, no fue hasta 2001 que esta teoría fue probada con datos experimentales. Aunque la teoría se ha desarrollado para ríos superficiales, con solo unos ligeros cambios también es válido para la erosión en cuevas. Por esta razón doy aquí un resumen del artículo original, escrito en inglés. La palabra “bedrock” significa “roca (rock) del lecho (bed) del río” y en este significado es usado en este artículo, por ser una palabra mucho más compacta que su traducción en español.
Hay que tener en cuenta la erosión ocasionada por eventos meteorológicos catastróficos, para una correcta interpretación de la importancia de los resultados del experimento en ríos naturales. Finalmente, se menciona algunas consecuencias para la erosión dentro de galerías subterráneas.


TEORÍA CUALITATIVA DE GILBERT.

Hace más de 130 años, Gilbert (1877) ha sido el primero en suponer que la cantidad de sedimento que es transportado por un río, influye en la erosión de su lecho de dos maneras contrarias. De un lado el sedimento es usado para erosionar el bedrock (roca del lecho del río) y al otro lado el sedimento tapa esta roca y de este modo evita su erosión. Según su teoría la máxima erosión de un río debe de ocurrir con una cantidad de sedimento moderada. Si hay muy poco sedimento, no hay “herramientas” para erosionar el bedrock. Si hay demasiado sedimento el bedrock está tapado, lo que impida su erosión. Según Gilbert, también debe de influir el tamaño del sedimento. Porque son las piedras grandes que se acumulan en el lecho del río, tapándolo y impidiendo su erosión, mientras el sedimento fino (arena y arcilla) suele ser transportado en suspensión, contribuyendo poco o nada a la erosión del lecho.


EXPERIMENTOS DE SKLAR Y DIETRICH.

INTRODUCCIÓN.
Por increíble que parezca, las teorías del siglo pasado contribuyeron la erosión del bedrock principalmente a factores como el pendiente y el caudal de un río y no fue hasta 2001 que Sklar y Dietrich demostraron en unos experimentos tan simples como ingeniosos, la influencia del sedimento en la erosión del bedrock. El experimento demostró las siguientes relaciones:
La relación entre la erosión por sedimento y la dureza del bedrock.
La relación entre la erosión por sedimento y la dureza del sedimento.
La relación entre la erosión por sedimento y la cantidad de sedimento.
La relación entre la erosión por sedimento y el tamaño del sedimento.

DESCRIPCIÓN DEL “MOLINO DE EROSIÓN” USADO EN EL EXPERIMENTO.
Sklar y Dietrich inventaron un aparato muy sencillo para medir la erosión de diferentes clases de roca. La traducción de su nombre sería como:”molinillo de erosión”, y su modo de funcionar es bastante auto-explicativo (figura 1).
Un disco de roca con un diámetro de 22 cm, es fijado al suelo de un cilindro del mismo diámetro. Este cilindro está lleno de agua hasta una altura de 49 cm y el agua dentro del cilindro se mueve en círculos “empujado” por un propulsor. Las cifras exactas no son muy importantes, pero son las medidas que han usado.

La figura 1 muestra el “molino de erosión”, con todas sus dimensiones.

En el cilindro se ha introducido una cantidad de sedimento. El agua que se mueve en círculos transporta el sedimento y de este modo el disco es parcialmente erosionado. El experimento se mantiene durante un tiempo y después el disco es pesado para determinar cuanta roca se ha erosionado.

LA RELACIÓN ENTRE LA EROSIÓN POR SEDIMENTO Y LA DUREZA DEL BEDROCK.
El proceso descrito arriba es repetido con 22 discos de roca natural (entre ellas cuarcita, granito, caliza, arenisca y pizarra) y 6 discos de hormigón.
De todas estas rocas su fuerza tensile (una medida de resistencia contra rotura) es determinado.
Resulta que la resistencia contra la erosión es proporcional con el cuadrado de su fuerza tensile (figura 2). Esto quiere decir que es mucho más difícil de erosionar una roca dura que una roca blanda. Desde luego que esto coincide con la lógica, pero en este caso han sido capaz de determinar la relación cuantitativa exacta.
Por ejemplo, una roca que tiene una fuerza tensile 5 veces mayor que otra roca, tiene 25 veces más resistencia contra la erosión.

La figura 2 muestra la relación entre la fuerza tensile de la roca y su grado de erosión (en gramos por hora). Se puede ver que la erosión de una caliza es más rápido que la erosión de una cuarcita. La relación exacta es E = 7.7 Ft-2.

LA RELACIÓN ENTRE LA EROSIÓN POR SEDIMENTO Y LA DUREZA DEL SEDIMENTO.
Para determinar la influencia que puede tener la litología del sedimento, se han repetido el experimento, pero con sedimentos diferentes (sedimento de cuarcita, arenisca, caliza, etc.).
Resulta que la resistencia contra la erosión sigue siendo proporcional con el cuadrado de su fuerza tensile, y además que la erosión es mayor usando un sedimento más duro. Un sedimento que consiste de cuarcita causará mucho más erosión que un sedimento que consiste de caliza, independiente de la naturaleza del bedrock.

LA RELACIÓN ENTRE LA EROSIÓN POR SEDIMENTO Y LA CANTIDAD DE SEDIMENTO.
Para determinar la influencia de la cantidad de sedimento se han repetido el mismo experimento, pero en cada repetición con un poco más de sedimento.
Resulta que al principio la erosión aumenta con el aumento de sedimento, pero que después de cierta cantidad la erosión disminuye con el aumento de sedimento hasta llegar a ser imperceptible (figura 3), coincidiendo con un suelo totalmente tapado.
La erosión es máxima cuando el suelo está solo parcialmente tapado, es decir una alternancia de claros y tapados.

La figura 3A muestra la relación entre la erosión y la cantidad de sedimento. La erosión tiene un máximo para una cantidad de aproximadamente 200 gramos de sedimento. La erosión es imperceptible por 1000 gramos de sedimento. La figura 3B muestra la superficie que es tapado según la cantidad de sedimento.

LA RELACIÓN ENTRE LA EROSIÓN POR SEDIMENTO Y EL TAMAÑO DEL SEDIMENTO.
Para determinar la influencia del tamaño del sedimento se han repetido el mismo experimento, manteniendo la misma cantidad de sedimento (es decir el mismo peso), pero aumentando en cada repetición el tamaño de los granos o fragmentos del sedimento usado.
Resulta que la erosión aumenta con el tamaño del sedimento (figura 4), pero solo mientras el flujo es capaz de mover los fragmentos. Si los fragmentos son tan grandes que un arroyo no los puede mover, lógicamente no hay erosión.

RESUMEN DE LOS RESULTADOS.
Los cuatro experimentos han demostrado lo siguiente:
Primero: Independiente del sedimento usado, cuanto más dura es la roca más resistente es contra la erosión.
Segundo: Independiente del bedrock, cuanto más duro es el sedimento usado, mayor es la erosión del bedrock.
Tercero: La erosión es máximo cuando el suelo solo está tapado parcialmente.
Cuarto: Cuanto más grande es el tamaño de los granos o piedras que constituyen el sedimento, mayor es la erosión del bedrock, siempre que la corriente es capaz de mover el sedimento.

La figura 4 muestra la relación entre la erosión y el tamaño de los granos del sedimento. La masa del sedimento es constante y en este caso 70 gramos. Llega un momento que la corriente no puede mover los granos y por lo tanto no hay erosión.


EROSIÓN OCASIONADA POR EVENTOS CATASTRÓFICOS.

Los experimentos cuantitativos de Sklar y Dietrich han confirmado las ideas de Gilbert acerca de la importancia de la carga de sedimento que lleva un río.
Con los resultado de este experimento en mano se ha propuesto que la situación más favorable para la erosión del bedrock (encajonamiento del río) sería un bedrock parcialmente cubierto con sedimento relativamente grueso (gravilla y cantos rodados), es decir con una cobertura de sedimento moderada (como también ha postulado Gilbert).
Sin embargo, no hay que subestimar la importancia de los eventos catastróficos. Es normal que arroyos y ríos tienen a veces un caudal muy superior a los máximos anuales, causados por condiciones meteorológicos muy extremos (por ejemplo, una tormenta con una descarga de cientos de litros de lluvia por metro cuadrado, lluvias muy intensivas durante semanas, deshielo abrupto de grandes masas de nieve o una combinación de circunstancias). La frecuencia de un caudal extremadamente elevado puede variar de unas pocas veces al siglo hasta menos de una vez por siglo.
Las consecuencias de una crecida excepcional son muy marcadas, frecuentemente se han documentado que todo el sedimento acumulado durante más de un siglo se ha desaparecido en un solo evento (moviendo hasta bloques de más de 50 toneladas), dejando el bedrock muy erosionado. (nota 1)
La relativa importancia de erosión ocasionada por eventos catastróficos comparado con la erosión continuo (la erosión normal), con altas y bajas anuales, es difícil de cuantificar (depende de muchos variables), pero es sin duda muy importante. Es decir que también en un lecho normalmente completamente tapado con sedimento puede ocurrir erosión importante a escala de cientos de años.

Nota 1: Los eventos catastróficos suelen hacer las delicias de los buscadores de oro aficionados en California, que en masa se presentan río abajo donde el sedimento se ha redepositado, lavando la gravilla en busca de pepitas de oro.


CONSECUENCIAS PARA CUEVAS.

El mecanismo de erosión del bedrock por el sedimento transportado por el propio río es de igual importancia para ríos subterráneos. La presencia de gravilla o cantos rodados en un río ya indica que la profundización del suelo de la galería es una combinación de erosión mecánica y disolución.
Se describe dos posibles situaciones:
Si el agua de una galería fundamentalmente proviene de infiltración de agua meteórica que cae sobre la propia caliza (drenaje autógeno o drenaje autóctono), el sedimento es generado en las misma cueva. Los bloques pueden caer del techo en el curso de agua, donde se puede mover (si el caudal es lo suficiente), disolver o desintegrar en trozos más pequeños, dando lugar a cantos y gravilla. Normalmente la cantidad de sedimento grueso es mínima y además suele ser del mismo material relativamente blando que la roca madre en donde se encuentra la cueva (caliza, dolomita, yeso, sal).
Si el agua de una galería es derivado de una escorrentía superficial que se origina en rocas adyacentes impermeables (drenaje alógeno o drenaje alóctono), la mayoría del sedimento puede provenir de fuera de la cueva. En este caso el sedimento es a menudo más abundante y además suele existir de un material más duro (por ejemplo cuarcitas e areniscas de cuarzo).
La erosión suele ser mayor en ríos vadosos que en ríos freáticos, por la simple razón que la corriente se concentra en el suelo de la galería (donde se encuentra el sedimento) y no es dispersado por toda la galería.
Tanto por la cantidad como por la naturaleza del sedimento, se puede concluir que el mecanismo de erosión mecánica es más importante en cuevas con un drenaje alógeno.
También en cuevas la ocurrencia de eventos catastróficos es muy importante, pero será tratado en otro artículo.


NOTA.

La primera parte del artículo es un resumen del artículo “sediment and rock strength controls on river incisión into bedrock” (control del sedimento y de la fuerza de la roca sobre la incisión de un río en su lecho de roca). Todos los dibujos son adaptaciones de los dibujos de este artículo.

HIPÓTESIS DE FORMACIÓN DE LAS GRANDES SIMAS: LA TERCERA FASE.

Marius van Heiningen
E-mail: mvh@telecentroscyl.net

INTRODUCCIÓN.

