ESPELEOGÉNESIS: La Formación de Cuevas

Unas reglas básicas para determinar el área de recarga de una cueva.

2011-07-27T20:55:00.002+02:00

Unas reglas básicas para determinar el área de recarga de una cueva.

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

El área de recarga de una cueva es el área que alimenta su acuífero, bien por infiltración directa (lluvia , nieve), por escorrentía e infiltración subsiguiente o por absorción de cursos superficiales (arroyos, ríos, lagos). Para los espeleólogos es un factor importante, porque, por un lado puede indicar la procedencia de los flujos subterráneos que podemos encontrar dentro de la cueva, y por otro lado es un indicador muy valioso para determinar el desarrollo potencial que puede tener la cueva que estamos explorando.

Además, si se trata de áreas de recarga grandes nos ayuda a aproximar los máximos de caudal durante las crecidas, muy importante por su aspecto de seguridad. Por ejemplo, no es raro que una tormenta descargue enormes cantidades de lluvia mientras se encuentre invisible detrás de una montaña, resultando en súbitas subidas del nivel de agua por decenas (y hasta cientos) de metros en poco tiempo.

Sin embargo, la determinación del área de recarga no es tarea fácil, porque no consiste simplemente en delimitar los afloramientos de la formación geológica en donde se ha formado la cueva, sobre un mapa geológico. Hay varios factores que juegan su papel y es importante reconocerlos e intentar averiguar su impacto. Ejemplos de algunos de estos factores son: las barreras tectónicas, múltiples desagües de un solo macizo calcáreo, afloramientos separados, la escorrentía de la lluvia o la presencia de sumideros. Por tanto hace falta ordenar algunas reglas básicas, que intentamos a continuación.

En uno de los siguientes artículos se aplicarán estas reglas sobre el acuífero del Pozo Azul (Covanera, Burgos), la cueva sumergida más larga del mundo, en un intento de averiguar el potencial de la longitud de este grandioso sistema.

UNAS REGLAS BÁSICAS.

Existen algunas reglas básicas que pueden ser de gran ayuda para nuestros intentos de establecer los limites del acuífero que alimenta la cueva que estamos explorando:

1) Los macizos calcáreos drenan hacia sus puntos topográficamente más bajos. Por tanto hay que localizar todas las fuentes importantes, para identificar los diferentes acuíferos.

2) El gradiente hidráulico es importante porque nos indica la probabilidad de desagüe de una zona particular (y dentro del mismo afloramiento) hacia nuestra cueva o hacia otro lugar.

3) La presencia de anticlinales, sinclinales y fallas.

4) Los afloramientos separados por rocas superiores: puede formar parte del mismo acuífero.

5) Los afloramientos separados por rocas inferiores: NO suele formar parte del mismo acuífero.

6) Las pendientes superiores pueden alimentar al acuífero por escorrentía; además es posible que ríos y arroyos puedan ser (parcialmente) absorbidos en sumideros.

ALGUNAS NOTAS ACERCA DEL TÉRMINO ACUÍFERO.

La mayoría de las definiciones de acuífero coinciden más o menos con la definición de la Wikipedia: “Un acuífero es aquel estrato o formación geológica permeable que permite la circulación y el almacenamiento del agua subterránea por sus poros o grietas”.

Bueno, desde el punto de vista como depósito de agua, útil para fines tales como la agricultura, la industria o la alimentación de la población, esta definición está muy bien. Sin embargo, como espeleólogos nos interesa la circulación del agua en relación con la cueva que estamos investigando. Por tanto prefiero usar el termo acuífero en el siguiente sentido: “Acumulación y circulación de agua dentro de un estrato que es drenado por una cueva”. Soy consciente de que en la práctica puede haber algún problema, por ejemplo: imagínese dos grandes cuevas que desagüen hacia lados opuestos de un macizo, normalmente se trata de dos acuíferos. Pero, ¿qué ocurriría si estas están conectadas por unas galerías fósiles y superiores, ya sin significado hidrológico actual, formando de este modo un solo sistema? Entonces se trata de una cueva con dos acuíferos.

Al lo mejoy manejable. Una consecuencia de esta definición es que en la mayoría de los casos, cada manantial grande y alejado de otros manantiales grandes, tiene su propio acuífero. Digo en la mayoría de los casos, porque a veces un acuífero (una cueva) desagua en dos o más manantiales y además tampoco cuento los manantiales que sólo funcionan en tiempos de crecida.

LOS ACUÍFEROS SUELEN DESAGUAR CERCA DE SUS PUNTOS TOPOGRÁFICAMENTE MÁS BAJOS.r la definición debe de ser: “Acumulación y circulación de agua dentro de un estrato que es drenado por la parte activa de una cueva”. Donde una cueva puede tener dos o varios partes activas.

Aunque incluso aquí puedo imaginar algunas objeciones, creo que se trata de una definición bastante práctica

La circulación del agua dentro de un macizo de caliza no es al azar, sino por niveles y estratos favorables, guiada por fisuras (fallas, diaclasas y juntas de estratificación). Sin embargo, todos los acuíferos tienen la tendencia de manar cerca de sus afloramientos topográficamente más bajos. Por tanto, cuando se estudia el área de recarga de un acuífero, hay que buscar estos puntos sobre el mapa geológico. En general se encuentran donde la formación en cuestión es cortada por un valle mayor.

Es frecuente que un macizo desagüe hacia varios puntos bajos, que no necesariamente deben de tener una altitud similar. Por esta razón hay que tener en cuenta todos los puntos bajos locales, aunque se encuentran a una altitud mayor que el punto bajo principal. Por ejemplo, la figura 1 muestra dos puntos bajos de un macizo: El punto A es el punto más bajo en altura absoluta y por tanto lo llamamos el punto bajo principal. El punto B es un punto bajo local, por ser el punto más bajo de sus alrededores, sin ser el punto más bajo absoluto. El acuífero que mana en A es más grande que el acuífero que mana en B. Ambos puntos bajos se han formado por incisión de los valles.

La figura 1 muestra que el punto más bajo del macizo se encuentra en A, donde se ha formado el manantial de mayor caudal. La parte de la derecha del macizo tiene un gradiente hidráulico favorable hace el punto B, y se ha formado un acuífero de menor caudal.

Del mismo modo que los puntos bajos indican la posición de los manantiales, los limites de los afloramientos situados a una cota topográficamente alta, aseguran la imposibilidad de manantiales principales. Por ejemplo, la figura 2 muestra claramente que el punto A es el único punto posible hacia donde se puede desarrollar el drenaje subterráneo, porque entre los puntos B1 y B2 nunca se podrán formar grandes manantiales, simplemente porque el agua no fluye hacia arriba. Este ejemplo es particularmente aplicable al acuífero del Pozo Azul.

La figura 2 muestra un ejemplo de drenaje hacia el punto más bajo, a la vez demostrando la imposibilidad de drenaje hacia los límites altos (B1 y B2). Las líneas azules indican las galerías sumergidas (freáticas) y las líneas en violeta las galerías vadosas.

EL GRADIENTE HIDRÁULICO.

En los artículos que trataron la formación de los protoconductos hemos visto que el gradiente hidráulico es uno de los parámetros principales que determinan su génesis. Recordamos la definición del gradiente hidráulico: la diferencia en altura entre dos puntos, dividido por la diferencia de su distancia horizontal. Por ejemplo: un desnivel de 100 metros sobre una distancia horizontal de 300 metros tiene el mismo gradiente hidráulico que un desnivel de 200 metros sobre una distancia de 600 metros en horizontal. Volviendo a la figura 1, ahora podemos entender que se ha desarrollado un drenaje tanto hacia A como hacia B, además de que la mayor distancia horizontal del drenaje A coincide con su mayor desnivel. Bueno, como consecuencia es lógico que al principio se puedan formar hasta unos cuantos puntos de desagüe.

Lo que pasa es que el punto más bajo absoluto puede formar el desagüe más profundo y que después del colapso del gradiente hidráulico (por el aumento del diámetro de las galerías, ver artículos anteriores) finalmente puede captar muchos de los otros desagües que se han instalado a una altura mayor (figura 3). Sin embargo, esto no ocurrirá siempre porque entre otras cosas:

1) Si el punto bajo principal se encuentra cerca de la base de la formación, puede que con el tiempo esta base se quedará colgada en la pared del valle, evitando la posibilidad de profundización del manantial. De este modo un desagüe principal puede llegar a ser obsoleto y su drenaje puede ser capturado por otro manantial (figura 4).

2) Puede que los diferentes desagües estén separados por barreras tectónicas como anticlinales o fallas, cuya importancia además se puede aumentar con el tiempo, por la continua incisión de los valles. Es decir, un anticlinal que antes no tenía importancia con el tiempo se puede convertir en una barrera, modificando los límites de los acuíferos (figura 9).

