martes, 22 de diciembre de 2009

ALGUNOS APUNTES ACERCA DE LOS SIFONES EN LAS CUEVAS.

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Marius van Heiningen


INTRODUCCIÓN.

La idea de este artículo fue a raíz de una consulta que me hizo Ricardo Tamayo, miembro de la Asociación Andaluza de Exploraciones Subterráneas (A.A.E.S.), que ha trabajado en la exploración de la Galería Tanzania , una zona nueva descubierta por encima del sifón terminal (S1) en el Sistema del Republicano-Cabito (Villaluenga de Rosario, Cádiz). La consulta se trataba de las posibles continuaciones del sistema, pero también se ha abordado la curiosidad de una presencia de numerosos sifones.
Antes de seguir con este artículo, hay que definir que es un sifón. Un sifón se puede describir como una masa de agua presente en una depresión dentro de una galería y que la llena hasta el techo, haciéndolo imposible de pasarlo sin sumergirse.
Para algunos de nosotros un sifón es el punto de partida de una exploración muy emocionante, pero para la mayoría de los espeleólogos un sifón solo es un obstáculo desagradable y difícil de pasar.


ALGUNAS MANERAS DE INTENTAR PASAR UN SIFÓN.

Cuando una exploración se ha parado bruscamente por el descubrimiento de un sifón, se puede emplear varias maneras para intentar pasarlo.
- Buscar un “bypass”, es decir buscar una galería secundaria que nos lleve al otro lado del sifón. A menudo estas galerías se encuentran por encima del sifón.
- Volver en otro momento con la esperanza que el nivel de agua ha bajado y que el sifón está asequible. Lo normal es volver en época de sequía.
- Intentar vaciar el sifón. Para esto hace falta un sitio donde acumular el agua que se va a sacar y como mínimo una manguera, aunque a veces se ha hecho con los cascos.
- Intentar excavar o desobstruir alguna galería cercana que se dirige en la dirección deseada, con otras palabras: desobstruir un posible bypass.
- Intentar bucear el sifón al pulmón, tarea sumamente peligrosa si no se sabe la extensión del sifón. Personalmente ni siquiera lo considero una opción.
- Llamar a buceadores experimentados. La única solución si se trata de un sifón importante.
Lo que más le interesa al espeleólogo, es saber si después de agotar la primera manera, la segunda, tercera y cuarta manera tienen alguna posibilidad de éxito. Para eso es conveniente saber un poco más acerca de las diferentes clases de sifones.


LAS DIFERENTES CLASES DE SIFONES.

Según la zona donde se encuentran se puede distinguir entre sifones colgados y sifones freáticos. Y a estos dos clases se puede añadir los sifones que se encuentran en los ríos y arroyos subterráneos, que pueden ser tanto colgados como freáticos.

LOS SIFONES COLGADOS.
Un sifón colgado es un sifón que se encuentra claramente por encima de la zona freática, es decir en la zona vadosa o en la zona epifreática. La lógica dice que después del sifón debe de haber galerías secas. Estos sifones se suelen formar porque de un modo u otro se ha llenado una depresión en el trayecto de una galería. Por ejemplo: si una galería tiene la forma de una U, V o M, es posible que en el fondo se acumule suficiente agua para formar un sifón. Un sifón colgado suele bloquear todo progreso por la galería y otro aspecto es que no suele tener ramificaciones, con otras palabras: solo es un tramo de galería inundado. La figura 1muestra un sifón colgado.


La figura 1 muestra un sifón colgado que se ha formado en una depresión local. La sala seca a la derecha es la prueba que no se trata de un sifón freático.