Hace unos años Ivo Baron realizó un amplio estudio de los numerosos pozos que se encuentran en una elevada meseta en el sur de Eslovaquia. Su modelo de la génesis de estas simas no coincide en nada con mi hipótesis de la formación inicial de grandes simas. En la primera parte de este artículo se resumen las observaciones y el modelo de génesis propuesto por Baron, seguido por un resumen de mi hipótesis.
La segunda parte del artículo está dedicada a demostrar que el modelo y la hipótesis de grandes simas no son conflictivos, pero que en realidad son parte de un mismo esquema evolutivo. Los pequeños pozos del modelo de Baron aparecen en la tercera fase del desarrollo de un gran pozo. Las primeras dos fases son la formación de un conducto principal por un evento de ruptura y el establecimiento de un sistema de desagüe rápido.


LAS OBSERVACIONES DE BARON.

La zona estudiado por Baron es la Meseta de Dolny Vrch, una elevación de roca caliza con unas dimensiones de 15 km de largo y de entre 1 y 7 km de ancho. Esta meseta se encuentra alrededor de 400 metros por encima de los ríos locales y unos 350 metros sobre el nivel freático. Su superficie es ligeramente irregular con altos aislados, separados por dolinas. El diámetro de estas suelen ser de entre 50 y 150 metros, aunque las más grandes llegan hasta los 300 metros.

La figura 1A muestra la semejanza de la forma de un pozo característico a un triángulo rectángulo. La figura 1B muestra las zonas características de un pozo.

En total han encontrado 211 simas, de las cuales muy pocas tienen más de 100 metros de profundidad. De todos estos pozos ninguno conecta con cuevas horizontales o con la zona freática. La mayoría de las simas tienen unas características típicas que son las siguientes:
Los pozos son relativamente estrechos y profundos y en alzado tienen forma de un triángulo rectángulo, con la entrada como parte más estrecha y el fondo como parte más ancha (figura 1A). Las simas encontradas recientemente, es decir por excavación humana de la cabecera que se encontraba por debajo del suelo, no suelen tener bloques en el suelo. Las simas con grandes entradas suelen tener mucho relleno de bloques, tierra y material orgánico, que tapan por completo el fondo original.
Los pozos se han formado por fisuras principales sub verticales y la inclinación suele ser entre 70 y 90 grados (con la horizontal). Su génesis está dominada por solo una fractura principal o por la intersección de 2 fracturas principales, pero no por zonas de breccias o otras zonas intensamente fracturadas. Por las paredes suele bajar cierta cantidad de agua, pero esta no tiene una relación fija con la profundidad del pozo, es decir que no siempre el flujo es máximo en el fondo.
Especialmente en las simas excavadas se han podido estudiar las formas de disolución de la roca, porque en ellas todavía no hay deposición de travertino (estalactitas, estalagmitas, etc), ni fondos llenos de sedimento, obscureciendo las posibles observaciones. En la parte más baja de la pared sobresaliente se suele encontrar pequeñas formas parecidas a los golpes de gubia, que probablemente se han formado por la disolución de una fina capa de agua que baja por la pared. En la parte más alta de la pared sobresaliente se puede encontrar redes de venas salientes, indicando disolución por condensación (figura 1B). En las paredes (casi) verticales se encuentran largos “canalones” verticales de una anchura de varios decímetros y de decenas de metros de largos, indicando disolución y erosión por gotas de agua cayendo. En el fondo del pozo el agua desaparece en estrechas fisuras impenetrables para el hombre, y en ningún caso se han encontrado cuevas (sub) horizontales.
En la pared de una cantera local se puede ver el fondo de una sima, con sus conductos de drenaje incluido (figura 2).
Durante 10 años han medido la concentración de CO2 en el aire de varios pozos y la regla general es que con más profundidad aumenta la concentración. Han determinado que este CO2 proviene de procesos biológicos, probablemente del suelo y de material orgánico que se pudra en el fondo de la sima.

La figura 2 muestra una pared de una cantera donde se ve claramente los conductos de drenaje que empiezan en el fondo del pozo. Normalmente estos son inaccesibles debido a sus reducidas dimensiones. Figura adaptada de una foto de Ivo Baron (2003).


EL MODELO DE DESARROLLO DE SIMAS DE BARON.

Después de estudiar todos estos datos Baron ha propuesto el siguiente modelo (figura 3):

Estadio de pozo embriónico (A): El agua del epikarst baja por las fisuras principales verticales, que funcionan como conducto de evacuación. Como el flujo es concentrado justo en la base del epikarst, es desde aquí hacía abajo donde más roca se disuelve y donde la fisura se ensancha. El resultado es un estrecho pozo embriónico, sin salida hacia arriba. El proceso de disolución es por medio de una fina capa de agua que baja por las paredes (o por inundación total en época de crecidas)

Estadio de pozo joven (B): Cuando las dimensiones del pozo aumentan, las gotas empiezan a caer. Como el aire dentro del pozo tiene un alto porcentaje de CO2 (no hay conexión hacia fuera para diluirlo) la gota obtiene mucha capacidad de disolución, y donde cae al fondo se forma una depresión. De este modo se profundiza la sima y los “canalones” son la marca en la pared que ha dejado esta depresión en su camino hacia abajo. La pared sobresaliente al otro lado del pozo representa la posición de la fisura. Es decir que si esta fisura es casi vertical el pozo será muy estrecho y si es menos vertical el pozo será más ancho. En este estadio la velocidad de desarrollo es máximo.

La figura 3 muestra los 5 estadios de desarrollo de una sima (A hasta E). También está indicado el nivel del agua en el epikarst (1), la zona del epikarst (2), y la altura original del suelo (3).

Estadio de apertura del pozo (C): Los pozos también crecen hacia arriba, especialmente por disolución de condensación (muy marcado en invierno), y en combinación con la denudación (rebaja de la superficie por erosión y disolución) resulta en la formación de una apertura al exterior. Antes de que la apertura llega a abrirse de todo se puede notar una pequeña depresión en el suelo, lo que explica los hallazgos de pozos totalmente tapados.

Estadio de maduración (D): Con la apertura del pozo hacia el exterior el nivel de CO2 baja considerablemente, lo que influye negativamente en la disolución de la roca. En este estadio existe tanto una disolución de roca (disminuida respecto al estadio C, pero máxima en épocas de lluvias), como una deposición de calcita en forma de travertino. Según las circunstancias el pozo sigue ampliando en mayor o menor medida. En este estadio el pozo obtiene su máximo volumen.

Estadio de relleno (E): Con el tiempo la superficie sigue bajando erosionando la parte alta de la sima. Gran parte de los bloques erosionados acaban en el fondo del pozo rellenándolo. Esto explica que los pozos abiertos son de mayor apertura (la parte baja tiene mayor diámetro) y porque están llenos de sedimentos (tapando los conductos de drenaje).


RESUMEN DE LA HIPÓTESIS DEL DESARROLLO INICIAL DE GRANDES SIMAS.

Después de explicar el modelo de formación de simas propuesto por Baron, vamos a intentar de averiguar donde encaja en mi hipótesis del desarrollo inicial de grandes simas. Para refrescar la memoria doy aquí un resumen de esta hipótesis, aunque el artículo entero se puede encontrar en el artículo original.
El punto de partida de esta hipótesis es el centro de un altiplano de roca carbonatada (caliza o dolomita) que está fracturada tectónicamente, pero sin ningún grado de karstificación. Estas fracturas se conectan entre ellas y están anegadas de agua, es decir el nivel freático llega hasta la superficie. Algunas fracturas llegan hasta una zona de alta permeabilidad (por ejemplo una cueva) que se encuentra a gran profundidad (cientos de metros). Esta zona funciona como drenaje para estas fracturas profundas (las vacía desde abajo). Todas las fracturas se ensanchan lentamente, porque el agua que pasa por ellas disuelve poco a poco la caliza de sus paredes. Las fracturas por donde más agua pasa, son las fracturas que más rápido se ensanchan. Estas son las fracturas que tienen conexión con la zona de alta permeabilidad. Inevitablemente llega el momento que una fractura se ha ensanchado tanto, que puede evacuar tan rápido todo el agua que recibe (evento de ruptura) que estará vacía la mayor parte del año, esto es la primera fase de la hipótesis. Es a partir de este momento que desde las fracturas vecinales empieza a fluir agua hacia esta fractura vacía (conducto principal) por estrechas fisuras con un componente más horizontal (fisuras de conexión). Estas fisuras tienen un gradiente hidráulico muy alto y se ensanchan muy rápido hasta que dejan pasar todo el agua de una fractura vecinal hacia el conducto principal, de este modo aumentando el área de recarga (área de recogida de la precipitación) del conducto principal. Este sistema de fisuras ensanchadas que desaguan hacia un solo conducto lo he llamado sistema de desagüe rápido.

La figura 4 muestra la situación del pozo principal y la localización del “plato” que indica el sistema de desagüe rápido maduro.

Las primeras fisuras de conexión que llegan al evento de ruptura deben de tener un gradiente hidráulico alto y al mismo tiempo no pueden ser demasiado estrechas. Estas fisuras se encuentran probablemente hacia la mitad de la zona de liberación de presión, es decir a una profundidad de alrededor de los 50 metros. Las fisuras que están por encima se quedan inactivas, pero las fisuras que se encuentran por debajo siguen activas (aunque la velocidad de ensanchamiento ha bajado por la disminución de la presión hidrostática) y finalmente también llegarán a un evento de ruptura. Este proceso de profundización de las fisuras de conexión activas ralentizará mucho cuando llega a la base de la zona de liberación de tensión, porque desde aquí hacia abajo las fisuras son muy estrechas. Finalmente el conducto principal recibe todo su caudal de las fisuras de conexión situadas en la base de la zona de liberación de presión y desde aquí hacia abajo se formará una gran sima o sistema de simas. El establecimiento de un sistema de desagüe rápido es la segunda fase de la hipótesis. El nivel freático ha bajado desde la superficie hasta la base de este sistema.


LA RELACIONAN ENTRE EL MODELO Y LA HIPÓTESIS.