La figura 3 muestra la misma situación topográfica y geológica que la figura 1. Sin embargo, con el tiempo y por ventaja de gradiente hidráulico, el manantial A ha captado el caudal del manantial B. El manantial B se ha quedado seco e incluso podría funcionar como sumidero. El trayecto de captura está indicado en verde.

La figura 4 muestra la misma situación topográfica y geológica que la figura 1 y 3, con la diferencia que en este caso los valles se han profundizado por la erosión. El manantial A se ha quedado colgado en la pared del valle, mientras que el manantial B se ha profundizado, resultando en el manantial B1. En lugar de la captación del caudal del manantial B por A (como ha ocurrido en la figura 3), el caudal de A es captado por el manantial B1. La línea negra indica la capa freática.

SINCLINALES Y ANTICLINALES.

Aunque son formas tectónicas bastante conocidas, vamos a resumir sus características elementales. Suponemos 4 formaciones sedimentarias depositadas en una posición horizontal. La formación marrón es la más antigua y la azul la más reciente (figura 5A). Imagínase que por una razón tectónica todo este paquete de estratos se ha deformado, de tal forma que se han formado dos pliegues. El pliegue de la izquierda es un anticlinal y el pliegue de la derecha es un sinclinal (figura 5B). A continuación se ha dibujado la situación topográfica después de que se ha establecido una superficie por la erosión (figura 5C).

Observación: En el núcleo del anticlinal afloran las rocas más antiguas y en el núcleo del sinclinal afloran las rocas más jóvenes. Esto último es un requisito para ambos:

Anticlinal: rocas en núcleo más antiguas.

Sinclinal: rocas en núcleo más modernas.

ANTIFORM Y SINFORM.

Si no se tiene en cuenta la edad de las rocas, entonces se puede decir que el pliegue de la izquierda tiene un antiform (forma cóncava) y el pliegue de la derecha un sinform (forma convexo).

La mayoría de los anticlinales tienen un antiform y la mayoría de los sinclinales un sinform. Sin embargo, un antiform con rocas más jóvenes en el núcleo sigue siendo un sinclinal y un sinform con rocas antiguas en su núcleo es un anticlinal.

La figura 5A muestra una secuencia de cuatro formaciones horizontales. En 5B las formaciones se han plegado para formar un anticlinal (a la izquierda) y un sinclinal (a la derecha). Mientras que 5C muestra la situación con el relieve, causado por la erosión. En el núcleo del anticlinal se encuentran los estratos más antiguos, mientras que en el núcleo del sinclinal se encuentran los estratos más jóvenes.

Nota: Los pliegues tienen muchas más características como: charnela, simetría, eje de pliegue, plano axial, flancos, etc. Se supone que estos términos son más o menos conocidos, sin embargo, en la wikipedia se encuentra más información buscando por el término “plegamiento”.

COMO RECONOCER LOS ANTICLINALES Y SINCLINALES EN UN MAPA GEOLÓGICO.

La figura 6 muestra un mapa geológico, indicando el trazado de un anticlinal (a la izquierda) y un sinclinal (a la derecha), además de una línea de perfil AB. El perfil AB pudiera coincidir fácilmente con la situación mostrada en la figura 5C, confirmando la sucesión de un anticlinal y un sinclinal desde la izquierda hacia la derecha

La figura 6 muestra el trazado de un anticlinal (a la izquierda) y de un sinclinal (a la derecha) sobre un mapa geológico. El perfil AB coincide con la figura 4C.

Entonces, para encontrar los anticlinales y sinclinales en el mapa geológico hay que buscar en las zonas dónde los limites de las formaciones (o unidades) muestran una fuerte curvatura. Y a continuación hay que determinar si la roca que se encuentra en el núcleo de la curvatura es más antigua o más reciente para saber si se trata de un anticlinal o un sinclinal (la razón es que muchos de los anticlinales y sinclinales pequeños no están identificados en el mapa geológico y los tenemos que determinar nosotros mismos).

CUIDADO CON LAS LÍNEAS DE ALTURA.

Sin embargo, siempre hay que tener en cuenta la topografía del terreno. Por ejemplo, suponemos que las formaciones de la figura 6 se encuentran en una posición horizontal.

En la figura 7 superior se ha dibujado una situación similar a la figura 6, pero con las curvas de nivel añadidas. Se puede ver que las líneas de altura son paralelas a los límites de las formaciones. La figura 7 inferior muestra el perfil AB, y ¡vaya sorpresa!:Lo que parece un anticlinal resulta ser un valle y lo que parecía un sinclinal es un sobresaliente de un altiplano.

La figura 7 muestra que hay casos donde la curvatura de los limites de las formaciones nada tiene que ver con anticlinales y sinclinales, porque este efecto también puede ser debido a los niveles topográficos, especialmente si se trata de estratos de baja inclinación.

Es más, lo que puede parecer un sinclinal, en realidad puede ser un anticlinal. Por ejemplo: Un anticlinal cuyos flancos tienen una inclinación inferior a la inclinación de la superficie. Por ejemplo:

La figura 8A muestra un afloramiento de una formación más moderna, totalmente rodeado por una formación más antigua: ¡Bingo!, esto debe de ser un sinclinal.....¡pues no!

En este caso se trata de un anticlinal cuyos flancos inclinan menos que la topografía, la formación más joven se ha quedado como un resto elevado en el terreno, probablemente debido a una mayor resistencia a la erosión (figura 8B).

La figura 8A muestra una formación más joven (en verde) rodeada por una formación más antigua (marrón) y por tanto parece que se trata de un sinclinal. La figura 8B muestra que en este caso se trata de un anticlinal cuyos flancos se inclinan menos que la pendiente del terreno. El molino indica que se trata de una zona perteneciente al acuífero del Pozo Azul (como sabrán los conocedores de la zona).

UN ANTICLINAL QUE SE CONVIERTE EN UNA BARRERA TECTÓNICA.

La superficie y los puntos de desagüe de los acuíferos van bajando con el tiempo, debido a la erosión, lo también significa que estructuras que se encuentran en el subsuelo van subiendo con el tiempo (por lo menos en sentido relativo). De este modo es posible que una estructura que inicialmente no implica ningún impedimento para los flujos subterráneos, se transforme en una barrera tectónica modificante. Por ejemplo, un flujo que pasa por encima de un anticlinal (antiform) puede ser separado en dos acuíferos cuando el anticlinal se acerca a la superficie (figura 9).

Además, como la formación impermeable (en verde) impide la profundización de las galerías más bajas, se provoca un cambio de un régimen freático hacia un régimen vadoso.

AFLORAMIENTOS SEPARADOS POR ROCAS SUPERIORES.

En el caso de los afloramientos de una misma formación que en el mapa geológico se encuentran separados por rocas superiores, es posible que estén comunicados, formando un solo acuífero. La figura 10 superior muestra un mapa geológico donde se muestran 3 afloramientos de la formación roja. La figura 10 medio, muestra cómo los 3 afloramientos pueden formar parte de un solo acuífero, están conectados mediante sinclinales y anticlinales. La figura 10 inferior muestra otra posibilidad de conexión.

En resumen: si los afloramientos están separados por rocas superiores, siempre hay que contar con la posibilidad de que formen parte del mismo acuífero.

La figura 9 superior muestra un acuífero que recoge la precipitación sobre el macizo y parte del caudal de un río situado en B. El sistema mana en A y está instalado por encima de un anticlinal, que hasta este momento ha tenido poca influencia en su desarrollo. Los flujos vadosos están en violeta y los freáticos en azul. La capa freática baja desde B hacia A.

Figura 9 inferior: La erosión de los valles causa una subida relativa del anticlinal y en este caso tiene como consecuencia la partición del sistema en dos acuíferos: A y B. Además, el acuífero A se ha quedado completamente en régimen vadoso. Estos cambios han ocurrido porque el anticlinal no deja que las galerías inferiores y situadas inmediatamente por encima de roca insoluble(verde) se profundice. En otras palabras, el anticlinal funciona como una barrera tectónica.

La figura 10 superior muestra un plano geológico ficticio con 3 formaciones geológicos (en verde, marrón claro y rojo), de la cual la formación roja muestra 3 afloramientos separados. La figura del medio y la inferior muestran 2 ejemplos de cómo los diferentes afloramientos (en rojo) pueden estar conectados por debajo de una formación superior (en marrón claro). En ambos se ha podido desarrollar un sistema hidrológico conectado.

AFLORAMIENTOS SEPARADOS POR ROCAS INFERIORES.

Cuando los afloramientos de una formación están separados por una formación inferior, entonces normalmente no están conectados (figura 11).