Como se llena un sifón colgado?
Hay varias maneras de que una depresión dentro de una cueva se puede llenar para formar un charco, lago o sifón.
- En galerías fósiles, donde ya no hay cursos de agua importantes, una depresión se puede llenar por infiltraciones y pequeños chorros de agua en época de lluvias o deshielo. Además, la formación de espeleotemas (capas estalagmíticas, cortinas, etc.) puede haber cerrado las posibles fisuras, resultando en una depresión impermeable.
- En galerías vadosas temporalmente activas se puede formar un arroyo que inunda todas las depresiones de su recorrido. Está claro que los sifones que se llenan de este modo siguen teniendo agua durante un tiempo, incluso cuando el arroyo ya se ha secado.
- Las galerías situadas en la zona epifreática se suelen llenar completamente con cada crecida importante. Por lo tanto los sifones y lagos son frecuentes después de cada inundación.
- Por condensación de agua del aire. El aire contiene agua que se puede condensar en las paredes de una cueva. De este modo se pueden formar lagos o sifones con varios metros cúbicos de agua. De todos modos, es un proceso complicado que merece su propio artículo.

Como se vacía un sifón colgado (de modo natural)?
Una vez que una depresión se ha llenado y se ha formado un sifón, pasará un tiempo hasta que el nivel ha podido descender para dejar libre el techo. Este tiempo depende principalmente del volumen del agua que hay que evacuarse, de las fisuras en las paredes y de la longitud del sifón. Cuantas más fisuras tiene la roca y más anchas son, más rápido se vaciará el sifón. La longitud del sifón es importante porque cuanto más largo es, más posibilidades hay para que sea interceptado por una fisura relativamente ancha. Por ejemplo, un sifón de 1 metro de diámetro y 20 metros de largo tiene más posibilidades para ser cortado por una fisura ancha que un sifón de 2 metros de diámetro y solo 5 metros de largo (ambos con el mismo volumen de agua) y por lo tanto es probable que se vaciará antes.
Si la roca no tiene fisuras, el único modo para vaciar el sifón es por evaporación del agua. Esto es un proceso bastante lento y solo funciona si el sifón tiene poco volumen de agua (hasta algunos metros cúbicos).

LOS SIFONES FREÁTICOS.
Cuando una galería desciende completamente por debajo de la capa freática se forma un sifón freático. Sin embargo, al contrario con los sifones colgados, no es raro que un sifón freático empieza en un lago (freático) situado en una sala o galería que continua. Un sifón freático puede ser un tramo de galería inundado o ser el principio de una complicada red de galerías.

Como se llena un sifón freático?
Las galerías situadas en la zona freática normalmente se han formado por debajo de la capa freática y por lo tanto siempre han estado llenas de agua. Sin embargo, es posible que galerías de origen claramente vadosa o galerías con espeleotemas se han inundado por una subida del nivel de base.
Dos ejemplos que muestran una subida de nivel de base son las cuevas costeras que se han inundado por la subida del mar (más de 100 metros) después del último glaciar y las cuevas que se han inundado porque los valles se llenaron con sedimentos, durante los episodios fríos de los últimos 2 millones de años. Una característica importante es que el nivel de un sifón freático suele ser muy constante en época de estiaje. Puedes volver año tras año y encontrar el sifón siempre igual.
Donde se encuentran?
Dentro de las cuevas horizontales se puede encontrar un sifón en cualquier lugar donde una galería desciende por debajo del nivel freático. Sin embargo, en grandes rasgos se puede decir que muchos arroyos y ríos vadosos suelen terminar en un sifón río abajo cuando se acercan a su nivel de base. Si la distancia hasta el río exterior no es grande, la mayoría de estos sifones no son de gran interés. Por otro lado, muchas cuevas terminan en un sifón en su punto más profundo, porque son interceptadas por la capa freática que suele subir montaña adentro (figura 2).
Dentro de los grandes sistemas verticales un sifón freático marca el punto más bajo para los espéleos no buceadores.


La figura 2 muestra un sifón A en las cercanías de un río y un sifón B mucho más montaña adentro, donde el nivel freático suele ser más alto. El dibujo no está en escala.