A primera vista el modelo de desarrollo de simas propuesto por Baron no parece en nada a la hipótesis del desarrollo inicial de grandes simas. La razón está claro: no se trata de la misma clase de simas. El modelo de Baron trata de relativamente pequeños pozos situados dentro de la zona de liberación de tensión, mientras mi hipótesis se trata de grandes simas formadas a partir de la base de esta zona hacia abajo. Sin embargo, ambos tipos de pozos son compatibles y se pueden unir en un solo modelo. Hay que visualizar que el gran pozo inicialmente se encuentra en la base de la zona de liberación y que recolecta el agua de numerosas fracturas vecinales. Pues los pequeños pozos se han desarrollado justo en algunas de estas fracturas. Los argumentos que afirman esta idea son los siguientes:
Primero: La gran mayoría de los pozos no llegan ni de cerca a los 100 metros de profundidad, incluso los pozos recién excavados que son pozos enteros. Es verdad que a todos los pozos abiertos los falta la parte de arriba (erosionada) y que además los falta profundidad (relleno), pero aún así es improbable que un pozo de unas decenas de metros tenga más de cien metros.
La poca profundidad de los pozos indica que se han formado totalmente en la zona de liberación de tensión (liberación de tensión y liberación de presión son sinónimos en este artículo). La falta de profundidad de los pozos hasta puede ser consecuencia de la estrechez de las fisuras hacia la base de la zona de liberación de tensión, por el relativamente poco caudal que baja por sus paredes, por saturación del agua en la parte alta de la fisura (donde está el pozo) y por lo tanto una disminuida capacidad de disolución en la parte baja o por una combinación de estos factores.
Segundo: El agua que llega al fondo de los pozos desaparece en pequeños conductos de drenaje.
Estos conductos de drenaje se pueden haber formado tanto en la misma fractura principal, (si sigue hacia abajo), como en las fisuras de conexión si tiene un componente más horizontal.
Tercero: El flujo que desciende por las paredes no siempre aumenta hacia abajo.
Es decir que el agua puede aparecer o desaparecer por fisuras presentes en la pared. Estas son las fisuras de conexión prácticamente abandonadas que se encuentran por encima de las conexiones activas.
Cuarto: El caudal de los flujos que bajan por el pozo, sea como finas capas por la pared o por goteo, es muy reducido.
Esto coincide con un drenaje de una superficie reducida, como es el caso de las fracturas vecinales. Los flujos grandes se concentran en la base del sistema de desagüe rápido, máximos en los alrededores del gran pozo principal.
Quinto: De los 211 simas no hay ninguna que conecte con una cueva horizontal.
Las cuevas horizontales indican un flujo horizontal y esto suele tener relación con la zona (epi) freática.. En la segunda fase de la hipótesis la capa freática está situada en la base del sistema de desagüe rápido, pero incluso aquí no es probable que las conexiones se desarrollan hasta un gran tamaño. Grandes cuevas horizontales se suelen formar cuando el nivel freático se ha adaptado al nivel de base local (normalmente un río).
Es decir que los pozos pequeños se han formado en la zona vadosa, mientras esta se profundizaba durante el desarrollo del gran pozo. Los pozos se han formado después de la formación inicial del gran pozo.
Sexto: De todas las observaciones, no hay ninguna que sea incompatible con un desarrollo de pequeños pozos (en las fracturas vecinales) dentro de la hipótesis global de la génesis inicial de una grande sima
En resumen: La génesis de los pozos relativamente pequeños que se han formado directamente por debajo del epikarst necesita poca cantidad de agua y un alto porcentaje de CO2 en el aire dentro del pozo. La génesis de una sima principal profunda necesita grandes cantidades de agua. Los pequeños pozos se han formado en algunas de las fracturas vecinales y por lo tanto son parte del sistema de desagüe rápido que se ha desarrollado alrededor del gran pozo (figura 5). Hay que darse cuenta que los pequeños pozos se han originado totalmente en la zona vadosa, porque el nivel freático ya había bajado como consecuencia del desarrollo de este sistema de desagüe. Con otras palabras: la génesis de los pequeños pozos es la tercera fase de la formación del pozo principal. La primera fase es la formación del conducto principal (evento de ruptura de la primera fractura) y la segunda fase es el establecimiento del sistema de desagüe rápido.
Esta situación coincide con la muchas veces cruda realidad que por cada sima profunda descubierta (un pozo principal), probablemente se han bajado hasta varias decenas de simas cortas (pozos situados en fracturas vecinales).

La figura 5 muestra la cabecera del gran pozo (1) formado en la parte baja de la fractura principal (2). En combinación con las fracturas principales (3) y las fisuras de conexión activas (4) forman el sistema de desagüe rápido (todo en rojo). Las fisuras de conexión abandonadas están en verde (5) y las partes bajas de las fracturas vecinales que todavía no se han ensanchado y que están anegadas (6) en azul. Los pozos A y B se encuentran justo por debajo de la zona del epikarst y se han desarrollado en fracturas vecinales. El pozo A se ha abierto hacia la superficie, mientras el pozo B todavía no lo ha hecho.

Hay que mencionar que en la meseta estudiada por Baron existan unas pocas simas de más de cien metros de profundidad. Es posible que estas están situadas cerca del borde de la meseta, porque en este caso un gradiente hidráulico muy extremo en combinación con fracturas de liberación de tensión paralelas a la pared de la meseta pueden formar pozos profundos. Mi hipótesis solo es válida para el centro de una meseta. También es posible que alguna de las cuevas más profundas en realidad es un pozo principal pero que se ha obstruido.


LA EVOLUCIÓN EN EL TIEMPO.

La presencia de pozos enteros, que incluso ni siquiera han llegado a la superficie (pero accesibles porque los han excavado), de numerosos pozos con solo una parte todavía intacta y algunos fondos de pozos rellenos de sedimento pero con todo el resto desaparecido, indica que existen pozos en todos los estadios de desarrollo. Esto también significa que la zona del epikarst, y por lo tanto la superficie, ha bajado considerablemente con el tiempo. En realidad esto solo es otra prueba del continuo proceso de denudación por disolución y erosión, pero al mismo tiempo nos recuerda que la formación de simas, y de karst en general, no es un sistema estático sino progresivo. Para la hipótesis de los grandes pozos esto también tiene sus consecuencias. Por ejemplo, aunque la formación inicial de la cabecera de un gran pozo ocurre en la base de la zona de liberación de tensión y los pequeños pozos se forman unos 100 metros más arriba, con el tiempo esta base va bajando. El resultado es que el gran pozo ya no recibe las aguas en la cabecera sino en algún punto más abajo, y además la cabecera del pozo se encuentra dentro de la zona de liberación de tensión. Cuando la zona ha bajado unos 100 metros, la cabecera llega a la superficie (aunque el pozo sigue recibiendo sus aguas a una profundidad de unos cien metros, porque la concentración siempre ocurre en la base de la zona de liberación de tensión) y en este momento los pequeños pozos se están formando a su misma altura (figura 6).
De todos modos es probable que con el tiempo la base del sistema de desagüe rápido se desarrolle por debajo de la base de la zona de liberación de tensión, especialmente alrededor del gran pozo, pero esto es una de las fases más avanzadas de la hipótesis (ya deja de ser una hipótesis de un desarrollo inicial).

La figura 6 muestra la situación cuando tanto la zona del epikarst como la base de la zona de liberación de tensión han bajado considerablemente. La cabecera del gran pozo se encuentra mucho más cerca de la superficie, aunque sigue recibiendo sus aguas en la base de la zona de liberación de tensión de un sistema de desagüe rápido más aplanado (comparado con la figura 5). El pozo B se está desarrollando casi a la altura de la cabecera del gran pozo y el pozo A es un pozo en su último estadio. Los pozos de la figura 5 se han desaparecido por la denudación de la superficie. Los números tienen el mismo significado que en la figura 5.


PORQUE LOS CONDUCTOS DE DRENAJE SUELEN SER ESTRECHOS?

Llegado hasta aquí uno se puede preguntar como es posible que los pozos se pueden desarrollar hasta varios metros de diámetro, pero que los conductos de drenaje (fisuras de conexión ensanchadas) siguen siendo pequeños. Una explicación puede ser la siguiente: mientras que se desarrolla un pozo este sigue profundizándose, lo que quiere decir que una fisura de conexión horizontal que en cierto momento está en el fondo y recibe agua, se va a quedar colgada en la pared una vez que el pozo ha ganado un poco de profundidad. Entonces la única cantidad de agua que este conducto puede recibir es por la película de agua que baja por la pared, y esta suele ser mucho menor que todo el agua (principalmente de goteo) que se junta en el suelo. Otra razón es que como la zona vadosa ya se ha formado mucha agua desaparecerá por el fondo en la misma fractura principal (camino más corto), y también es posible que por debajo del pozo se han formado otras cavidades más o menos espaciosas. De todos modos no es totalmente imposible que alguna fisura de conexión se desarrolle hasta un tamaño penetrable, pero nunca será un túnel horizontal muy largo por la tendencia del agua de buscar una vía vertical (dentro de la zona vadosa.

LA IMPORTANCIA DE LA CURVA DE 90 POR CIENTO PARA LA DISOLUCIÓN DE LAS ROCAS CARBONATADAS.