En casos de una severa deformación tectónica es posible que pueda existir una conexión entre los afloramientos. Sin embargo, con la ayuda de los planos y perfiles geológicos, lo normal es que esta posibilidad se puede probar o negar.

La figura 11 muestra dos afloramientos (en verde) separados por una formación inferior (en roja), mostrando que no forman parte de la misma unidad hidrológica.

SUMIDEROS Y ESCORRENTÍA.

Es muy frecuente que una (gran) parte del caudal que recorre las galerías subterráneas proviene de cursos de aguas superficiales (arroyos, ríos, lagos, etc.). El agua se mete en los sumideros y a partir de ese momento ayuda en la formación de las cuevas. Por tanto, hay que examinar todos los cursos acuáticos que están en contacto con los afloramientos de la formación en cuestión, con especial atención a los flujos que de repente terminan en el mapa.

Por otro lado, puede ser importante la escorrentía de las laderas que en su parte superior están compuestas de roca impermeable y en su parte inferior de roca calcárea. La precipitación que se acumula en la parte superior puede ser absorbida en la parte inferior, aumentando el área de recarga. La escorrentía puede formar pequeños arroyos, aunque es frecuente que se filtre hacia la base de la capa del suelo, para moverse entre la roca impermeable y el suelo (es decir, invisible a la superficie).

NOTA FINAL.

Este artículo no es una tesis exhaustiva de todos los elementos que juegan un papel en la determinación del área de recarga de una cueva. Sólo he enumerado unas cuantas situaciones importantes con algunos ejemplos, para visualizar los problemas con los que hay que contar en esta tarea. Espero disponer de tiempo para demostrar estas reglas en la determinación del área de recarga del Pozo Azul (Burgos).

Cueva de Paño

2011-06-22T20:48:00.006+02:00

Cueva de Paño

A continuación otro de los excelentes reportajes de nuestro fotógrafo espeleológico Félix Martínez.

La Cueva de Paño se encuentra cerca del pueblo Puentedey, en el norte de la provincia de Burgos (España).

Se trata de una cueva cerrada, condición indispensable para proteger su enorme tesoro de concreciones. Para obtener información acerca de las condiciones para poder visitar la cueva se puede contactar con el Grupo Espeleológico Merindades. Datos acerca de este grupo se puede encontrar en el siguiente enlace de la Federación de Espeleología de Castilla y León: http://www.fedespeleocyl.com/grupos.htm

Más información acerca de la propia cueva se puede encontrar en el siguiente enlace: http://www.grupoedelweiss.com/pdf/cubia1d.PDF
escrito por Roberto F. García Gómez y publicado en Cubia, boletín nº 1, 1999.

Para ver el reportaje, pinchar sobre la foto:

NOTA: Para verlo en pantalla completa, pinchar sobre el pequeño rectángulo con 4 flechitas que se encuentra a la derecha de la fila de fotos.

Química elemental para la disolución de calcita (II):

2011-06-04T17:07:00.002+02:00

El dióxido de carbono (CO2) y el pH del agua.

Marius van Heiningen

PRÓLOGO.

Este artículo es la continuación del artículo “Química elemental para la disolución de calcita (I): Conocimientos básicos”. Puede ser de interés para el aficionado que quiere saber algo más acerca de la influencia del dióxido de carbono sobre la pH del agua, y finalmente (otro artículo) sobre la disolución de calcita. Soy conciente que para algunos puede parecer muy seco y poco interesante, no sé, igual con un poco de empeño no resulta tan aburrida, suerte.
También se recomienda de leer este artículo en pdf, porque en este formato las formulas no se cambian. Para hacerlo, pinchar en el título.

INTRODUCCIÓN.

En este artículo se explicará como se puede calcular el pH, una medida para la acidez de una solución, de agua que está en contacto con el gas dióxido de carbono.
El dióxido de carbono (CO2) es un gas natural que forma parte del aire que respiramos y cuyo contenido actualmente (octubre 2010) es un 0,039 por ciento. También es denominado como gas carbónico o anhídrido de carbono, aunque estos nombres están cada vez más en desuso. Aunque se trata de un gas traza (gas presente en pequeñas cantidades), su omnipresencia hace que toda agua presente en la atmósfera entre en contacto con el.
Y .....¿Que pasa cuando agua está en contacto con el gas dióxido de carbono?
La respuesta es que parte del gas se disuelve dentro del agua, donde forma el ácido carbónico (H2CO3), un ácido capaz de disolver caliza. La capacidad de disolución de caliza por agua ácida depende de la cantidad del gas que se haya disuelto en ella.
Además, el contenido de dióxido de carbono en el aire del suelo es mucho más elevado, desde un 0,039% hasta un 20 %, en casos muy especiales, lo que significa que el agua del suelo tiene mucha más capacidad para disolver caliza.

La figura 1 muestra las formulas más importantes de este artículo.

LA DISOLUCIÓN DE DIÓXIDO DE CARBONO EN AGUA.

LA FORMACIÓN DE ÁCIDO CARBÓNICO.
El gas dióxido de carbono presente en el aire y en el suelo, puede pasar a la superficie del agua. Una vez en el agua, las moléculas de dióxido de carbono son hidratadas, es decir que se encuentran rodeadas por moléculas de agua, en una relación muy estrecha. Este proceso de hidratación es lento. En formula:

CO2 (g) ↔ CO2(aq)                                                                                                                              (1)

Solo una pequeña fracción (algunas milésimas) del dióxido de carbono hidratado reacciona con el agua, formando el ácido carbónico (H2CO3). En formula:

CO2 (aq) + H2O ↔ H2CO3 (aq)                                                                                                                       (2)

Como es imposible de distinguir entre H2CO3 (ácido carbónico) y CO2 (aq) (dióxido de carbono disuelto o hidratado), se indica todo el conjunto con H2CO3*, indicado con un asterisco (*).
Resumen: el H2CO3* consiste en su mayoría de dióxido de carbono disuelto y una pequeña cantidad de ácido carbónico.

Si juntamos las reacciones (1) y (2) obtenemos la reacción:

CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3* (aq)                                                                                                           (3)

A partir de ahora solo usamos el (aq) y el (g) para distinguir entre CO2 disuelto y el CO2 gas del aire. La constante de equilibrio:

                  [H2CO3* ]          [H2CO3* ]
KCO2   =    ---------------   = -----------------
                   [CO2(g)]               PCO2

La constante de esta reacción se suele indicar como KCO2 (ver tabla 2 por valores de pKCO2, y PCO2 es la presión parcial del CO2 en el aire, que es lo mismo que [CO2(g)].

FACTORES QUE INFLUYEN EN LA CONCENTRACIÓN DEL H2CO3* .
Ahora que sabemos que el dióxido de carbono se disuelve en agua formando el ácido carbónico, nos interesa saber de que factores depende su concentración.
En primer lugar la concentración es proporcional con la presión parcial del CO2 (g).
En segundo lugar depende de la temperatura: cuanto más bajo es la temperatura mayor es la concentración (ver tabla 1).

La tabla 1 muestra la concentración de CO2 disuelto (en mg/L) por una solución en equilibrio, por diferentes presiones parciales y temperaturas. Por ejemplo, la [CO2(aq)] por una presión parcial de 0,05 y una temperatura de 10 ºC es 117mg/L.

Proporcional quiere decir que existe una relación linear entre los valores. Por ejemplo, compara los siguientes valores de concentración de dióxido de carbono disuelto: 3,36 y 33,6 y 336 (en la columna de 0 ºC) con sus respectivas presiones parciales de 0,001, 0,01 y 0,1. La relación está clara: si uno de los dos aumenta X veces, el otro también.

COMO CALCULAR LA CONCENTRACIÓN DEL DIÓXIDO DE CARBONO DISUELTO.

Un ejemplo:
Tenemos una solución que está en equilibrio con una presión parcial de 0,0003.
La temperatura es 0 ºC, y a esta temperatura la pK = 1,12 (ver tabla 2).

Hay que calcular la concentración de CO2 (aq), en mg/L.