LOS SIFONES EN LOS RÍOS Y ARROYOS PERENNES.
Los sifones en los ríos perennes (los que fluyen todo el año) son muy conocidos por casi todos los espeleólogos. Siguiendo un río por su curso, se suele ir con el temor de encontrar un sifón. La característica de un río vadoso es que el agua fluye por gravedad (de arriba para abajo) y no por diferencias en presión hidrostática (donde el flujo puede ser hacia arriba). Sin embargo, no todos los ríos vadosos son iguales, ni las posibilidades de encontrar un sifón. Para hacer una diferenciación muy basta, se puede decir que hay ríos y arroyos que descienden por la zona vadosa y que suelen tienen un fuerte componente vertical y que hay ríos prácticamente horizontales que suelen fluir por las galerías más bajas. Estos últimos ríos también son llamados “colectores”, porque son los cursos más profundos a donde todos los demás desagüen. Como un colector es la galería mas baja, no solo es el desagüe de los demás arroyos pero también de todas las fisuras. Lo más frecuente es que las fisuras que se encuentran por debajo de un colector están llenas de agua y por lo tanto se puede decir que los ríos colectores se encuentran exactamente en el límite entre la zona vadosa y la zona freática (olvidándonos un momento de las fluctuaciones que representan la zona epifreática). La figura 3 muestra una sección de un río colector y de la capa freática.


La figura 3 muestra la sección de una galería con un río colector. La zona A es la zona freática y la zona B es la zona vadosa. La apertura de las fisuras se ha exagerado.

En los arroyos y ríos puramente vadosos (los primeros), los sifones que se pueden haber suelen ser de un origen freático, es decir que los arroyos han invadido galerías freáticas fosilizadas. Si un arroyo es completamente de origen vadoso, su curso característico suele ser una alternancia de (estrechos) meandros y pozos (cascadas) con pocas posibilidades a encontrar un sifón. Por lo tanto, en estos ríos los sifones no son muy frecuentes.
Los ríos colectores suelen ser bastante horizontal y al ras de la capa freática y cada vez que el río se mete dentro de la zona freática, se forma un sifón. En este caso los sifones son la regla (ver figura 4). Un río colector suele ser una alternancia de tramos vadosos y tramos freáticos.


La figura 4 muestra el alzado de una galería con un río colector. Los sifones son relativamente frecuentes porque el trayecto de la galería suele aprovechar las estructuras que son preferentes para la disolución (fisuras, ciertas juntas de estratificación, etc.) y se sumerge por debajo de la capa freática. La zona A es la zona freática y la zona B es la zona vadosa.


COMO DISTINGUIR LAS DIFERENTES CLASES DE SIFONES.
Cuando se encuentra con un sifón sin arroyo, se debe de intentar averiguar si se trata de un sifón colgado o freático, porque en el primer caso hay probabilidades de poderlo vaciar o encontrarlo un día con mucho menos agua. Mientras en el segundo caso estas probabilidades son prácticamente nulas.
Si el sifón esta situado en un sitio alto, es decir que hay galerías más bajas y secas en la cercanía, o por el alzado (perfil) de la cueva se puede observar que el sifón está claramente por encima de la zona freática, se trata de un sifón colgado.
Una prueba común es evacuar una pequeña parte del agua (con manguera o casco) para ver lo que pasa con el nivel del agua. Si el nivel bajo algo, por poco que sea, se trata de un sifón colgado. Si no se puede observar ninguna variación se puede tratar de un sifón freático o de un sifón muy grande.
Otra prueba es volver varias veces para observar las variaciones en nivel. De un sifón colgado se puede esperar que se llena rápido para luego vaciarse lentamente, pero más o menos de manera continua. Por ejemplo, si cada fin de semana el nivel ha bajado 10 cm es muy probable que se trata de un sifón colgado. Especialmente si después de una lluvia el nivel se ha subido bastante. Los sifones freáticos pueden subir mucho y rápido (por fluctuaciones en la zona epifreática) pero suelen volver rápidamente a su nivel normal.
Si se bucea un sifón con un nivel constante y se descubre que este es muy profundo y tiene ramificaciones, se puede estar seguro que es un sifón freático. Un sifón colgado muy profundo y además con ramificaciones debe de perder agua por todos los lados y nunca pudiera mantener un nivel constante.
Si se encuentran varios lagos y sifones y todos se encuentran a más o menos el mismo nivel (diferencias de decímetros son inherente a nuestra manera de topografiarse), se trata de la capa freática. Un ejemplo son los lagos y sifones de la Cueva del Yeso (Baena, Córdoba) que se ha topografiado de un modo muy exacta por el G40 de Priego de Córdoba.
Puede haber una situación un poco engañosa: Imaginase que se encuentra con un sifón colgado, que por el otro lado es alimentado por un pequeño arroyo y que el agua se pierde por una fisura en el sifón. El nivel de este sifón será muy constante y será muy difícil de vaciarlo (figura 5), porque realmente se tarta de un sifón presente en un arroyo.