Marius van Heiningen

E-mail: mvh@telecentroscyl.net

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INTRODUCCIÓN.
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Con el descubrimiento de los regímenes de disolución lenta y rápida no se invalidó el mecanismo de la corrosión de mezclas, simplemente se amplió el abanico de mecanismos de espeleogénesis. Es más, la combinación de ambos resulta en un refinamiento importante de la corrosión de mezclas.
Si se dibuja en la misma figura la curva de Bögli y la curva de 90 por ciento de saturación, se puede diferenciar entre un régimen de disolución lenta y un régimen de disolución rápida. El régimen de disolución lenta se encuentra entre las curvas de Bögli y la de 90 por ciento y el régimen de disolución rápida se encuentra por debajo de la curva de 90 por ciento. La efectividad de la mezcla resultante depende en gran medida de estos regímenes de disolución.
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LA CURVA DE 90 POR CIENTO DE SATURACIÓN.
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La corrosión de mezclas es un mecanismo importante, porque en prácticamente todas las confluencias de dos flujos juega un papel. Sin embargo, la efectividad de la mezcla resultante depende en gran medida de su porcentaje de saturación. La principal razón es la existencia de un régimen de disolución lenta y un régimen de disolución rápida (ver espeleogénesis de proto conductos). Si la mezcla resultante tiene una saturación de más de unos 90 por ciento, la aceleración de la disolución no es muy grande. Al otro lado, si la mezcla resultante tiene una saturación de menos de unos 90 por ciento, la aceleración de la disolución es significativa. Para saber si la mezcla resultante tiene una saturación mayor o menor de 90 por ciento, conviene determinar la curva de 90 por ciento de saturación
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DETERMINACIÓN DE LA CURVA DE 90 POR CIENTO.
Para poder dibujar la curva de 90 por ciento de saturación, tenemos que averiguar donde se encuentran los puntos de 90 por ciento que corresponden con algunos puntos situados sobre la curva de Bögli (saturación de 100 por ciento).
En el artículo de “Corrosión de mezclas” se explica que dentro del gráfico el desplazamiento de un punto (que representa una cierta saturación) hacia la curva de Bögli (cuando aumenta su porcentaje de saturación) siempre es en la misma dirección: la dirección del trayecto de disolución. Entonces, si por ejemplo miramos el punto S6a, sabemos que el punto correspondiente con una saturación de 90 por ciento se encuentra sobre una línea que pasa por S6a y que es paralela al trayecto de disolución (una línea marrón en la figura 1). Ahora calculamos el 90 por ciento de saturación de punto S6a.
En la figura 1 se ve que el punto S6a representa una solución de 300 mg/l de carbonato cálcico (una línea negra). El 90 por ciento de 300 es 270 y en la figura es indicado con una línea azul. La intersección de la línea naranja y la línea azul es el punto de 90 por ciento que buscábamos.
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La figura 1 muestra la determinación de la “Curva de 90 por ciento” (en roja). Por detalles ver el texto.
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Hacemos lo mismo con los puntos S5a, S4a, S3a, S2a y S1a y dibujando una curva (en roja) que pasa por los puntos S1b, S2b, S3b, etc., se obtiene la curva de 90 por ciento de saturación. La zona entre la curva de Bögli (en negro) y la curva de 90 por ciento de saturación (en rojo) es la zona del régimen de disolución lenta. La zona que se encuentra por debajo de la curva de 90 por ciento de saturación es la zona del régimen de disolución rápida (figura 2).
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La figura 2 muestra la curva de Bögli, la curva de 90 por ciento de saturación y los regímenes de disolución lenta y rápida. También muestra 2 ejemplos de posibles mezclas resultantes. Por detalles ver el texto.
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DOS EJEMPLOS.
La figura 2 muestra 2 ejemplos de las posibles mezclas de dos soluciones. En el primer ejemplo todas las posibles mezclas de los puntos Sa y Sb se encuentran dentro de la zona del régimen de disolución lenta (línea verde). Sea que sea la mezcla resultante, no habrá un aumento considerable en la velocidad de disolución.
El segundo ejemplo muestra todas las posibles mezclas de los puntos S1 y S2 (línea azul). Los trayectos S1-M1 y S2-M2 se encuentran en la zona de disolución lenta y por lo tanto es parecido al primer ejemplo. Sin embargo, el trayecto M1-M2 se encuentra por debajo de la curva de 90 por ciento, y por lo tanto estas mezclas experimentan un aumento considerable en la velocidad de disolución (de caliza) respecto a las soluciones originales (S1 y S2). La localización exacta de una mezcla depende del ratio de los caudales de las soluciones originales (ver el apartado de “determinación de la mezcla de 2 soluciones” en el artículo de “Corrosión de mezclas).
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RESUMEN.
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Cuando dos flujos se juntan, la mezcla resultante siempre tiene alguna capacidad de disolución. Sin embargo, para saber su relativa importancia hay que determinar si la mezcla resultante se encuentra en régimen de disolución lenta o rápida, siendo los efectos mucho mayor en el segundo caso (régimen de disolución rápida). El cambio entre ambos regímenes es representado por una curva que indica una saturación de un 90 por ciento. El régimen de disolución lenta se encuentra por encima de la curva de 90 por ciento (y por debajo de la curva de Bögli) y el régimen de disolución rápida se encuentra por debajo de esta curva. La curva de 90 por ciento se puede determinar de la siguiente manera: primero desde un punto cualquiera sobre la curva de Bögli se dibuja una línea paralela a la “dirección del trayecto de disolución”, y después se calcula el 90 por ciento de saturación de este punto y se dibuja como una línea horizontal. La intersección de ambos líneas es el punto correspondiente con una saturación de 90 por ciento. Esto se repite por varios puntos y se dibuja la curva por los puntos correspondientes. Se aconseja de buscar puntos sobre la curva de Bögli con valores redondos para facilitar su cálculo y dibujo. Ahora se puede dibujar ambas curva en la misma gráfica. De dos flujos que se juntan se dibuja su posición dentro de la gráfica (naturalmente hay que haber determinado su composición de carbonato cálcico y anhíd
rido carbónico) y se calcula el valor de la mezcla resultante (depende de la diferencia en caudal entre ambos). La posición de esta mezcla respecto a la curva de 90 por ciento, es decir si se encuentra por encimo o por debajo, indica su capacidad de disolución. Es posible que la mezcla se encuentra en el régimen de disolución rápida, mientras que las soluciones originales se encontraban en régimen de disolución lenta (ejemplo: en la figura 2 cualquier punto entre M1 y M2).
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CONSECUENCIAS.
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Las consecuencias para la velocidad y localización de la disolución de caliza son múltiples, tanto a escala de fracturas y proto conductos como a escala de galerías inundadas y arroyos vadosos. En cada punto donde se juntan dos o más soluciones diferentes, los flujos se mezclan y aparecerá algo de capacidad de disolución. Sin embargo, si esta capacidad se encuentra en el régimen de disolución lenta y el flujo es relativamente rápido, la disolución adicional es diseminada por todo lo largo de la galería y el efecto local es mínimo. Al otro lado, si la capacidad nueva de disolución se encuentra en régimen de disolución rápida y el flujo es relativamente lenta, gran parte de la disolución ocurrirá alrededor del punto de confluencia. Entre ambas situaciones hay un gama completo de posibilidades. Varios aspectos serán tratados en próximos artículos.
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COMO DETERMINAR LA CONFINACIÓN DE UNA CUEVA A UN CIERTO MIEMBRO O NIVEL DENTRO DE UNA FORMACIÓN GEOLÓGICA.

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Marius van Heiningen
E-Mail: mvh@telecentroscyl.net

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INTRODUCCIÓN.
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Seguramente hemos notado que la formación de una galería o una cueva entera, a veces se limita a ciertos estratos geológicos. Esto indica que ha habido una espeleogénesis preferencial, y debiéramos intentar averiguar su razón. Pero antes hay que aprobar si la cueva realmente está confinado a uno o unos pocos miembros. El primer paso es determinar el rumbo, el buzamiento y el grosor del miembro donde está situada la cueva (ver artículo: “Determinación del rumbo y buzamiento de un miembro.”). El segundo paso consiste en dibujar las líneas de nivel del base y del techo del miembro dentro del plano y dibujar el trazado de la base y el techo del miembro dentro del alzado de la cueva. Especialmente el trazado del miembro dentro del alzado indica claramente si la topografía de la cueva está confinado al miembro o no. En este artículo tratamos un caso real, vamos a investigar la posible confinación de la Cueva de Arvajales al miembro de Arvajales (Formación Portilla). La Cueva de Arvajales se encuentra cerca del pueblo de la Velilla de Valdoré, y actualmente está en exploración por el GETOTE. El miembro de Arvajales es un miembro relativamente grueso que consiste en su mayoría de calizas arrecifales, es decir que apenas presenta estratificación.

La figura 1 muestra las líneas de nivel de la base del miembro y algunas alturas del suelo de las galerías. Se observa que todas las alturas están por encima del base.
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LÍNEAS DE NIVEL DEL MIEMBRO EN EL PLANO DE LA CUEVA.
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Para poder dibujar las líneas de nivel, primero buscamos un punto donde la base del miembro aflora a la superficie y determinamos la diferencia en altura que existe entre este punto y la entrada de la cueva. Si la diferencia es por ejemplo 6,5 metros, se consigna a esta línea de nivel la altura –6,5 metros. Es conveniente que se busca un punto de afloramiento lo más cerca posible de la entrada de la cueva, para minimizar los posibles errores. Como antes se ha determinado el rumbo (158-338) y el buzamiento
(-38 º) de la base del miembro, se puede calcular (usando la trigonometría elemental) la distancia entre las líneas de nivel que tienen (por ejemplo) una diferencia de 10 metros. En la figura 1 se ha dibujado las líneas de nivel hasta –66,5 metros en la parte de la entrada de la Cueva de Arvajales. De algunos puntos dentro del plano se ha indicado la altura que tiene respecto a la entrada. Se puede observar que ningún punto se encuentra por debajo de la base del miembro.
Para estar seguro que la espeleogénesis se ha limitado a este miembro, también hay que investigar si los techos de la cueva se encuentran dentro del miembro. Para esto hay que dibujar las líneas de nivel del techo del miembro y compararlas con las alturas dentro de la cueva. La forma más fácil de determinar las líneas de nivel del techo es usando la altura vertical del miembro. Una vez que se sabe el buzamiento (38º) y el grosor del miembro (28 metros) se puede calcular que la altura vertical del miembro es 35,5 metros (ver artículo: “Determinación del grosor de un miembro”). Simplemente con añadir 35,5 metros a las líneas de nivel de la base (ya calculados) se obtiene las líneas de nivel del techo (figura 2). Por ejemplo, la línea de base de –6,5 metros se convierte en 29 metros y la de –46,5 metros en –11 metro. Se puede observar que ningún punto se encuentra por encima del techo del miembro.
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La figura 2 muestra las líneas de nivel del techo del miembro y algunas alturas de las galerías. Se observa de todas las alturas están por debajo del techo del miembro.
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TRAZADO DE LA BASE Y EL TECHO DEL MIEMBRO EN EL ALZADO DE LA CUEVA.
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Una vez que se ha dibujado las líneas de nivel de la base del miembro en el plano de la cueva, se puede usar para dibujar el trazado de la base dentro del alzado de la cueva. Se busca los tramos mas o menos rectos del plano y se estima la altura de la base al principio y al final de cada tramo y luego se conectan estas alturas con líneas rectas. Lo más fácil para estimar estas alturas es medir donde estos puntos se encuentran respecto a las líneas de nivel en el plano. Se notará que la inclinación de la base del miembro es más suave, cuando los tramos se acercan más al rumbo y más fuerte cuando los tramos se acercan más a la perpendicular del rumbo (figura3). El techo del miembro se dibuja paralelamente a la base, con una distancia vertical de 35,5 metros.
En la figura 3 se puede observar que ningún punto del alzado se encuentra fuera del miembro. Solo entre los puntos A y C se acerca al techo del miembro.
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La figura 3 muestra los trazados del base y del techo del miembro de Arvajales. Se observa que todo el primer sector de la Cueva de Arvajales está confinado a este miembro.
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NOTA FINAL.
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A priori, el método del trazado dentro del alzado parece mucho más claro, pero para poder dibujarlo se necesita las líneas de nivel en el plano. Además, frecuentemente muchas galerías no están representadas en un alzado, mientras que con el plano también se puede determinar su posición.
Este trabajo hay que complementarlo con medidas tomadas dentro de la cueva (aunque suele ser más complicado), porque especialmente el buzamiento de un miembro puede cambiar cuando se aleja de los puntos medidos que sirvieron para su determinación.
Hay dos situaciones en que la cueva puede pasar los límites del miembro, pero que no influyen en el confinamiento espeleogenético original:
Por hundimiento de techo y por erosión vadosa del suelo de la cueva.
En el caso de la Cueva de Arvajales, por lo menos en el sector de la entrada, la formación de las galerías se ha confinado al miembro de Arvajales. Se puede dar por seguro que esto no es una mera coincidencia., pero esto es otra historia.
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RESUMEN de LA SOLUBILIDAD Y DISOLUCIÓN DE YESO.

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Las características del yeso son fundamentalmente diferentes a las de caliza. Las formaciones de yeso se han depositado principalmente por precipitación química y después suelen haber experimentado un ciclo de transformación yeso-anhidrita-yeso. Donde se han formado las cuevas suele ser en el yeso del final del ciclo, es decir yeso retransformado de anhidrita. Antes del ensanchamiento de las fisuras por flujos de agua (karstificación) la permeabilidad del yeso suele ser baja.
La solubilidad es grande y la disolución es rápida en comparación con caliza, mientras que el proceso de disolución es bastante más simple. La presencia de anhídrido carbónico no tiene ningún efecto sobre la disolución, sin embargo la presencia de otras sales si lo tienen. La velocidad del flujo tiene un marcado efecto sobre la velocidad de disolución.
Las consecuencias para la espeleogénesis son varias: el desarrollo de las fisuras anchas y proto-conductos es mucho más rápido en yeso que en calizas, aunque el desarrollo de fisuras muy estrechas es parecido. Muchas galerías son bastante uniformes por toda su longitud. Los restringimientos al flujo se ensanchan rápidamente hasta que dejan de ser lo, y por lo tanto las crecidas son raras. Las galerías inundadas y lagos de cuevas que se han formado en un equilibrio con el nivel de base, suelen coincidir con este nivel de base.
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ENSANCHAMIENTO DE LAS GALERÍAS.
Una de las características más importante es el aumento de la disolución con una mayor velocidad del flujo. En un experimento de campo se han hecho mediciones de 2 flujos en un mismo ambiente geológico. Flujo número 1 tenía 1,36 gramos de yeso disuelto por litro y un retroceso de paredes (velocidad de disolución) de 0,22 mm por año. Flujo número 2 tenía 1,82 gramos de yeso disuelto por litro y un retroceso de paredes de 1,56 mm por año. Es notable que la velocidad de disolución del flujo 2 era 7 veces mayor, aunque su porcentaje de saturación era el más alto. La explicación es que la velocidad del flujo 2 era aproximadamente 25 veces mayor. Este experimento demuestra que puede ser que la disolución en una cueva depende más de la velocidad del flujo que del porcentaje de saturación. Lo ilustramos con un ejemplo:
Imagínese un río que se pierde en un sumidero y reaparece a cierta distancia como fuente, además supongamos que las galerías siempre están llenas de agua (galerías freáticas). Entonces la velocidad del flujo depende del diámetro de las galerías, donde (por alguna razón) las galerías son más anchas la velocidad es más lenta y viceversa. Esto quiere decir que el retroceso de las paredes (ensanchamiento) es menor en las galerías anchas y mayor en las galerías estrechas. Con otras palabras, las diferencias en tamaño tiendan a disminuir y el resultado va a ser una galería de un tamaño bastante uniforme (figura 6), algo bastante común en cuevas en yeso. De todos modos, probablemente es más frecuente que este mecanismo simplemente evita la formación de pasos más estrechos o más anchos, y que por esta razón las galerías en yeso son tan uniformes. Sin embargo, esto no quiere decir que en cuevas en yeso no puede haber salas grandes y pasos estrechos consecutivos. Por ejemplo, cuando las crecidas causadas por un aumento en nivel de base en la zona epifreática llegan a su máximo, la velocidad del flujo es mínima en toda la cueva. En este caso la cantidad de yeso que puede ser disuelto depende de la cantidad de agua presente. En las salas hay mucho más agua que en los pasos más estrechos y por lo tanto se ensanchan más.