Solución del problema:
Vamos a describir todo paso por paso.
Empezamos con escribir la ecuación de la reacción:

CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3*                                                                                                                (3)

Su constante de equilibrio en formula:

                 [H2CO3* ]
KCO2 =    --------------      entonces:       KCO2 x [CO2(g)] = [H2CO3* ]
                   [CO2(g)]

Cambiamos derecha y izquierda, y cogemos el logaritmo de ambos lados:

log [H2CO3* ] = log ( KCO2 x [CO2(g)] )

Recuerda que log (A x B) = log A + log B, entonces:

log [H2CO3* ] = log KCO2 + log [CO2(g)]

Conocemos el pKCO2 y la presión parcial PCO2(g) de la reacción:

pKCO2 = 1,12    entonces: -logKCO2 = 1,12 entonces:    logKCO2 = -1,12

PCO2(g) = [CO2(aq)] = 0,0003 ó log 0,0003 = -3,52

Lo que nos da:

log [H2CO3* (aq)] = -1,12 – 3,52 = - 4,64 entonces:

[H2CO3* ] = 10 exp -4,64 = 2,29 x 10 exp -5 mol/L

Recordamos que la [CO2(aq)] es prácticamente igual a la [H2CO3* ], por tanto:

[CO2(aq)] = 2,29 x 10 exp -5 mol/L

La masa molar de CO2 es 44 (12 + 16 +16), lo que significa que la masa de 1 mol CO2
son 44 gramos. Por tanto:

2,29 x 10 exp -5 mol/L = 44 x 2,29 x 10 exp -5 g/L = 0,00101 g/L = 1,01 mg/L

La respuesta es que hay 1,01 mg/L CO2 disuelto en la solución.
Comprobando con la tabla 1 indica que nuestra repuesta es....... correcta.

RESUMEN DEL CÁLCULO.
El ejemplo anterior se puede reducir al siguiente resumen:

CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3* (3)

                 [H2CO3* ]
KCO2   =   --------------   entonces:
                   [CO2(g)]

[H2CO3* ] = K x [CO2(g)]   entonces:

log[H2CO3* ] = logK + log[CO2(g)]                                                                                                   (A)

Que se puede resolver si se sabe 2 de los 3 variables.
Por tanto podemos calcular:
La concentración de H2CO3* si se sabe la K (o pK ) y la presión parcial.
La K si se sabe la [H2CO3* ] y la presión parcial.
La presión parcial si se sabe la [H2CO3* ] y la K.

Además la [H2CO3* ] es prácticamente igual a la [CO2(aq)]

La tabla 2 muestra los valores pK de varias reacciones, por diferentes temperaturas.
pKCO2 es de la reacción 3:     CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3* (aq)
pK1 es de la reacción 4:         H2CO3* ↔ H+ + HCO3-
pK es de la reacción 5:           CO2 (g) + H2O ↔ H+ + HCO3-

LA DISOCIACIÓN DE ÁCIDO CARBONICO EN H+ y BICARBONATO.

El ácido carbónico es un ácido, lo que quiere decir que se disocia (se separa) en un H+ y un anión. En este caso se forma el anión bicarbonato (HCO3- ). En formula:

H2CO3* ↔ H+ + HCO3-    entonces                                                                                                          (4)

              [HCO3- ] x [H+ ]
K1 =     -------------------------
                  [H2CO3*]

La constante de esta reacción se suele indicar como K1 y la tabla 2 muestra diferentes valores de pK1 según la temperatura.

Usando las ecuaciones 3 y 4 podemos calcular el pH de una solución por cualquier presión parcial de dióxido de carbono. Suponiendo que sabemos las constantes de las reacciones (buscar en las tablas).

UN EJEMPLO.
En el artículo “Changes in Rainwater pH associated with Increasing Atmospheric Carbon Dioxide after the Industrial Revolution” por Robert A. J. Bogan et al, se menciona una presión parcial del dióxido de carbono de 700 ppm (0,0007). Según ellos el pH correspondiente a 25 ºC es 5,49. Vamos a ver si podemos llegar a la misma conclusión:
Vamos a describirlo con todo detalle.

Primer paso:

Necesitamos saber la [HCO3- ].
Arriba hemos visto que:

log[H2CO3* ] = logK + log[CO2(g)]                                                                                            (A)

La tabla 2 muestra que a 25 ºC la pK = 1,47 entonces: logK = -1,47
Mientras log[CO2(g)] = log 0,0007 = -3,15
Substituyendo los valores en la ecuación:

log[H2CO3* ] = -1,47 –3,15 = -4,62 entonces: [H2CO3* ] = 10 exp -4,62 = 2,40 x 10 exp -5 mol/L

Segundo paso:

El ácido carbónico se disocia en H+ y bicarbonato (ecuación 4):

H2CO3* ↔ H+ + HCO3-                                                                                                                  (4)

Aquí podemos ver que la [H+ ] = [HCO3- ].
La constante de la reacción es:

             [HCO3- ] x [H+ ]
K1 =     -----------------------
                   [H2CO3*]

Donde se puede sustituir [HCO3- ] por [H+ ]:

           [H+ ] x [H+ ]
K1 =   ------------------    entonces:      [H+ ] x [H+ ] = K1 x [H2CO3*] entonces:
              [H2CO3*]

log [H+ ] + log [H+ ] = log K1 + log [H2CO3*]       entonces:

2 log [H+ ] = log K1 + log [H2CO3*]

La tabla 2 muestra que a 25 ºC la pK1 = 6,35 entonces: log K1 = -6,35
Mientras que en el primer paso hemos calculado que log[H2CO3* ] = -4,62
Substituyendo los valores en la ecuación:

2 log [H+ ] = -6,35 –4,62 = -10,97 entonces:     log [H+ ] = -5,49     entonces:   pH = 5,49

Nuestra resultado coincide con el valor calculado por Robert Bogan et al.

RESUMEN DEL CÁLCULO.
El ejemplo anterior se puede reducir al siguiente resumen:

En el primer paso se calcula el log[H2CO3* ] usando la ecuación:

log[H2CO3* ] = logK + log[CO2(g)]                                                    (A)

En el segundo paso se sustituye [HCO3- ] por [H+ ] en la constante de equilibrio, obteniendo:

             [H+ ] x [H+ ]
K1 =     ------------------        entonces:        [H+ ] x [H+] =K1 x [H2CO3*]
                [H2CO3*]

Aplicando el logaritmo a ambos lados:

2 log [H+ ] = log K1 + log [H2CO3*]

Dividir por –2, (p = -log) lo que da como resultado final:

pH = (pK1 + p[H2CO3*] ) / 2                                                                                                (B)

Donde se sabe pK1 y se ha calculado log [H2CO3*]

METODO ALTERNATIVO.

INTRODUCCIÓN Y DERIVACIÓN DE FORMULA PARA pH.
Si consideramos las ecuaciones 3 y 4

CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3*                                                                                                             (3)
H2CO3* ↔ H+ + HCO3-                                                                                                                 (4)

Se ve que se puede juntar en una sola ecuación:

CO2 (g) + H2O ↔ H+ + HCO3-             cuya constante es:                                                                         (5)

        [HCO3- ] x [H+ ]             [HCO3- ] x [H+ ]
K = ----------------------     =       ----------------------       sabemos que [CO2 (g) ] = PCO2
           [CO2 (g) ]                            PCO2

           [H+ ] x [H+ ]
K =    ------------------   entonces:        [H+ ] x [H+] = K1 x PCO2 aplicar logaritmo a ambos lados:
                 PCO2

2 log [H+ ] = log K + log [CO2 (g)]    entonces:

pH = ( pK + p [CO2 (g)] ) / 2                                                                                                        (C)

Donde K se refiere a la constante de la reacción 5.

DETERMINACIÓN DE LA CONSTANTE DE ESTA REACCIÓN.
Que puede ser la pK de esta reacción?

Lo que sabemos es:

[H+ ] = [HCO3- ] , pH = 5,49 y PCO2 = 0,0007.

Y con el pH se calcula [H+ ] : pH = 5,49   entonces:   [H+ ] = 3,24 x 10 exp -6

Sustituyendo en la formula de la constante:

      [HCO3- ] x [H+ ]       3,24 x 10 exp -6 x 3,24 x 10 exp -6
K = ----------------------  =   --------------------------------------------   = 1,5 x 10 exp -8  entonces:  pK =7,82
                  PCO2                                       0,0007

NOTA:
Ya hemos visto que el pKCO2 de la reacción 3 es 1,47 y el pK1 de la reacción 4 es 6,35.

Si juntamos ambos pK : 1,47 + 6,35 = 7,82.
Se ve que coincide con la pK que acabamos de calcular, lo que afirma que este método también es válido.

APLICACIÓN DEL MÉTODO ALTERNATIVO AL MISMO EJEMPLO.
Vamos a calcular otra vez el pH para la [CO2 (g)] = 0,0007 (ejemplo anterior).

pH = ( pK + p[CO2 (g)] ) / 2                                                                                                             (C)

donde la [CO2 (g)] = 0,0007   entonces
p[CO2 (g)] = 3,15   y la pK = 7,82
Sustituyendo los valores en la ecuación:

pH = ( 7,82 + 3,15 ) / 2 = 10,97 / 2 = 5,49      lo que coincide.

NOTA 1: Está clara que el método alternativo es mucho más rápido, pero en este artículo se trata de explicar como se llega a los resultados, y una vez entendido se puede aplicar las formulas derivadas.