Figura 5: Desde la izquierda parece que se trata de un sifón colgado, pero en realidad es un sifón dentro de un arroyo.


UN EJEMPLO.

El Sistema Republicano-Cabito:
Algunas preguntas acerca de este sistema han sido la motivación para escribir este artículo Tengo que confesar que nunca he entrado en el sistema y que las conclusiones se han sacado por la información que me han dado y por el alzado de la cueva.
En el alzado se puede observar que en prácticamente todas las depresiones topográficas se han formado sifones o lagos (figuras 6 y 7). Cuando se descubrió la Galería Tanzania, se sabían que todos eran sifones colgados, porque se encontraban claramente por encima del sifón más bajo del sistema (Sifón Terminal ). También se han observado alguna vez que el agua del río se estancaba en la entrada de la cueva, lo que significa que toda la cueva se había llenado, especialmente porque se trata de varias galerías que se interconectan y no hay pasos muy estrechos que pudieron impedir el lleno total. Por lo tanto se puede concluir que toda la cueva se encuentra en la zona epifreática, lo que explica la gran cantidad de sifones.
El sifón terminal se ha buceado hasta 60 metros de profundidad y después de una crecida el sifón siempre vuelve a la misma cota (-196 metros), lo que indica que se trata de un sifón freático.


La figura 6 muestra el Sistema Republicano con sus numerosos sifones y lagos.


La figura 7 muestra la galería recién explorada: la Galería Tanzania con varios sifones colgados, mientras que el sifón terminal es un sifón freático.

La topografía del sistema es el fruto de un trabajo de 6 años de exploración y topografía por la Asociación Andaluza de Exploraciones Subterráneas (A.A.E.S.).

domingo, 15 de noviembre de 2009

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.

sábado, 3 de octubre de 2009

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.

domingo, 6 de septiembre de 2009

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


Marius van Heiningen

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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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domingo, 16 de agosto de 2009

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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viernes, 24 de julio de 2009

La solubilidad y disolución de yeso.


La solubilidad y disolución de yeso.

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

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.


AMBIENTE DE DEPOSICIÓN DE YESO.

El yeso y el anhidrita son dos minerales íntimamente relacionados, pudiéndose transformar el uno en el otro según las circunstancias. El yeso es un sulfato de calcio con cierta cantidad de agua y el anhidrita es el mismo sulfato de calcio sin agua. La formula de yeso es CaSO4 (H2O)2 y la de anhidrita es CaSO4.

En sistemas naturales la deposición de yeso es lo más frecuente porque la deposición de anhidrita necesita temperaturas superiores a aproximadamente 50 ºC. Solo si la concentración del agua es muy grande el anhidrita se deposita a temperaturas más bajas. La conclusión es que aunque la anhidrita se puede depositar, lo normal es la formación de yeso.

El yeso y el anhidrita son rocas evaporíticas o salinas, lo que quiere decir que se han formado por la evaporación del agua que los contiene disueltos. Con la evaporación aumenta la concentración de las sales hasta llegar al punto de saturación y a partir de este momento se depositan. Cuando aumenta la concentración de sales también aumenta la densidad del agua. Cuando la densidad del agua llega a 1,04 se precipita la primera sal, que es la calcita. Las siguientes son el yeso y el anhidrita, cuando la densidad del agua es 1,13. La sal común (halita) no se suele depositar hasta que la densidad llega a 1,20. Las densidades son aproximadas porque la precipitación depende de varios factores más, como por ejemplo la temperatura y la presencia de otras sales. Por lo tanto una formación de yeso puede estar acompañado por caliza y (a veces) sal común.