La figura 6A muestra un río que se pierde en un sumidero y reaparece en un manantial. El flujo es mayor en las galerías más estrechas y por lo tanto también lo es la disolución. La figura 6B muestra como la disolución diferencial ha uniformado a la galería. Las flechas negras indican la velocidad de disolución y las flechas azules la velocidad del flujo.
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ADAPTACIÓN DE LAS GALERÍAS AL MÁXIMO CAUDAL DEL FLUJO.
Las crecidas en cuevas pueden ser por un aumento excepcional del caudal o por un aumento de nivel de base. En caso de crecida por un aumento excepcional de caudal, hace falta un paso estrecho que restrinja el flujo. En yesos esto no suele ocurrir por la siguiente razón: En épocas de crecida la velocidad del agua es máxima en los pasos más estrechos, lo que significa que también la disolución es máxima y estos pasos se ensancharán rápidamente hasta dejar de ser un obstáculo para el flujo. En caso de crecida por aumento de nivel de base este efecto es menos pronunciado porque solo actúa durante la crecida y decrecida. En este caso los pasos muy estrechos suelen ensancharse hasta que dejan de ser un obstáculo para el flujo, pero siguen siendo de reducidos dimensiones. Como consecuencia las crecidas o “backflooding” deben de ser muy poco frecuentes en cuevas en yeso. Si se da la vuelta a este mecanismo se puede decir que si encontramos pasos estrechos en yeso (que no son el resultado de rellenos de sedimento), la velocidad no puede haber sido grande. Otro aspecto es la siguiente: si se trata de una cueva cuyas galerías se han formado en un equilibrio con el nivel de base, ese muy probable que los niveles de los lagos freáticos coinciden con el nivel de base. La razón es que dentro de las galerías inundadas (freáticas) que conectan con los lagos no hay restringimiento en forma de pasos estrechos.
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Nota: la información acerca del ambiente y ciclo de transformación se ha cogido principalmente de “Sedimentary environments and facies” de Reading (1986) y “Karst hydrogeology and geomorphology” de Ford y Williams (2007).La información acerca de la solubilidad y la disolución se ha cogido principalmente de “The disolution and conversión of gypsum and anhydrite” y “Speleogenesis in gypsum”, ambos de Klimchouk (1996).

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RESUMEN de RUMBO Y BUZAMIENTO
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
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El rumbo y el buzamiento son dos medidas que sirven para fijar la posición de un plano o una línea. En la geología los usamos normalmente para determinar la posición de los estratos, niveles, miembros y formaciones.
El rumbo o dirección es el ángulo, respecto al norte, que forma la línea de intersección del estrato con un plano horizontal. Se mide con una brújula.
El buzamiento o la inclinación máxima es el ángulo que forma el estrato con la horizontal, medido perpendicularmente al rumbo. Se mide con un clinómetro.
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RESUMEN.
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Este artículo trata de explicar de cómo determinar el rumbo y el buzamiento de los estratos con el material de que disponen los espeleólogos, es decir un clinómetro y una brújula. El método más adecuado de determinar el rumbo es la siguiente: Desde un cierto estrato (punto A) se busca un punto correspondiente al mismo estrato y que se encuentre a la misma altura (punto B). Esto se consigue colocando el clinómetro en posición horizontal. A continuación se mide el rumbo del estrato con la brújula, apuntando al punto B desde el punto A.
El buzamiento se mide colocando el clinómetro paralelo a los estratos. Un método más exacto es realizar la misma medida con ayuda de una tabla.Si por falta de buenos planos de estratificación no es posible de medir el buzamiento, se puede buscar una pared con estratos visibles. La inclinación de estos estratos no es la máxima inclinación, y se llama la inclinación aparente. Midiendo el rumbo de la estratificación, el rumbo de la pared y la inclinación aparente se puede calcular el buzamiento. Este mismo método también se puede aplicar para determinar la inclinación aparente de un nivel o un miembro, pues no es muy difícil de imaginar un miembro como una estratificación a escala mayor
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RESUMEN de: LA ZONA EPIFREÁTICA EN RELACIÓN CON UNA VARIACIÓN EN NIVEL DE BASE.
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
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En Marzo de este año estuve realizando un estudio espeleogenético de la Cueva del Yeso en Baena (Córdoba), ayudando a mis amigo del Grupo Espeleológico G-40 de Priego de Córdoba. Las galerías bajas de la cueva se encuentran al nivel del río Guadajoz y ya en el primer contacto con la cueva José Antonio Mora Luque me contó que hace años había visto que el nivel del río llegaba hasta el puente (7 metros por encima del nivel actual) inundando la llanura aluvial. También me contó que el pensaba que estos acontecimientos habían sido muy importantes en la formación de las galerías bajas.
Después de visitar las galerías bajas estaba completamente de acuerdo con el. Este artículo es un resumen de las características de esta clase de cuevas.
La zona epifreática es la zona caracterizada por las fluctuaciones del nivel del agua subterránea en un karst y por lo tanto las eventuales galerías situadas en esta zona se encuentran periódicamente inundadas. Según el mecanismo de crecida, las características de las galerías formadas son diferentes. En este artículo se tratarán las galerías ensanchadas por una inundación causada por una subida del nivel de base.
El agua que entra por la desembocadura de la cueva suele ser agresiva y tener bastante arcilla, sin embargo, sus características disminuyen hacia dentro por mezclarse con el agua de la propia cueva.

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RESUMEN DE LAS CARACTERÍSTICAS DE GALERÍAS EPIFREÁTICAS, CAUSADAS POR VARIACIÓN DE NIVEL DE BASE.

Como este artículo trata de muchos aspectos acerca de la zona freática, un resumen sería repetir medio artículo. Por eso me limito a dar un resumen de algunas características importantes que puede ayudar a reconocer una galería epifreática.
1) Como las galerías se llenan generalmente con agua agresiva hay bastante disolución hasta donde llega el agua. Las galerías se ensanchan en todas las direcciones.
2) Si la zona epifreática se mantiene durante bastante tiempo en el mismo lugar, las galerías se pueden hacer grandes, con diámetros de decenas de metros.
3) Las galerías amplias pueden exhibir un aumento adicional en volumen por hundimiento de techos.
4) El agua entra en todas las fisuras ensanchándolas. De este modo se pueden formar galerías y chimeneas ciegas, además de una red de galerías más o menos laberíntica.
5) La arcilla aportada por el río puede llegar a formar grandes acumulaciones.
6) Si la arcilla llega a llenar casi una galería entera, se pueden formar conductos de medio tubo en el techo y pendantes.
7) Marcas en las paredes que han dejado las crecidas. Estas marcas pueden ser de arcilla, restos orgánicos que han entrado de fuera u incluso de alguna sal.
8) Si entra agua desde el río, las características se notarán más en la parte más cercana a la desembocadura, desminuyendo paulatinamente hacia dentro.
9) Las paredes y techos tienen una superficie más bien rugosa, coincidiendo con disolución en aguas casi estancadas.
10) Ausencia de signos que indican una alta velocidad de flujo, como las pequeñas depresiones en forma de cuchara (“scallops” o golpes de gubia) en las paredes y techos de las galerías.

Aparte de estas características lo primero que tiene que llamar la atención es la localización de la cueva en el ambiente geológico. Es decir si la cueva está al mismo nivel que el río, si este río tiene un cauce profundo y si hay lagos freáticos presentes en la cueva.
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RESUMEN de: TEORÍAS ACERCA DE LA FORMACIÓN DEL CONDUCTO DE MEDIO TUBO, PRESENTE EN EL TECHO DE UNA GALERÍA.
(ESPELEOGÉNESIS: FORMACIÓN DE GALERÍAS 3)
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Marius van Heiningen

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INTRODUCCIÓN.
Especialmente en yesos es frecuente de encontrar un conducto en forma de medio tubo en el techo de una galería. El diámetro de estos conductos puede variar de algunos centímetros hasta más de medio metro y sigue por las galerías en dirección longitudinal. A menudo se explicaba este fenómeno, alegando que eran los antiguos proto conductos que se habían conservado en el techo. Sin embargo, como los proto conductos se suelen formar en un régimen freático, se ensanchan en todas las direcciones. En una galería freática, el proto conducto original se suele haber encontrado hacia el centro de la galería y por lo tanto, hoy en día no quedaría rastro, excepto en casos muy especiales (segunda teoría). En este artículo se describen algunas teorías acerca de su posible formación.
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RESUMEN Y COMENTARIOS.

La teoría de condensación de agua procedente de aire caliente (primera teoría), solo es válida en la entrada de una cueva cuando esta es horizontal u ascendente. Además debe de haber un amplio volumen de aire (dentro de la cueva) para mantener un corriente apreciable, y sin trampas de aire que pueden cortar la corriente. La teoría de conservación del tubo freático original (segunda teoría) es uno de los raros ejemplos de un proto conducto que ha sobrevivido. En este caso se trata de la formación de un proto conducto dentro de la junta entre yeso y un material de fácil erosión (margas) en combinación con un descenso del nivel de base, ocasionando un cambio de régimen freático a vadoso. El flujo vadoso erosionó las margas sin llegar al techo. Es un caso muy especial. La teoría de relleno de la galería con sedimento (tercera teoría), se puede aplicar tanto en calizas como en yesos y su ocurrencia es relativamente frecuente. Su diagnóstico principal es la presencia de sedimentos (relictos) y pendantes. Los medio tubos suelen ser de reducidas dimensiones (normalmente hasta unos 20 centímetros de diámetro) y a menudo forman meandros. La teoría de circulación de convección en flujos confinados (cuarta teoría) es fundamental para cuevas laberínticas, cuya espeleogénesis está íntimamente ligada con flujos confinados en cuencas artesianos.
No obstante existen conductos de medio tubo que no se puede explicar con las diferentes teorías mencionadas. Por ejemplo en la Cueva del Yeso (Córdoba) se puede encontrar conductos de medio tubo lejos de las entradas o dentro de galerías descendentes, en yesos masivos, sin evidencias de colmatación (relleno) de galerías y claramente no situados en una cuenca artesiano. Es decir, ninguna de las cuatro teorías descritas puede explicar su espeleogénesis. Su formación es tratada en otro artículo.