NOTA 2: Hemos supuesto que la [H+ ] = [HCO3- ] porque el H2CO3* se disocia en cantidades iguales de H+ y de bicarbonato. Sin embargo, en un artículo anterior hemos visto la reacción:

2 H2O ↔ H3O+ + OH- donde también se forma cierta cantidad de H+ . Entonces se puede concluir que la [H+ ] es mayor de lo que suponemos.
Sin embargo, en agua pura el pH = 7, y por tanto la [H+ ] = 1 x 10 exp -7 .
En una solución ácida, esta concentración es todavía menor (efecto de ión común), mientras que las concentraciones de H+ debido a la disolución de dióxido de carbono suelen ser (bastante) mayor de 1 x 10 exp -7 . Por tanto, la [H+ ] debido a la asociación de agua es insignificante.

VARIACIONES EN NIVEL DE DIÓXIODO DE CARBONO.

En octubre 2010 el porcentaje de dióxido de carbono en el aire era 0,0339 por ciento. Este porcentaje puede parecer muy pequeño, sin embargo hace unos 100 años solo era aproximadamente 0,03.
Este aumento es debido a la acción del hombre, por un lado por la combustión de carbón, petróleo y gas y por otro lado por la destrucción de bosques y suelos que tienen gran capacidad para fijar el dióxido.
Este artículo no trata de las causas del cambio climático, sin embargo, las fluctuaciones de los niveles de dióxido de carbono han influido directamente en la capacidad de disolución de las aguas de precipitación. Las fluctuaciones de los últimos cientos de miles de años tienen una estrecha relaciones con la edades de hielo.

RESUMEN.

La caliza es disuelto por agua ácida y la acidez del agua depende normalmente de la presión parcial del dióxido de carbono en el aire, y sobre todo del aire presente en los suelos. El dióxido del aire se disuelve en agua donde se forma el ácido carbónico (H2CO3*). La indicación con el asterisco indica que la mayoría de este ácido se encuentra en forma de dióxido de carbono disuelto (hidratado). El ácido carbónico se disocia en H+ y bicarbonato (HCO3- ), según la reacción 4.
Por tanto se trata de las siguientes concentraciones:
[CO2(g)], [H2CO3*], [HCO3- ] y [H+ ].

La [CO2(g)] también se puede escribir como: PCO2 (P de presión parcial).

La [H2CO3*] coincide con el dióxido carbono disuelto [CO2(aq)].

En soluciones naturales prácticamente todo el bicarbonato y el H+ provienen de la disociación de ácido carbónico, y por tanto sus concentraciones son prácticamente iguales: [HCO3- ] = [H+ ].

La forma de expresar la acidez de una solución es tomando el logaritmo negativo (-log) de la concentración de H+ , lo que se indica con corchetes: [H+ ]. El logaritmo negativo se llama p, y por tanto –log [H+ ] = pH.

Las reacciones principales son:

CO2 (g) + H2O ↔ H2CO3*                                                                                                        (3)

H2CO3* ↔ H+ + HCO3-                                                                                                            (4)

La reacción (3) describe la disolución del gas dióxido de carbono en agua, donde forma ácido de carbono, mientras que la reacción (4) describe la disociación del ácido de carbono en H+ y bicarbonato. Ambas reacciones se pueden resumir en la reacción (5):

CO2 (g) + H2O ↔ H+ + HCO3-                                                                                                 (5)

Todas las reacciones del sistema dióxido de carbono y agua son reacciones de equilibrio, lo que implica que cada reacción tiene su constante de equilibrio K.
Los valores de K (o pK) para cada reacción y por diferentes temperaturas se pueden encontrar en las tablas.

En los ejemplos se han derivado unas formulas que son muy útiles para todos los cálculos. Estas formulas derivadas son:

log[H2CO3* ] = logK + log[CO2(g)]                                                                                             (A)

pH = (pK1 + p[H2CO3*] ) / 2                                                                                                          (B)

pH = ( pK + p[CO2 (g)] ) / 2                                                                                                            (C)

Ahora, suponiendo que las reacciones están en equilibrio y que solo se trata del sistema de dióxido de carbono y agua (sin presencia de otras materias) se puede calcular:

Sabiendo el pH, se puede calcular directamente [H+ ] y [HCO3- ], además la p[CO2 (g)] usando la formula (C) y [H2CO3*] usando la formula (B).

Sabiendo la [H2CO3*] se puede calcular la [CO2(g)],usando la formula (A), y viceversa, sabiendo la [CO2](g)] se puede calcular la [H2CO3*], usando la misma formula.

Sabiendo la [H2CO3*] se puede calcular el pH (y por tanto las [H+ ] y [HCO3- ] ), usando la formula (B).

Sabiendo la [CO2 (g)] se puede calcular el pH (y por tanto las [H+ ] y [HCO3- ] ), usando la formula (C).

En otras palabras: con solo saber una de las concentraciones se puede calcular las concentraciones de las demás (siempre que se pueden conseguir las constantes por la temperatura y reacción adecuadas).

Química elemental para la disolución de calcita (I).

2011-04-26T17:00:00.000+02:00

Química elemental para la disolución de calcita (I).

Conocimientos básicos.

Marius van Heiningen.

INTRODUCCIÓN.

Los procesos y ecuaciones químicas de la disolución de calcita en agua con cierto contenido de dióxido de carbono (CO2) , pueden parecer algo complicado.

Sin embargo, son de altísima importancia para el espeleólogo interesado en la espeleogénesis , porque la formación de cuevas depende en gran medida de la disolución de calcita por aguas meteóricas (provenientes de la precipitación). Por tanto, para poder profundizarse en la química de la espeleogénesis es fundamental saber cómo se calcula, por ejemplo, el pH de aguas naturales o la cantidad de calcita que se disuelve en ella (debido a la presión parcial del gas dióxido de carbono).

Sin embargo, es imposible entender los procesos y cálculos, sin tener nociones básicas de algunos aspectos elementales como son: una ecuación química, la masa molar, una concentración, el pH (logaritmos), la presión parcial o la constante de equilibrio.

En este artículo se explica la química básica necesaria para poder entender la información acerca de la disolución de calcita, que será tratado en siguientes artículos. Soy conciente que para mucha gente la química es un “coñazo” (sin ofender a la mitad femenina), y por tanto solo trataré lo absolutamente indispensable.

A lo mejor soy algo iluso, pero realmente creo que si el lector es capaz de comprender la relación entre el pH, la calcita disuelta y el contenido de dióxido de carbono (CO2), el disfrute de sus excursiones espeleológicas será mucho mayor.

Los conocimientos básicos que aquí serán tratados son:

Las ecuaciones químicas.

La masa molecular y masa molar.

Las concentraciones y presión parcial.

Los logaritmos.

El pH.

La constante de equilibrio.

El artículo termina con un ejemplo de cómo se puede calcular la concentración de calcita disuelta en agua pura, en mg/L, usando todos los conocimientos elementales adquiridos.

Como en blogger no se pueden poner subscript y superscript (??), he hecho una figura indicando como se queda en blogger y como debe de ser.

La figura 1 muestra como deben de ser las formulas y exponentos mencionados en este artículo.

LAS ECUACIONES QUÍMICAS.

Según la wikipedia: Una ecuación química es una descripción simbólica de una reacción química. Muestra las sustancias que reaccionan (reactivos ó reactantes) y las sustancias o productos que se obtienen. También nos indican las reacciona con una molécula de sustancia B para formar una molécula de C y otra de D. Esto se puede representar de la siguiente manera:

A + B → C + D

La flecha indica la dirección de la reacción, es decir que apunta hacia los productos que se han formado.

Un ejemplo donde las cantidades de moléculas que reaccionan son desiguales: Una molécula de A reacciona con 3 moléculas de B para formar 2 moléculas de C y otras 2 de D. Esto se puede representar de la siguiente manera:cantidades relativas de las sustancias que intervienen en la reacción. Las ecuaciones químicas son el modo de representarlas.

Un ejemplo de una reacción química: Cuando 2 substancias A y B (los reactivos o reactantes) reaccionan para formar dos substancias nuevas, C y D (los productos). Es decir que una molécula de sustancia de A

A + 3B → 2C + 2D

Los números (coeficientes) indican la cantidad de cada sustancia que participa en la reacción. Si no se pone nada, entonces el coeficiente es 1.

También existen reacciones del tipo:

A + B → C

Donde dos sustancias forman juntos una nueva sustancia, o

A → C + D

donde de una sola sustancia se forman dos nuevas. Bueno, las posibles combinaciones son múltiples. La forma general es:

aA + bB → cC + dD

Además en una ecuación se suele indicar el estado de cada sustancia, por ejemplo: disuelto en agua se indica con (aq), un sólido con (s), un líquido con (l) y un gas con (g). En este artículo no se indica el estado, salvo en alguna excepción.