Hay dos ámbitos naturales importantes de deposición de yeso: Las lagunas costeras con una comunicación intermitente con el mar abierto y las sabkhas (o sebkhas). En las lagunas costeras el aumento en la concentración de sales por evaporación de agua, depende en gran medida de la facilidad con que puede entrar agua del mar abierto. Lo más común es sedimentación de calcita y yeso, porque una eventual deposición de anhidrita o sal es disuelta con una nueva entrada de agua fresca. En este ambiente la deposición de yeso es subacuática.
Las sabkhas son llanuras situadas inmediatamente al lado del mar. Las sales llegan a esta llanura por mareas (muy) altas, como un “espray” con el viento y por agua subterránea procedente del mar que reemplaza el agua evaporada. Los sabkhas principalmente se forman en ambiente áridas. La deposición de yeso es dentro del sedimento que constituye la sabkha.


CICLO DE TRANSFORMACIÓN YESO-ANHIDRITA-YESO.

Cuando el yeso es tapado con otros sedimentos, aumenta poco a poco la presión que ejercen las rocas subyacente y el yeso es deshidrata y transformado en anhidrita. La profundad en lo que ocurre este proceso es variable, pero la mayoría del yeso se convierte en anhidrita entre los 300 y 500 metros de profundidad (figura 1). Cuando por el proceso de levantamiento e erosión la anhidrita se acerca a la superficie, entonces el proceso es invertido y el anhidrita es hidratado retransformándose en yeso. La mayoría del anhidrita se retransforma en yeso a una profundidad de menos de unos 150 metros.

La figura 1 muestra el ciclo de transformación yeso-anhidrita-yeso. El yeso primario es depositado en lagunas y sabkhas y es transformado en anhidrita a una profundidad de entre 300 y 500 metros. Cuando por levantamiento e erosión el anhidrita se acerca otra vez a la superficie, esta se transforma en yeso secundario.

De este modo esta claro que el yeso donde encontramos las cuevas poco tiene que ver con el yeso que originalmente se había depositado. La mayoría de los yesos secundarios tienen un aspecto grueso cristalino, granular o amorfo, que puede ser transparente (selenita) o de un opaco blanco (alabastro), a veces con tintes de marrón, gris, amarillo o rosa. El proceso de hidratación puede estar acompañado con un aumento en volumen, cuya presión puede originar fisuras en el yeso, aunque a menudo no parece ser el caso. A veces dentro del yeso se puede encontrar tramos de anhidrita que (todavía) no se ha hidratado.


LA SOLUBILIDAD DE YESO.

La solubilidad de yeso en agua pura a una temperatura de 20ºC es 2,53 gramos por litro, lo que es entre 10 y 30 veces mayor que la solubilidad de carbonato cálcico (CaCO3), en presencia de anhídrido carbónico (CO2). Sin embargo, la solubilidad no es un constante pero depende de varios factores, como por ejemplo: la temperatura del agua, la presencia de otras sales, la diferencia entre la presión litostática sobre el agua subterránea y la roca, y el tamaño de los granos que constituyen la roca.

LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA TEMPERATURA.
La solubilidad de yeso aumenta con la temperatura hasta llegar a un máximo de 2,66 gramos por litro a una temperatura de 43 ºC. El aumento en solubilidad desde 0 ºC hasta 43 ºC es más de un 20 por ciento (figura 2). A partir de este máximo la solubilidad disminuye con un aumento de la temperatura. Esta característica nos indica que mezclas de aguas (casi) saturadas pero de diferentes temperaturas puede reanudar su capacidad de disolución.

La figura 2 muestra la curva de solubilidad de yeso basado en datos experimentales de Blount y Dickson (1973). El máximo de 2,66 gramos por litro a 43 grados Celsius está indicado.

LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA PRESENCIA DE OTRAS SALES.
Por varias razones la presencia de sales disueltas aumentan la solubilidad de yeso drásticamente. Por ejemplo una concentración de 35 gramos por litro de sal común (NaCl), lo que es aproximadamente la concentración de agua del mar, duplica la solubilidad (figura 3)

La figura 3 muestra la solubilidad de yeso en presencia de sal común (NaCl). Con una concentración de 35 gramos por litro (agua del mar) se dobla la solubilidad de yeso. Figura adaptada de Sherternina (1949).

LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA PRESIÓN SOBRE LA ROCA.
Cuando la presión sobre la roca es más grande que la presión sobre el agua dentro de la misma roca, la solubilidad de yeso aumenta. Un ejemplo de esta situación es lo siguiente:
Si a una profundidad de 50 metros hay un curso de agua libre, la presión del agua es igual a la presión atmosférica, pero la presión dentro de la roca es igual a la presión atmosférica más el peso de 50 metros de roca. El aumento de la solubilidad en este ejemplo es de un 6 por ciento.

LA SOLUBILIDAD DE YESO Y EL TAMAÑO DE LOS GRANOS DE LA ROCA.
La solubilidad de los granos y cristales pequeños es mayor que la solubilidad de granos más grandes. Entonces es posible que una solución está saturada respecto a los granos grandes, pero no lo está respecto a los granos pequeños. El resultado puede ser que el yeso que se disuelve de los grano finos, inmediatamente se precipita sobre los granos grandes, lo cual tiene sus consecuencias para la porosidad y permeabilidad de la roca.


LA DISOLUCIÓN DE YESO.

La disolución de yeso es bastante más sencilla que la disolución de carbonato cálcico y se puede resumir con la siguiente fórmula:

CaSO4(H2O)2 ↔ Ca2+ + SO42- + 2 H2O

El proceso de disolución de yeso en agua:
El yeso que está en contacto con el agua se disuelve instantáneamente, y por lo tanto el agua que se encuentra inmediatamente en contacto con el yeso siempre está completamente saturada. La concentración de yeso en el resto del flujo suele ser bastante menor. Entre el agua pegada a la pared de yeso y el resto del flujo hay una zona donde la concentración disminuye desde saturada hasta el valor del flujo (figura 4). Esta zona se llama en inglés “boundary layer” y es una capa de agua donde el yeso disuelto se mueve poco a poco desde la pared hacia el resto del flujo. En este artículo se denomina como capa de difusión. El proceso de difusión desde la pared hacia el resto del flujo controla la velocidad de disolución de yeso, y depende principalmente del grosor de la capa de difusión. En el caso de yeso este grosor es relativamente grande (por causa de la distribución de la carga eléctrica de las moléculas de yeso), sin embargo, la velocidad de disolución en yeso es mucho mayor que en caliza.

La figura 4 muestra la capa de difusión, situada entre la roca de yeso y el resto del flujo. La concentración está saturada muy cerca de la roca y disminuye hacia el resto del flujo. Las moléculas se mueven desde la roca hacia el resto del flujo. El tamaño de las moléculas de yeso se ha exagerado.

LA DISOLUCIÓN DE YESO Y LA VELOCIDAD DEL FLUJO.
La disolución de yeso aumenta considerablemente con la velocidad del flujo. La razón es la siguiente:
Cuando la velocidad del flujo aumenta, también aumentan las fuerzas de tracción sobre la capa de difusión y esta pierde parte de su grosor (la parte más lejana de la pared). El gradiente de concentración en la capa de difusión aumenta y por lo tanto las moléculas de yeso pueden traspasar la capa más rápido. Lo que significa que la velocidad de disolución también aumenta porque por cada molécula de yeso que sale de la capa de difusión, otra molécula de yeso es disuelta de las pared. La conclusión es que si la velocidad de difusión aumenta (porque la capa es más fina), también aumenta la velocidad de disolución. De este modo un aumento en velocidad de flujo aumenta la disolución.
Cuando un flujo laminar cambia hacia un flujo turbulento, se calcula que la disolución exhibe un aumento muy marcado (hasta 10 veces más).