RESUMEN de: HIPÓTESIS DEL DESAROLLO INICIAL DE GRANDES SIMAS.
(ESPELEOGÉNESIS: FORMACIÓN DE SIMAS 1)
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Este artículo se trata de intentar de explicar una hipótesis personal acerca del desarrollo inicial de las grandes simas. Hasta ahora solo existen unas pocas simulaciones, hechas por ordenador (Dreybrodt, Kaufmann), tratando el aspecto vertical de la espeleogénesis (al contrario de los muchos modelos tratando sistemas horizontales). Estas simulaciones están basadas en un diámetro de las fracturas relativamente grande y además lo suponen constante por todo el dominio tratado por los modelos. Sin embargo, en realidad estas fisuras relativamente anchas solo se encuentran en los primeros 100 metros bajo la superficie, y son el resultado de liberación de tensión (stress release). La gran mayoría de las fracturas que se encuentran por debajo de esta profundidad tienen un diámetro mucho menor.Esta hipótesis describe como primero se desarrolla un conducto principal, lo cual a gran profundidad está conectado con una zona de alta permeabilidad, seguido por el desarrollo de un sistema de desagüe rápido. Finalmente, este sistema canaliza todos los flujos hacia la cabecera de un gran pozo, justo a la base de la zona de liberación de presión. Empezamos con un breve resumen de unos mecanismos necesarios para un buen entendimiento de la hipótesis. Se recomienda haber leído antes los artículos “Mecanismos que influyen en la formación de una estrecha fisura hasta un proto-conducto” y “Ensanchamiento de una estrecha fisura hasta un proto conductos", aunque no es necesario.

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La figura 9 muestra la situación del pozo principal y la localización del “plato” que indica el sistema de desagüe rápido maduro.

RESUMEN.
Hay un altiplano de roca caliza fracturado tectónicamente. Estas fracturas se conectan entre ellas y están llenas de agua. Algunas fracturas llegan hasta una zona de alta permeabilidad (por ejemplo una cueva) que se encuentra a gran profundidad (cientos de metros). Esta zona funciona como drenaje para estas fracturas profundas (las vacía desde abajo). Todas las fracturas se ensanchan lentamente, porque el agua que pasa por ellas disuelve poco a poco la caliza de sus paredes. Las fracturas por donde más agua pasa, son las fracturas que más rápido se ensanchan. Estas son las fracturas que tienen conexión con la zona de alta permeabilidad. Inevitablemente llega el momento que una fractura se ha ensanchado tanto, que puede evacuar tan rápido todo el agua que recibe (evento de ruptura) que estará vacía la mayor parte del año (o solo baja un poco de agua por sus paredes sin llenarla). Este es el momento que desde las fracturas vecinales empieza a fluir agua hacia la fractura vacía (conducto principal). Esta agua pasa por estrechas fisuras que conectan las fracturas (fisuras de conexión). Estas fisuras tienen un gradiente hidráulico muy alto y se ensanchan muy rápido hasta que dejan pasar todo el agua de una fractura vecinal hacia el conducto principal. Las primeras fisuras de conexión que llegan al evento de ruptura deben de tener un gradiente hidráulico alto y al mismo tiempo no pueden ser demasiado estrechas. Estas fisuras se encuentran probablemente hacia la mitad de la zona de liberación de tensión, es decir a una profundidad de alrededor de los 50 metros. Las fisuras que están por encima se quedan inactivas, pero las fisuras que se encuentran más abajo siguen activas (aunque la velocidad de ensanchamiento ha bajado porque tienen menos presión hidrostática) y finalmente también llegarán al evento de ruptura. Este proceso de profundización de las fisuras de conexión activas ralentizará mucho cuando llega a la base de la zona de liberación de tensión, porque desde aquí hacia abajo las fisuras son muy estrechas. Finalmente el conducto principal recibe todo su caudal de las fisuras de conexión situadas en la base de la zona de liberación de tensión y desde aquí hacia abajo se formará una gran sima o sistema de simas.
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RESUMEN de: MECANISMOS QUE INFLUYEN EN LA FORMACIÓN DE UNA ESTRECHA FISURA HASTA UN PROTO CONDUCTO.
(ESPELEOGÉNESIS: PROTO CONDUCTOS 1)

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Marius van Heiningen
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INTRODUCCIÓN.

La reacción química que es responsable de la disolución de la roca caliza por agua ácido, ya era conocida por los primeros investigadores de la espeleología. También era conocido que esta reacción solo es capaz de disolver pequeñas cantidades de roca, pero que a su vez ocurre muy rápida. El agua que se infiltra en una estrecha fisura llega a una saturación casi completa, a solo unos pocos metros de profundidad. Esto ponía a los investigadores ante un enigma, porque si el agua de infiltración ya estaba saturado (respecto a la caliza) a unos metros bajo la superficie: ¿cómo es posible que haya suficiente solución a decenas e incluso a cientos de metros de profundidad para formar cuevas? Para que el agua llegara a estas profundidades con bastante capacidad de disolución, se suponían la existencia de unas grietas relativamente anchas. A estas grietas las llamaron proto-conductos. Un proto-conducto es una fisura con un diámetro mínimo de entre 0,5 cm y 1 cm. Como se formaron no lo sabían, pero debieron de existir porque sin ellas no se podían explicar las cuevas.Actualmente existe una teoría bastante sofisticada que explica la formación de los proto-conductos.Este artículo trata de intentar de explicar algunos de los mecanismos que juegan un papel en el ensanchamiento de una fisura muy estrecha hasta un proto-conducto. Tratamos a los mecanismos según históricamente fueron descubiertos.

La figura 4 muestra la cantidad de agua que pasa por una fisura respecto al tiempo. TB indica el tiempo de ruptura. Al principio el aumento es lento, lo que corresponde con un lento ensanchamiento de la fisura. Llega un momento que el flujo de agua aumenta muchísimo en muy poco tiempo, lo cual corresponde con el tiempo de ruptura. En este momento la velocidad de ensanchamiento es constante con un máximo de aproximadamente 0,1mm por año. Finalmente el aumento de la cantidad de agua que pasa por la fisura baja mucho, lo cual corresponde con el hundimiento de la presión hidrostática.

RESUMEN.
Agua que contiene el gas anhídrido carbónico es capaz de disolver el carbonato cálcico (caliza). Esto es un proceso rápido y enseguida la solución llega a estar casi saturada.Entonces si las cuevas se han formado por la disolución de la roca caliza, ¿cómo es posible que existan cuevas a gran profundidad? Para explicarlo se suponían la existencia de unas fracturas relativamente muy anchas y lo llamaban proto-conductos. No sabían cómo se habían formado. Cuando en 1964 Alfred Bögli publicó su descubrimiento de la corrosión de las mezclas, solucionó numerosos problemas acerca de la génesis de cuevas. Sin embargo, todavía no se podían explicar la formación de los proto-conductos, hasta que en 1977 William White descubrió el régimen de la disolución lenta. Resulta que una solución no pierde nunca toda su capacidad de disolución, independiente de la distancia que ha penetrado en una fisura. Los mecanismos de Más Caudal-Más Disolución y Más Velocidad del Flujo- Más Disolución ya eran conocidos y por eso entendieron que incluso una muy pequeña capacidad de disolución es capaz de ensanchar una fisura estrecha hasta un diámetro que permite la disolución rápida por toda esta fisura. Finalmente se pudieron explicar la existencia de los proto-conductos. Además, la combinación del régimen de disolución rápida (la de toda la vida) y el régimen de disolución muy lenta (descubierto por White) era perfecta. La disolución lenta abre la fisura hasta el tamaño de un proto-conducto y a partir de aquí la solución rápida lo abre hasta formar una cueva. Con la mejora de los ordenadores en los años 90, los investigadores han sido capaz de crear modelos numéricos con lo cual han podido simular los procesos de disolución. En 1996 Dreybrodt ha derivado la formula para determinar el tiempo de ruptura, mostrando su relación con el diámetro original de la fisura (a0), la longitud de la fisura (L) y la presión hidrostática (h).

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RESUMEN de: DESAROLLO DEL PALEORELIEVE ALREDEDOR DEL BORDE SUR DE LA CORDILLERA CANTÁBRICA DURANTE LOS ÚLTIMOS 3 MILLONES DE AÑOS.
(ESPELEOGÉNESIS: GEOLOGÍA REGIONAL 1)
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
Esta historia aborda el cambio del relieve que ha experimentado el borde sur de la Cordillera Cantábrica durante los últimos 3 millones de años y la consecuencia que conlleva para la edad máxima de muchas cuevas de la zona. La localización geográfica de la zona tratada está indicada por el rectángulo azul indicado en la figura 1.

La figura 2 muestra la situación geológica hace 3 millones de años. Los ríos que salieron de la montaña desembocaban en un grande lago interior.

CONSECUENCIAS PARA LA EDAD DE LAS CUEVAS DE LA ZONA.
Para nosotros como espeleólogos estos datos nos vienen de perlas. Cuantas veces nos preguntamos por la edad que puede tener la cueva que estamos visitando? Pues, usando un poco de lógica sacamos rápidamente la siguiente conclusión: Si los ríos desembocaban a una altura que hoy en día está un poco por encima de los 1200 metros, entonces los fondos de los valles más montaña adentro debieron de estar todavía mas altos (el agua fluye hacia abajo), rondando lo que actualmente son los 1250 metros. Es decir, hace unos 2 millones de años no existían valles por debajo de los 1250 metros y por lo tanto tampoco no habían cuevas por debajo de esta cota (ver nota). Generalizando un poco se puede decir lo siguiente: todas las grandes cuevas horizontales situadas por debajo de los 1200 a 1250 metros, tienen menos de unos 2 millones de años. Las cuevas horizontales situadas por encima de esta altura pueden ser considerablemente más viejas, incluso pueden datar del Mioceno.Además, usando la velocidad de erosión media, en este caso entre los 100 y los 140 metros por millón de años, se puede llegar a unas edades todavía más aproximadas. Por ejemplo, una cueva horizontal situado a una altitud de 1200 metros probablemente tendrá unos 2 millones de años, otra cueva algo por debajo de los 1100 metros puede tener aproximadamente 1 millón de años y un sistema horizontal más o menos al nivel de los grandes valles difícilmente tendrá mas de medio millón de años. De todos modos, en lugar de usar una altitud absoluta, es más preciso usar la altitud sobre el valle. En este caso, si la cueva está a unos 200 a 280 metros sobre el río, su edad rondará los 2 millones de años y si la cueva está a unos 100 a 140 metros sobre el río, su edad será aproximadamente de1millón de años. Naturalmente esto solo es una aproximación global, solo valedero por la parte sur de la Cordillera Cantábrica entre La Robla y Cervera de Pisuerga. Además, los últimos 2 millones de años ha sido la época de los Glaciares, la cual ha generado una continua alternancia de acumulación de sedimentos y encajamientos de los ríos, seriamente influyendo en la velocidad media de erosión.
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RESUMEN de: CORROSIÓN DE MEZCLAS

(ESPELEOGÉNESIS: MECANISMOS DE DISOLUCIÓN 2)