Si las sustancias son iones, átomos o moléculas con carga eléctrica (cationes con carga positiva y aniones con carga negativa), se indican las cargas eléctricas.

Un ejemplo de una reacción es la disociación de ácido carbónico (H2CO3) en hidronio (H+) y bicarbonato (también llamado carbonato ácido) HCO3- .

H2CO3 ↔ H+ + HCO3-

La flecha con dos puntas indica que se trata de una reacción donde también existe una reacción inversa, es decir que algunos productos se pueden juntar para formar reactantes. Al inicio se forman mucho más productos que reactantes, es decir que domina la reacción directa, pero con el aumento de la concentración de los productos, la reacción inversa es cada vez más importante.

Al final llega un momento en que se forma la misma cantidad de productos que de reactantes, en otras palabras: la velocidad de la reacción directa (hacia la derecha) es igual a la velocidad de la reacción inversa (hacia la izquierda), y a partir de este momento las concentraciones de todas las sustancias (reactantes y productos) son constantes. En algunas reacciones se llega al estado de equilibrio en muy poco tiempo (reacciones rápidas), mientras que en otras puede durar horas o días (reacciones lentas).

Hay dos reglas importantes:

1) La cantidad de átomos a la izquierda debe ser igual a la cantidad a la derecha.

Porque no se pueden “perder” átomos en el proceso (ley de conservación de materia).

2) La carga total de los iones debe ser igual en ambos lados.

Lo mismo, no se puede “ganar” o “perder” carga eléctrica (electrones) en el proceso.

Hacemos un control de la reacción mencionada:

1) A la izquierda tenemos 2H, 1C y 3O, y a la derecha tenemos 2H, 1C y 3O.

2) A la izquierda no hay carga, y a la derecha 1 positiva y 1 negativa que juntos son cero.

Ambas reglas se han cumplido.

La siguiente reacción es la disolución de calcita en una solución ácida. Esta conocida reacción que es tan importante para los espeleólogos. El control da como resultado que tanto las cargas como los átomos a ambos lados son iguales. La flecha indica que se trata de una reacción de equilibrio y la 2 indica que para disolver una molécula de calcita se necesita 2 hidronios. Hay que mencionar que esta reacción representa la situación final de varias reacciones.

CaCO3 + 2H+ ↔ H2O + CO2 + Ca2+

MASA MOLECULAR (RELATIVA) Y MASA MOLAR.

MASA MOLECULAR (RELATIVA).

La masa molecular relativa es un número que indica cuántas veces mayor es la masa de una molécula de una sustancia con respecto a la unidad de masa atómica (u). La unidad de masa atómica es una duodécima (1/12 ) parte de la masa de un átomo de carbono-12. Una aproximación de la masa molecular relativa de algunos átomos que para nosotros son relevantes son:

Masa molecular relativa de:

hidrógeno (H) es 1

carbono (C ) es 12

oxígeno (O) es 16

magnesio (Mg) es 24

calcio (Ca) es 40

Una aproximación de la masa molecular expresada en u.

Masa molecular de:

hidrógeno (H) es 1u

carbono (C ) es 12u

oxígeno (O) es 16u

magnesio (Mg) es 24u

calcio (Ca) es 40u

Como ejemplo, la masa de un átomo de calcio es aproximadamente 40 veces mayor a la masa de un átomo de hidrógeno. Su masa molecular relativa es 40 y su masa molecular es 40u.

MASA MOLAR.

La masa molecular es extremadamente pequeña, mucho más pequeña que las cantidades de sustancias que normalmente se usan en la química. Por tanto se ha determinado el número de moléculas que hay en exactamente 32 gramos del gas oxigeno. Resulta que en 32g del gas O2 caben aproximadamente 6,022 x 10 exp 23 moléculas, y esta cantidad se llama mol.

Entonces: La masa molar (M) de una sustancia es la masa de 1 mol de átomos o moléculas de dicha sustancia expresada en gramos. Además esta masa coincide con la masa molecular relativa expresada en gramos. Por ejemplo:

Masa molar de:

hidrógeno (H) es 1g

carbono (C ) es 12g

oxígeno (O) es 16g

magnesio (Mg) es 24g

calcio (Ca) es 40g

Entonces: la masa de 1 mol de magnesio es 24g, y de 3 mol de calcio es 3 x40 =120g.

El constante de 6,022 x 10 exp 23, también es conocido como el número de Avogadro. Porque Amadeo Avogadro propuso por primera vez (1811) que el volumen de un gas es proporcional al número de átomos, o moléculas, independientemente de la naturaleza del gas (para una determinada presión y temperatura). Es decir que 1 metro cúbico de cualquier gas tiene la misma cantidad de partículas.

Resumen: 1 mol de moléculas es la cantidad que hace coincidir la masa molecular relativa con la masa molar. Resulta que esta cantidad es 6,022 x 1023.

LAS CONCENTRACIONES Y LA PRESIÓN PARCIAL.

CONCENTRACIONES.

Decir que el agua del mar tiene una salinidad de 35 g/L, es lo mismo que decir que la concentración de sal es de 35 g/L. Lo que a su vez significa que en 1 litro de agua del mar se hallan 35 gramos de sal disuelta. En las ecuaciones químicas hemos visto que en una reacción química no se describe la masa de las sustancias que reaccionan, sino la cantidad de átomos o moléculas. Por ejemplo, una molécula de calcita se disuelve formando un átomo de calcio y una molécula de carbonato.

Por tanto, en la química se suele usar como medida de concentración el mol/L, y para indicar que se trata de concentraciones se suele usar los corchetes. Por ejemplo, una concentración de 3,4 mmol de carbonato se indica como: [CO32- ] = 3,4 x 10-3 mol/L.

PRESIÓN PARCIAL.

Cuando se trata de gases, en lugar de concentración se suele usar el término “presión parcial”. Por ejemplo, en el aire que respiramos se encuentra un 20 por ciento del gas oxígeno (O2) y aproximadamente un 0,038 por ciento del gas dióxido de carbono (CO2). Se dice que la presión parcial del oxigeno es 0,2 y la presión parcial del dióxido de carbono es 0,00038.

EXPLICACIÓN DE LOS LOGARITMOS.

Recuerdo que cuando me explicaron los logaritmos por primera vez, me parecía algo muy abstracto y difícil de comprender. Sin embargo, como siempre y desde luego, la culpa la tenía mi profesor (ha, ha). Ojalá sea capaz de explicarlo mejor.

Bueno, antes de saber lo que es un logaritmo hay que saber que los logaritmos trabajan con una base determinada, pero que en nuestro caso solo nos preocupamos de la base 10, por ser la base más común en la ciencia.

Ahora bien, el logaritmo (con base 10) de un número es el exponente al que hay que elevar el 10 (la base) para obtener este número. Mejor con un ejemplo:

log 1000 = 3 porque?

Porque 10 exp 3 = 1000 ( 10 exp 3 = 10 x 10 x10 )

En palabras: el logaritmo de 1000 es 3, porque 3 es el exponente al que hay que elevar la base 10 para obtener 1000. Un logaritmo es un exponente, nada más. Un logaritmo puede tener cualquier base, pero solo nos preocupamos de la base 10.

ESCRIBIR UN NÚMERO COMO EXPONENTE DE 10.

En la química se trabaja mucho con concentraciones pequeñas, por ejemplo una concentración puede ser tres milésima (0,003) o 22 millonésima (0,000022).

Especialmente común es expresar una concentración (o presión parcial) en millonésima y se escribe ppm (parte por millón). Bueno, en lugar de escribir las concentraciones en decimales, en la química es costumbre de escribirlas como exponentes de 10. A continuación unos ejemplos:

106 = 1.000.000

103 = 1000

101 = 10 en lugar de 10 exp 1 solo se escribe 10

100 = 1 en lugar de 10 exp 0 solo se escribe 1

10-1 = 0,1

10-3 = 0,001

10-6 = 0,000001 es 1 ppm

De este modo 0,000338, la concentración (presión parcial) actual de dióxido de carbono en el aire, se puede anotar como 3,38x10 exp -4 o 338x10 exp -6 = 338 ppm

LOGARITMO NEGATIVO.

El logaritmo de 1 millón es 6, porque 10 elevado al 6 da un millón.

log 1.000.000 = 6 porque 10 exp 6 = 1.000.000

Del mismo modo el logaritmo de 0,000001 es –6, porque 10 elevado al –6 da una millonésima.

log 0,000001 = -6 porque 10 exp -6 = 0,000001

LOGARITMO EN GENERAL.