RÉGIMEN DE DISOLUCIÓN RÁPIDA Y DISOLUCIÓN LENTA.
La disolución de yeso es muy rápida hasta que la solución llega a una saturación de aproximadamente un 90 por ciento. A partir de este porcentaje la velocidad de disolución disminuye enormemente. Análogo al caso con carbonato cálcico (Mecanismos que influyen en la formación de una estrecha fisura hasta un proto-conducto), se puede definir un régimen de disolución rápida y un régimen de disolución lenta (figura 5).

La figura 5 muestra la curva de velocidad de disolución de yeso. La solución llega a un porcentaje de saturación de 90 por ciento en poco tiempo y por lo tanto representa el régimen de disolución rápida. Entre el 90 y 100 por ciento la velocidad de disolución disminuye mucho y este intervalo representa el régimen de disolución lenta.


CONSECUENCIAS PARA LA FORMACIÓN DE CUEVAS.

Las características especificas de la solubilidad y la disolución de yeso, hacen que hay ciertas diferencias entre yeso y caliza respecto al desarrollo de una cueva.

DESARROLLO DE LAS FISURAS Y PROTO-CONDUCTOS.
Primero se resume la formación de un proto-conducto en caliza.
La cantidad de agua que pasa por una estrecha fisura depende principalmente del gradiente hidráulico y del diámetro de la fisura. La fisura se ensancha muy rápido por el lado por donde entra el agua, porque el agua está poca saturada. Al contrario, la salida de la fisura se ensancha muy lento porque el agua está casi saturada y este lado funciona como cuello de botella: la cantidad de agua no puede aumentar considerablemente hasta que se ensancha esta salida. Aunque el aumento en caudal es muy lento, lo importante es que sea continuo, porque esto causa un lento pero paulatino aumento en la velocidad del flujo y una disminución del porcentaje de saturación a la salida. Ambos efectos forman un bucle y el ensanchamiento de la salida es cada vez más rápido. Cuando el diámetro de la salida ha llegado a aproximadamente 1 centímetro, hay un marcado aumento en disolución y el ensanchamiento llega a un máximo (evento de ruptura). Se dice que la fisura se ha convertido en proto-conducto.

Por la mayor solubilidad y velocidad de disolución en yeso puede parecer lógico que las fisuras en yeso se desarrollan mucho más rápido que en caliza. Con una mayor solubilidad, la misma cantidad de agua puede disolver más roca y por lo tanto es un factor favorable. Sin embargo, una mayor velocidad de disolución causa que una solución llegue más rápido al punto de saturación (figura 5) y por lo tanto el agua sale más saturada al final de la fisura. La combinación de ambos factores hace posible que el ensanchamiento de la salida de una fisura muy estrecha en yeso es comparable con el desarrollo de una fisura muy estrecha en caliza. Aparentemente el mecanismo del régimen de disolución lenta funciona mejor en caliza que en yeso, y es justo este mecanismo que abre las fisuras más estrechas. Si la fisura no es tan estrecha, el mecanismo de mayor caudal-mayor disolución gana en fuerza. Por esta razón es probable que las fisuras más anchas se desarrollan más rápido en yeso que en caliza.

Si una fisura ha llegado al estadio de proto-conducto, el caudal es tan grande que el agua no llega a saturarse en toda la fisura. Tanto la mayor solubilidad como la mayor velocidad de disolución causan un ensanchamiento mucho mayor en yeso. De caliza se sabe que la velocidad máxima del retroceso de las paredes es alrededor de 0,1 mm por año. Si en yeso existe una velocidad máxima, esta es mucho mayor. De todos modos, en la naturaleza la disolución está restringida por el máximo caudal disponible, y por lo tanto sería prácticamente imposible llegar a su máximo teórico.

En otras palabras: la duración del desarrollo de fisuras muy estrechas puede ser del mismo orden que en caliza, mientras que el desarrollo de fisuras más anchas es más rápido. El desarrollo de los proto-conductos hasta galerías es mucho más rápido que en calizas. Teóricamente es posible que una galería de 2 metros de diámetro se puede formar en (mucho) menos de 1000 años.

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.

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.

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).


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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