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Marius van Heiningen
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INTRODUCCIÓN.
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En el año 1964 el suizo Alfred Bögli publicó su famoso artículo sobre la "corrosión de mezclas" (mixing corrosion). Bögli demostró que la mezcla de dos aguas completamente saturadas, pero con diferentes concentraciones de Ca2+, posee otra vez una cierta capacidad de disolución. Era la explicación perfecta para la milagrosa reaparición de la capacidad de disolución a grandes profundidades. Especialmente en los años setenta casi todos los aspectos de la formación de cuevas se explicaban con este mecanismo.
Primero se describe la curva de saturación completa (curva de Bögli), la zona de saturación incompleta y la determinación de la dirección del trayecto de disolución. Después se trata el mecanismo de la corrosión de mezclas con algunas observaciones y finalmente, se explica un sencillo método de determinar la localización de la mezcla resultante de dos soluciones sobre la línea de conexión.
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MECANISMO DE CORROSIÓN DE MEZCLAS.
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En su artículo Bögli da el siguiente ejemplo. Dentro de una cueva había un arroyo con una saturación respecto al Ca2+ de 273 ppm (partes por millón). Aproximadamente la mitad del arroyo entraba en un conducto completamente inundado, donde se queda casi inalterada. La otra mitad entraba en una galería vadosa, donde pierde CO2 y deposita carbonato cálcico (CaCO3) hasta que la concentración de saturación se queda en unos 125 ppm. En este momento ambos arroyos estaban saturadas. Aguas abajo las 2 mitades se reunieron otra vez, y resulta que la mezcla resultante tenía una capacidad de disolver 13,5 ppm. Lo asombroso era que la mezcla de dos flujos saturados resultaba en una solución con capacidad de disolución.
La explicación es la siguiente: S1 y S2 representan dos soluciones saturadas (se encuentran sobre la curva), pero con cantidades de carbonato cálcico disueltas diferentes. La línea S1-S2 representa todas las posibles mezclas entre S1 y S2, según la cantidad relativa de cada una. En este caso la mezcla es M y se ve que se encuentra por debajo de la curva, es decir que la mezcla no está saturada. La mezcla M empieza a disolver caliza y dentro del gráfico se mueve según la dirección del trayecto de disolución hacia la curva de saturación completa. La mezcla se ha saturada cuando llega a la curva en Ms (Mezcla saturada). La cantidad adicional de carbonato cálcico que se ha disuelta equivale a la diferencia entre A y Ms.
A partir de ahora y en honor del descubridor de la corrosión de mezclas, llamamos a la curva de saturación completa: la curva de Bögli.
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La figura 3 muestra la curva de Bögli, la mezcla M de 2 soluciones (S1 y S2) y la solución resultante (Ms) cuando la mezcla se ha saturada. También muestra la dirección del trayecto de disolución de caliza. Por detalles ver el texto.
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CONSECUENCIAS.
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Las consecuencias para la localización de la disolución de caliza son múltiples, tanto a escala de fracturas y proto conductos como a escala de galerías inundadas y arroyos vadosos. En cada punto donde se juntan dos o varios soluciones diferentes, los flujos se mezclan y aparecerá algo de capacidad de disolución. En su día fue el mecanismo por excelencia para explicar la iniciación de la formación de cuevas, especialmente a mayor profundidad. Todavía hoy en día es un aspecto importante en la espeleogénesis, aunque la gama de mecanismos se ha ampliado. Por ejemplo , sigue siendo un muy buen mecanismo para explicar la formación de cúpulas de disolución en galerías freáticas.
Otro aspecto es la combinación con los regímenes de disolución lenta y rápida y la curva de saturación de 90 por ciento que separa ambos regímenes. Esta combinación abre una nueva gama de posibles situaciones de disolución subterránea. Estos aspectos serán tratados en uno de los próximos artículos.
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RESUMEN de: FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN
(ESPELEOGÉNESIS: FRACTURAS 2)
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Marius van Heiningen
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INTRODUCCIÓN.
Es común que un volumen de roca acumule cierta cantidad de tensión durante su “vida geológica”. Esta tensión puede ser causada por el peso de toda la roca que se encuentre por encima, por presiones relacionadas con movimientos tectónicos o por una combinación de ambos. Cuando la roca se acerca otra vez a la superficie (por erosión) esta tensión es liberada, formando fracturas nuevas y ensanchando fracturas ya existentes. Las fracturas nuevas que se forman paralelas a la superficie se llaman fracturas de exfoliación y en este artículo se describe sus características y algunas teorías acerca de su formación. Cuando los estratos ya no están confinados lateralmente, también se forman fracturas (sub)verticales o perpendiculares a la estratificación. De este modo se puede diferenciar una zonación de fracturamiento.
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IMPORTANCIA DE LAS FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN PARA LA PERMEABILIDAD DE LA ROCA.
La liberación de tensión aumenta el diámetro de las fracturas existentes y causa la formación de numerosas fracturas nuevas. En los primeros 10 o 20 metros, las fracturas de exfoliación y las fracturas perpendiculares a la estratificación aumentan enormemente la permeabilidad en todas las direcciones. La zona exclusiva de fracturas de exfoliación (entre 20 y 100 metros de profundidad) aumenta considerablemente su permeabilidad en dirección horizontal. Como el diámetro y la cantidad de las fracturas disminuyen hacia abajo, también disminuye este aumento de permeabilidad horizontal hacia abajo.
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IMPORTANCIA DE LAS FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN PARA EL HUNDIMIENTO DE LAS ENTRADAS DE LAS CUEVAS.
El fracturamiento intenso de los primeros 10 o 20 metros de la superficie, hace que la roca pierde su coherencia, provocando el hundimiento de la bóveda de la entrada. Sin embargo, una bóveda del mismo tamaño o incluso más grande es fácilmente soportado unas docenas de metros más cueva adentro. Este mecanismo de hundimiento de la entrada es una de las razones que tantas entradas de cuevas se encuentran tapadas.
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IMPORTANCIA DE LAS FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN PARA LA PÉRDIDA NO CONCENTRADA DE CAUDAL DE RÍOS Y ARROYOS.
Es frecuente que un arroyo se pierde en un punto localizado (sumidero), a veces accesible para el humano. Más frecuente es que un arroyo o río pierde (parte de) su caudal sobre un trayecto de cierta distancia. La razón es la existencia de numerosas fracturas en el lecho del río. Muchas de estas fracturas se han ensanchadas y las más anchas se han parcialmente rellenadas con sedimento, evitando la formación de un punto de absorción preferencial, resultando en una infiltración dispersa y no localizada.
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IMPORTANCIA DE LAS FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN PARA LAS SURGENCIAS.
La surgencia de un manantial de entre unas cuantas fisuras es el proceso al revés del mecanismo descrito anteriormente. Suele ser menos frecuente, probablemente porque hay menos posibilidades de taponamiento por sedimentos. Si es frecuente que la superficie del manantial se ha derrumbado en un caos de bloques.
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IMPORTANCIA DE LAS FRACTURAS DE LIBERACIÓN DE TENSIÓN PARA LOS CAOS DE BLOQUES FORMADOS CERCA DE LA SUPERFICIE.
Las galerías cercanas a la superficie corren el mayor riesgo de hundimiento, resultando en la formación de un caos de bloques.
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RESUMEN de: ENSANCHAMIENTO DE UNA ESTRECHA FISURA HASTA UN PROTO CONDUCTO.
(ESPELEOGÉNESIS: PROTO CONDUCTOS 2)

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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
Los antiguos investigadores de la espeleología solo pudieron explicar la formación de las cuevas a partir de la existencia de unos conductos de reducido diámetro, y con flujos subterráneos relativamente rápidos. La existencia de estos reducidos conductos ya estaba probada, porque los habían observado en las paredes de las galerías, y los llamaron proto-conductos. Sin embargo, su formación era un enigma. El aspecto de un proto-conducto puede variar desde una fisura ensanchada hasta un tubo redondo, con un diámetro mínimo de entre 0,5 cm y 1 cm. El diámetro máximo es más arbitrario, pero hay que pensar en entre 5 cm y 10 cm. En el artículo “Mecanismos que influyen en la formación de una estrecha fisura hasta un proto-conducto” se describen los mecanismos que juegan un papel importante en el ensanchamiento de una fisura estrecha. En el presente artículo se describe el proceso de ensanchamiento de una estrecha fisura hasta un proto-conducto como resultado del funcionamiento de estos mecanismos en conjunto.

La figura 5A muestra esquemáticamente la distribución del porcentaje de saturación en un momento dado. La figura 5B muestra la distribución de saturación en la misma fractura en un tiempo posterior. El punto S indica el cambio del régimen de disolución rápida hacia el régimen de disolución lenta. El porcentaje del cambio es el 90 por ciento. Las flechas negras indican la dirección y velocidad del flujo. Las líneas rojas indican puntos correspondientes. La fractura no está dibujada a escala y los porcentajes de saturación solo son orientativos.
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RESUMEN.
El punto de vista de “cuello de botella”, trata al ensanchamiento de la fisura estudiando el desarrollo de la parte final de la fisura. En esta parte la saturación es máxima y por tanto la velocidad de ensanchamiento es mínimo, determinando el proceso de disolución en toda la fisura. Sin embargo, también al final de la fisura la saturación del flujo va bajando poco a poco (causado por un lento aumento en caudal y velocidad del flujo) hasta que llega a los 90 por ciento. En este momento hay un evento de ruptura y toda la fisura se ensancha con una velocidad máxima. El punto de vista de la progresión del frente de la zona de disolución rápida, trata al ensanchamiento de la fisura estudiando la distribución de saturación por toda la fisura. En cada punto de la fisura la saturación disminuye con el tiempo, resultando en un desplazamiento continuo de todos los porcentajes de saturación hacia la salida. El porcentaje de 90 por ciento es la separación entre el régimen de disolución lenta y el régimen de disolución rápida, y por eso representa el frente de la zona de disolución rápida. Cuando este frente llega al final de la fisura hay disolución rápida en toda la fisura. En este momento hay un evento de ruptura y toda la fisura se ensancha con una velocidad máxima.

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RESUMEN de: DETERMINACIÓN DEL GROSOR DE UN MIEMBRO.

(ESPELEOGÉNESIS: TÉCNICAS DE GEOLOGÍA 1)

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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Una formación geológica es una unidad que existe de rocas con unas características litológicas comunes, que las diferencian de las adyacentes. Una formación geológica se puede subdividir si existen subunidades bien diferenciadas, estas subunidades se llaman miembros. Los miembros se pueden subdividir en niveles (a veces llamados capas, especialmente cuando se trata de carbón).Dentro de una formación de caliza la espeleogénesis frecuentemente está limitada a uno u algunos miembros. Si queremos averiguar si la formación de una cueva realmente se limita a un cierto miembro o no, tenemos dos opciones. La primera es realizar observaciones dentro de la cueva. Esto es un aspecto que deberíamos hacer siempre, pero a menudo la estratificación es muy obscurecida y es muy difícil de sacar conclusiones claras.La segunda es proyectar las líneas de nivel de la base y del techo del miembro sobre el plano de la cueva, y mirar si los datos de altitud en el plano coincidan o no. Es decir, si un punto medido se encuentra entre la base y el techo, entonces esta galería está dentro del miembro. Para poder proyectar las líneas de nivel sobre un plano, o para poder dibujarlas en un alzado, hace falta saber el grosor del miembro.

La figura 3 muestra el grosor del miembro.