La formula general de logaritmo es:

logaX = b porque a exp b = X

Un ejemplo:

log2 8 = 3 porque 2 exp 3 = 8

Cuando la base es 10 no se escribe, lo que deja la formula en:

log X = b porque 10 exp b = X o al revés X = 10 exp b

MULTIPLICACIÓN DE LOGARITMOS.

El logaritmo de (A multiplicado por B) es lo mismo que el logaritmo de A más el logaritmo de B. En formula:

log (A x B) = log A + log B

Un ejemplo:

log 100.000 = 5 porque 105 = 100.000

log 100 = 2 porque 102 = 100

log 1000 = 3 porque 103 = 1000

Bueno, entonces log 100.000 = log (100 x 1000) = log100 + log 1000 = 2 + 3 = 5

EXPLICACIÓN DEL pH.

El pH es una medida de la acidez de una solución, midiendo la concentración de iones de hidronio [H3O+] presentes. Los corchetes indican concentración o “porcentaje de”. Estos iones de hidronio (H3O+ ) son muy reactivos y entre otras cosas son capaz de disolver calcita (CaCO3).

Como se forma un ión hidronio? Pues, si cogemos el agua pura como ejemplo, se ha constatado que 2 moléculas de agua (H2O) pueden reaccionar transfiriendo un H de una molécula a otra. Por tanto dos moléculas de aguas pueden formar una molécula de hidronio (H3O+ ) y otra de hidroxilo (OH- ).

La reacción en ecuación química:

2 H2O ↔ H3O+ + OH-

El H también puede provenir de muchas otras substancias, por ejemplo el ácido fuerte HCl (ácido clorhídrico) disuelto en agua se disocia completamente, donde el H es transferido a una molécula de agua formando el H3O+ y donde el Cl forma el anión Cl- .

Pues, en las aguas de precipitación la fuente de H más común es el dióxido de carbono, lo que explica su importancia. El dióxido de carbono es el causante principal de la acidez de las aguas de precipitación, es decir las aguas de la lluvia, los arroyos, ríos y lagos y el agua subterránea de origen meteórico.

Trabajando con soluciones de H3O+ las concentraciones siempre son pequeñas y por tanto el logaritmo es negativo. Sin embargo, a los humanos nos gusta más trabajar con números positivos, y para indicar las concentraciones de H3O+ se usa la anotación pH, inventado por el danés Sorensen. El p significa: -log. En formula:

pH = -log[H3O+ ]

Por ejemplo, la concentración de H3O+ en agua pura a 25 ºC es 0,0000001, es decir

1x10 exp -7 . Por tanto su pH es:

pH = -log[H3O+ ] = -log 10-7 = - (-7) = 7 El tan famoso pH del agua.

(log 10 exp -7 es el exponente al que hay que elevar el 10 para obtener 10-7 , pues claramente el exponente es –7)

Si una solución es ácida, significa que el pH es menor de 7 (válido para el agua a 25 ºC) y que la concentración de H3O+ es mayor a 1x10-7 (es decir con un exponente negativo más pequeño). Por ejemplo:

La concentración 1x10 exp -3 (0,001 = 1 milésima) es 1000 veces mayor a

la concentración 1x10 exp -6 (0,000001 = 1 millonésima)

UNOS EJEMPLOS.

Ejemplo 1.

Cuanto es el pH de una solución si la [H3O+ ] = 3,4x10 exp -4 (concentración de hidronio de 0,0034)?

Pues:

pH = -log[H3O+ ] = -log 3,4x10 exp -4 = -(-3,47) = 3,47

Está claro que el valor de log 3,4x10 exp -4 hay que calcularlo con la calculadora.

Un pH de 3,47 es menor de 7, y por tanto la solución es ácida.

Ejemplo 2.

Del mismo modo: cuanto es el pH de una solución si la [H3O+ ] = 7,7x10 exp -6 ?

pH = -log[H3O+ ] = -log 7,7x10 exp -6 = - (-5,11) = 5,11

control: 10 exp -5,11 = 7,7x10-6

Ejemplo 3.

Viceversa se puede usar el pH para calcular la concentración de [H3O+ ].

Un ejemplo: Que es la [H3O+ ] de una solución de pH = 2,85?

pH = 2,85 cambiar el p por –log y el H por [H3O+ ]

-log[H3O+ ] = 2,85 multiplicar ambos lados por –1.

log[H3O+ ] = -2,85 entonces

[H3O+ ] = 10 exp -2,85 = 1,4x10 exp -3 = 0,0014

Es bastante común de escribir H+ en lugar de H3O+ y por tanto la concentración de H3O+ se puede escribir como [H3O+ ] o simplemente como [H+ ].

En resumen: con el pH podemos indicar la acidez de una solución.

Sabemos calcular el pH si conocemos la [H3O+ ], usando que p significa –log.

Sabemos calcular la [H3O+ ] si conocemos el pH, usando la operación aritmética del logaritmo al revés.

LAS CONSTANTES DE EQUILIBRIO.

Como ya se ha explicado arriba, una reacción ha llegado a su equilibrio cuando la velocidad de la reacción directa y inversa son iguales. Esto no implica de ninguna manera que también las cantidades de reactantes y productos son iguales. Es más, la concentración de reactantes y productos pocas veces son iguales, siendo lo normal que haya más del uno o del otro.

De que depende las cantidades finales de reactantes y productos (una vez llegado al equilibrio)? Pues de la reactividad de los componentes. Por ejemplo consideramos la siguiente reacción:

A + B ↔ C + D

Al principio solo existen los reactantes A y B. Por tanto, en este momento solo existe la reacción directa (la que forma los productos). A partir de la formación de los primeros productos C y D comienza la reacción inversa (la que forma los reactantes), pero habiendo muy pocos productos solo se pueden formar unos pocos reactantes. Por tanto, la cantidad de productos sigue aumentando.

Pues bien, puede que los reactantes reaccionan más fácilmente que los productos. Esto significa que cuando las cantidades de reactantes y productos llegan a ser iguales, se sigue formando más productos que reactantes (la reacción directa sigue siendo más importante que la inversa), solo por el hecho de que los productos son formados más rápidamente. Lo que quiere decir que aunque las cantidades son iguales, la reacción no se encuentra en equilibrio.

A partir de esta situación la cantidad de productos es cada vez mayor, y por tanto, la cantidad de reactantes menor. Pues, suponemos que la reacción inversa es tres veces más lenta que la directa, lo que significa que para compensar la reacción directa hace falta tres veces más productos que reactantes. También significa que en el equilibrio (con la reacción directa e inversa compensada) hay tres veces más productos que reactantes.

Si comenzamos con una concentración de 1 mol/L (ver arriba) de reactantes y nada de productos, la situación final sería:

Una concentración de 0,25 mol/L para los reactantes A y B, y una concentración de 0,75 mol/L para los productos C y D. Es decir que la concentración inicial de 1 mol/L se ha repartido de tal manera que la cantidad de productos es 3 veces mayor a la cantidad de reactantes.

En este punto hay que mencionar que las concentraciones de reactantes y productos en el equilibrios dependen de tres cosas: la temperatura, la presión y el disolvente.

El disolvente es el líquido en que se disuelven las sustancias, y que en la mayoría de los casos es el agua.

La presión es en muchos casos la presión atmosférica.

Por tanto, la variable que más influye en el equilibrio es la temperatura.

FORMULA DE LA CONSTANTE DE EQUILIBRIO.

En la química hay un modo tradicional de apuntar el resultado final de una reacción, y esto se hace mediante la constante de equilibrio (constante termodinámica de equilibrio o producto de solubilidad).

La constante de equilibrio compara las concentraciones de los productos con los reactantes, y por tanto se trata de un cociente.

La constante de equilibrio es el producto de las concentraciones de los productos dividido por el producto de las concentraciones de los reactantes. En formula:

[C] [D]

K = ------------

[A] [B]

Lo que en nuestro ejemplo sería:

0,75 x 0,75 0,5625

K = ---------------- = ----------- = 9

0,25 x 0,25 0, 0625

Con un constante de equilibrio muy grande, casi todos los reactantes se convierten en productos, mientras si la constante es muy pequeña, se forman muy pocos productos. En otras palabras: una constante grande indica que domina la reacción directa, mientras una constante pequeña indica que domina la reacción inversa.

Si se trata de reacciones algo más complicados, por ejemplo:

2A + 3B ↔ C + 2D

Entonces se forma la constante de la siguiente manera: los números que indican la cantidad de cada sustancia (coeficientes) aparecen en la constante de equilibrio como exponentes.

Si no hay un número entonces se trata del número 1 (que no se escribe).

La constante de este ejemplo es:

[C] [D]2

K = ----------------

[A]2 [B]3

FORMULA GENERAL DE LA CONSTANTE DE EQUILIBRIO.