RESUMEN de: LA PROFUNDIZACIÓN DE UN ARROYO VADOSO POR FORMACIÓN DE UNA GALERÍA INFERIOR.
(ESPELEOGÉNESIS: FORMACIÓN DE GALERÍAS 1)
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
La profundización de un arroyo o río subterráneo (flujo vadoso) puede ocurrir de dos maneras: La primera es la profundización del arroyo por disolución o por erosión del propio lecho, y la segunda es el abandono de un arroyo de su lecho para ocupar un conducto topográficamente más bajo. En este artículo tratamos la segunda manera.Cuantas veces nos hemos encontrado con la siguiente situación: Una fuente cerca del fondo de un valle y algo más arriba la entrada de una galería fósil (a menudo a menos de unos 30 metros de altura). Entrando por esta galería se observa que en ciertos sitios el suelo está muy agrietado y si en algún lugar se logra bajar se descubre un arroyo que fluye en dirección manantial. Siguiendo por la galería principal, finalmente se encuentra con un arroyo que se pierde en un agujero. Esta es una situación común, la cual es el resultado de una profundización natural de un río subterráneo.La profundización de un arroyo suele ocurrir en etapas, pero como estas etapas dejan sus huelas es posible reconstruir lo ocurrido.

La figura 2A muestra una galería con un arroyo vadoso, que desemboca en un valle al ras de un río. La figura 2B muestra que después de un tiempo el río se encaje y por el desnivel formado entre la galería y el río, empieza a fluir agua por las fracturas. Solo el flujo por las fracturas principales (1, 2 y 3) es indicado (flechas azules). La figura 2C muestra la formación de una galería inferior y el abandono de la galería principal desde el punto de pérdida (P1) hasta la salida. También muestra que el flujo que entra por la fractura 3 ha aumentado, consecuencia del aumento del gradiente hidráulico. El flujo en la galería inferior es freático. La figura 2D muestra el desarrollo de un nuevo punto de pérdida (P2) y el abandono del trayecto P1-P2. De este modo el abandono de la galería es progresivamente hacia dentro. El flujo en la galería inferior es una mezcla de vadoso y freático.

RESUMEN.
Los cursos de agua subterráneos se suelen profundizar con el tiempo. Un mecanismo de profundización es la formación de una nueva galería inferior y el paulatino abandono del lecho actual. Estas galerías inferiores se forman, cuando por las fracturas empiezan a fluir pequeños flujos, “empujados” por un gradiente hidráulico. Este gradiente se forma cuando hay un cierto desnivel (entre entrada y salida de la fractura) sobre una distancia horizontal no demasiada grande. Estos desniveles pueden ser causados, por el encajamiento de un río exterior o por la propia formación de un conducto nuevo. Este flujo disuelve lentamente la caliza de las paredes de las fracturas y con el tiempo se forma un proto conducto. A partir de este momento se forma rápidamente un nuevo conducto (por debajo del arroyo) y no tardará en recibir todo el flujo del arroyo, dejando fósil a la galería superior. Este proceso se puede repetir varias veces con el resultado que cada vez más longitud de la galería original se queda fosilizada. En este proceso esta claro que la primera parte en quedarse fosilizada es la entrada de esta galería.

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RESUMEN de: LAS FRACTURAS

(ESPELEOGÉNESIS: FRACTURAS 1)
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Marius van Heiningen

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INTRODUCCIÓN.
Para la espeleogénesis es muy importante tener conocimiento de fracturas, al fin y al cabo es por una estrecha fractura donde una galería empieza su historia. La apertura (el diámetro), el alcance lateral, el espaciamiento (distancia entre fracturas) y el grado de interconexión son solo algunas facetas de las fracturas que intervienen en el desarrollo de una cueva. Solo en 1990 Price and Cosgrove, en su monumental libro de “Analysis of Geological Structures”, se quejaban de los pocos estudios acerca de fracturas. Sin embargo, desde entonces el aumento en conocimiento ha sido muy considerable. Tradicionalmente se clasificaban las fracturas en diaclasas y fallas. Más recientemente también las suelen clasificar como sistemáticas y no sistemáticas. Las fracturas no tienen un alcance infinito, y el modo más frecuente de terminar es la terminación en juntas de estratificación, en otras fracturas abiertas y en niveles dúctiles. Las teorías acerca de la relación entre espaciamiento y grosor del estrato se han desarrollado mucho, especialmente gracias a las simulaciones numéricas por ordenador, y el descubrimiento de un valor crítico en el ratio espaciamiento-grosor estrato (saturación de fracturamiento). En este artículo se intenta dar una descripción elemental de las fracturas y su relación con rocas sedimentarias.
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La figura 3 muestra la interacción de las fracturas con las juntas de estratificación.Si la junta es fuerte, las fracturas la suelen pasar. Si la junta es débil las fracturas suelen terminar. Si la junta es moderada hay un intermedio: muchas fracturas terminan, y de las fracturas que pasan algunas lo hagan de modo “ step over”. Lo que parece un “step over” puede ser un alineamiento accidental. También se puede observa que cuanto más grueso es el estrato, menos fracturas hay: el espaciamiento aumenta con el grosor.


CONSECUENCIAS PARA LA DISTRIBUCIÓN DE CUEVAS.
En una formación calcárea puede haber mucha diferencia en competencia y grosor de los diferentes materiales. Puede haber niveles gruesos que consisten de una caliza compacta y sin estratificación (calizas de origen arrecifal) y también niveles de estratificación, pero con juntas tan fuertes que apenas son visibles. Estos son niveles muy competentes.Al contrario hay frecuentemente niveles de estratificación fina con juntas muy prominentes (débiles), y niveles de pizarras y margas (a veces con algún estrato). Estos son niveles poco o no competentes.En una alternancia de niveles es fácil que un miembro competente se encuentre entre niveles no competentes. Arriba hemos visto que la fracturación puede quedar confinado al miembro competente, aislándolo hidrológicamente del resto de la formación. La consecuencia es que una eventual formación de cuevas está limitada a este miembro con muy pocas o ninguna conexión con eventuales cuevas en otros miembros (figura 4). Conocimientos de este aspecto nos puede ayudar mucho en la exploración y en la determinación de su historia geológica.
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RESUMEN de: RECONSTRUCCIÓN APROXIMADA DE LA PALEOTOPOGRAFÍA DE HACE 2,5 MILLONES DE AÑOS.
(ESPELEOGÉNESIS: GEOLOGÍA REGIONAL 2)

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Marius van Heiningen

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INTRODUCCIÓN.

Cuando andamos por la montaña y vemos como los arroyos han excavado sus valles entre las montañas, no es tan difícil imaginarnos este proceso. Algo más difícil es lo contrario, es decir visualizar el volumen de roca que ha desaparecido en los últimos miles o millones de años y intentar reconstruir el paisaje antiguo. En este artículo se trata de una reconstrucción aproximada de la paleotopografía alrededor de la Velilla de Valdoré, tal como era hace unos 2,5 millones de años. Que se ha elegido este pueblo no es una casualidad, hace ya más de tres año que el club de espeleología GETOTE trabaja en las cuevas de la zona y el fin de este estudio es aportar una base para un siguiente estudio geológico. La edad elegida tampoco es una casualidad por ser el momento de un cambio radical en el régimen geológico. En el Plioceno, y durante varios millones de años, la erosión ha sido muy lenta, como testifica la falta de sedimentos de este edad en la Cuenca del Duero. Las cumbres consistían de rocas resistentes a la erosión y además tenían unos 250 metros menos de desnivel respecto a los valles. Los valles que estaban situados en rocas de fácil erosión, eran amplios y de poco gradiente hidráulico. Hace unos 2,5 millones de años un levantamiento abrupto de la Cordillera Cantábrica provocó una fuerte erosión, causando una profunda excavación de los ríos y arroyos. Hoy en día las laderas de muchos valles tienen una inclinación más bien apropiado de un relieve alpino. Los fondos planos de los ríos grandes pudieron indicar lo contrario, pero estos tienen su origen en el último glaciar. La figura 1 muestra la topografía actual.

La figura 2 muestra la topografía reconstruida. La topografía es bajada de SigPac.

RECONSTRUCCIÓN TOPOGRÁFICA APROXIMADA.

Con estos datos se puede hacer una reconstrucción aproximada de la topografía de hace unos 2,5 millones de años. La figura 2 muestra el resultado de esta reconstrucción. Se puede observar que los tres arroyos principales (el arroyo de Prida, el arroyo de Bosvil y el arroyo del Villar) ya estaban presentes y su localización era parecida a la actual. Esto no es de extrañar porque la situación global de los ríos y arroyos grandes está determinada por las montañas altas.Para intentar averiguar que influencia tuvieron estos arroyos en la formación de las cuevas Arvajales y la Riera, es fundamental tener una idea de cómo era la geología hace 2,5 millones de años. Usando los datos geológicos (limites de formaciones, direcciones de estratificación y inclinación, etc.) se puede construir un mapa de la paleogeología aproximada (la geología de hace 2,5 Ma), partiendo de la topografía reconstruida como base. Además es probable que con el conocimiento de la distribución de las rocas de entonces, se llega a una mejora de la topografía reconstruida. Sin embargo, la construcción de un mapa de la paleogeología es otra historia.

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RESUMEN de: RÉGIMEN DE DISOLUCIÓN SÚPER RÁPIDA.

(ESPELEOGÉNESIS : MECANISMOS DE DISOLUCIÓN 1)
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Marius van Heiningen

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INTRODUCCIÓN.
En los artículos anteriores hemos hablado varias veces de una velocidad de disolución de caliza rápida y de una velocidad de disolución lenta, lo que hemos llamado régimen de disolución rápida y régimen de disolución lenta. Resulta que hay un tercer régimen, el de la disolución súper rápida. El agua de lluvia que cae sobre la roca desnuda de caliza, no contiene caliza disuelta, es decir su saturación es 0. Esta agua es al principio muy agresivo y es capaz de disolver la caliza muy rápido, hasta que se agota el sobrante de protones (H+). A partir de este momento entramos en el régimen de disolución rápida. El cambio del régimen súper rápida hasta el régimen rápida, ocurre cuando el porcentaje de concentración esta entre el 30 y el 36 por ciento.

La figura 3 muestra el alcance de los tres regímenes de disolución. El intervalo de 30 a 36 por ciento muestra el cambio progresivo entre la disolución súper rápida y la disolución rápida.

RESUMEN.

Aparte de los regímenes de disolución lenta y rápida, también hay un régimen de disolución súper rápida. La disolución súper rápida es causado por los H+ (protones) ya presentes en el agua de la lluvia, cuando este cae sobre la roca caliza desnuda. Al principio no se puede hablar de una reacción de equilibrio, la solución simplemente usa casi todos los H+ para disolver la caliza. Esta reacción es muy rápida y bajo situaciones naturales, los H+ llegan a escasear después de unos 10 segundos. En la mayoría de los casos el desplazamiento del agua no ha llegado a los 30 cm. Para que la solución sigue siendo capaz de disolver la caliza hace falta más H+, los cuales son liberados por la conversión de CO2 en H2CO3. Esta conversión si es una reacción de equilibrio, lo que quiere decir que solo una parte del CO2 disuelto en el agua se puede convertir. La rapidez de esta reacción determina la cantidad de H+ disponible y por tanto determina también la velocidad de disolución, una velocidad todavía bastante rápida. Mientras más CO2 se convierte, menos queda en la solución disuelto, con el lógico resultado que cada vez se puede convertir menos CO2, lo que explica la progresiva disminución de la capacidad de disolución (figura 3). El cambio del régimen de disolución súper rápida hasta un régimen de disolución rápida suele ocurrir cuando el porcentaje de concentración está entre el 30 y 36 por ciento.
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