Recordamos que la forma general de una ecuación es:

aA + bB ↔ cC + dD

Por tanto, la forma general de la constante de equilibrio es:

[C]c[D]d

K = ----------------

[A]a [B]b

Sin embargo, en la constante de equilibrio solo aparecen las concentraciones de las sustancias disueltas (aq) y las presiones parciales de los gases(g), es decir las concentraciones que suelen variar en la reacción. De las sustancias sólidas y líquidas las concentraciones son tan grandes que casi no cambian y, por tanto, no se apuntan en la constante de equilibrio.

Con los años se han determinado las constantes de equilibrio de innumerables reacciones químicas y sobre un gran rango de temperaturas. Estos valores se puede encontrar en las tablas.

UN EJEMPLO REAL.

En el siguiente artículo, donde describiré cómo se puede calcular el pH de una solución debido a la presión parcial del dióxido de carbono del aire, vamos a aplicar el manejo de las constantes de equilibrio frecuentemente. Por tanto y para ejercernos un poco, terminamos este apartado con un ejemplo real: vamos a determinar cuantos miligramos de calcita se disuelve en agua pura a 10 ºC (donde NO hay dióxido de carbono disuelto).

La reacción es la siguiente:

CaCO3 ↔ Ca2+ + CO32-

En palabras: calcita se disocia en calcio y carbonato.

Las concentraciones son bastante pequeños (ver resultado del cálculo) lo que indica que el equilibrio se encuentra a la izquierda y que la reacción inversa es dominante.

Para el constante de equilibrio a 10 ºC la tabla da el siguiente valor: pK = 8,41.

Menos mal que sabemos que p significa –log.

Por tanto:

pK = -logK = 8,41 entonces logK = -8,41 entonces K = 10 exp –8,41 entonces K = 3,89 x 10 exp -9

Escribimos la constante de la reacción:

[Ca2+] [CO32- ]

K = ---------------------

Recordamos que los líquidos y los sólidos no aparecen en la constante de equilibrio porque sus concentraciones casi no cambian. Entonces:

K = 3,89 x 10 exp -9 = [Ca2+] [CO32- ]

La ecuación de la reacción indica que se forma tanto calcio como carbonato, es decir sus concentraciones son iguales. Por tanto:

[Ca2+] [CO32- ] es lo mismo que [Ca2+][Ca2+]

[Ca2+][Ca2+] = 3,89 x 10 exp -9

Ahora aplicamos la raíz cuadrada a ambos lados:

[Ca2+] = 6,24 x 10 exp -5

Recuerda que las concentraciones son en mol/L .

Entonces se ha disuelto 6,24 x 10 exp -5 mol/L.

Recuerda que para calcular de mol/L a g/L necesitamos saber la masa de 1 mol de calcita (masa molar).

1 mol Ca = 40g

1 mol C = 12g

3 mol O = 3 x 16 = 48 g

Por tanto la masa de 1 mol calcita es 100 gramos (masa molar de calcita = 100g).

Entonces 6,24 x 10 exp -5 mol/L. = 100 x 6,24 x 10 exp -5 g/L = 6,24 x 10 exp -3 g/L

1 gramo son 1000 miligramos:

6,24 x 10 exp -3 g/L = 6,24 mg/L

Resultado final: En cada litro de agua pura solo se disuelve 6,24 mg de calcita.

Esta cantidad es tan pequeña, que está claro que las cuevas no se han podido formar solamente por la acción del agua pura. Aquí es donde empezamos a descubrir la importancia del dióxido de carbono, pero esto será otro artículo.

Reportaje fotográfico de las Cuevas de Campanet por Félix Martinez.

2011-04-17T23:05:00.005+02:00

A parte de los artículos, creo que también es buena idea si a este blog se añade algunos reportajes fotográficos que realmente valen la peña. Comenzamos con un reportaje de las Cuevas de Campanet (Coves de Campanet), situadas en Mallorca, realizado por Félix Martinez.

Para ver el reportaje, pinchar sobre la foto:

Más información acerca de la cueva se puede encontrar en su web oficial, cuyo enlace es: http://www.covesdecampanet.com/

A continuación se muestra la localización exacta de las Coves de Campanet (A en el mapa):

Ver mapa más grande

POZO AZUL: El porque de su localización.

2011-03-24T23:13:00.001+01:00

POZO AZUL: El porque de su localización.

Marius van Heiningen.

INTRODUCCIÓN

Después de los éxitos del espeleobuceo del verano pasado (2010) que convirtieron al Pozo Azul en la cueva lineal sumergida más larga del mundo, han aparecido numerosas publicaciones en internet. (Ya que) Me ha picado la curiosidad e hice una visita a la zona del Rudrón, en noviembre de 2010, acercándonos al Pozo Azul. Era un día de perros y por tanto no me he fijado en la geología, ni he sacado fotos. Sin embargo, si me he quedado con una imagen muy clara del manantial, motivándome fuertemente para emprender un estudio más en detalle.
Por curiosidad de saber el origen del caudal del Pozo Azul y por determinar la teórica expansión de la cueva, he descargado los mapas geológicos de la zona de la página del IGME. Creo que ya he encontrado unos aspectos muy interesantes acerca de los límites del acuífero, que serán tratados en un próximo artículo.

La figura 1 muestra el precioso manantial del Pozo Azul. El arroyo sale por la vegetación (esquina derecha inferior), la cual en crecida está completamente tapada. Las calizas compactas que se ve en la foto son del Santoniense Medio-Superior, con una edad de unos 85 millones de años. Foto de uso libre, autor Eltitomac.

En este artículo quiero concentrarme en el porque de la localización del manantial Pozo Azul en Covanera, muy lejos de su mayor área de recarga. Prácticamente todo el artículo está basado en los datos obtenidos de los mapas geológicos y en la descripción de las unidades geológicas de la memoria del mapa. Para refrescar mi memoria también he consultado algunas fotos de la zona, muy presente en internet, además de descargar el plano y el alzado de la cueva de 2009 (es decir, sin los últimos éxitos del 2010). Así que, aparte de los propios resultados del estudio, este artículo también sirve para demostrar que un mapa geológico es una herramienta muy poderosa.

EL POZO AZUL EN COVANERA.

El Pozo Azul es un gran manantial que sale de un pozo de unos 10 metros de profundidad, bordeado por el norte y este por una pared de roca caliza de unos 4 metros de altura, y una pequeña playa en su lado oeste, mientras que el arroyo sale por el sur. El manantial está situado al final de un acogedor barranco de unos 280 metros de longitud, que desemboca justo al norte del pueblo en la orilla derecha del Río Rudrón (ver figura 2). El sitio es de gran belleza que merece una visita, incluso si careciera de su enorme importancia para el mundo del espeleobuceo. El Pozo Azul recibe buceadores procedentes de todo el mundo, y aparte de españoles han venido ingleses, holandeses, alemanes, etc,. Se han grabado algunos documentales que se pueden ver en internet, entre ellos un documental interesante grabado por el EKPP (European Karst Plain Project).
De todos modos quiero subrayar que se trata de un estudio preliminar, a una cierta “distancia”, que habrá que confirmar, rechazar o modificar con un estudio detallado en situ”.

La figura 2 muestra el Pozo Azul y el barranco excavado por su arroyo, situado justo al norte del pueblo de Covanera. Foto descargada de sigpac.

El manantial recibe su caudal de alguna parte de la enorme meseta de Masa, situada en el sureste. Lo único conocido hasta ahora, que yo sepa, es que parte del caudal proviene de los alrededores del anticlinal de Huidobre, situado a unos 10 kilómetros hacia el este.
Algunos datos del manantial del Pozo Azul:
Las coordenadas, tomadas de sigpac y en datum ED50, son:
x = 439.953
y = 4.731.990
z = aproximadamente 705 metros.
Como se trata de un objeto de más de 1 metro en diámetro, está claro que las coordenadas pueden variar un poco.
La temperatura del agua es de unos 10 grados, que coincide más o menos con la temperatura media del año.
El caudal medio es de 1000 litros, según wikipedia, aunque sospecho que esto solo es una medida a groso modo. Sabiendo el caudal, la precipitación media anual, la evapotranspiración y la escorrentía, se podría calcular con una buena aproximación la superficie de recarga. Que a su vez se puede comparar con aproximaciones obtenidos por otros medios.

ESTRATIGRAFÍA DE LA ZONA.

Introducción.
En el norte de Burgos hay unidades geológicas estructurales llamadas “mesetas”, terrenos llanos y elevados con estratos horizontales o de suave inclinación. Además, su composición suele ser una alternancia de unidades calcáreas (calizas y dolomías) y unidades margosas. Las unidades calcáreas son susceptibles a formar grandes acuíferos, separados por las unidades margosas, que desagüan en los puntos topográficamente más bajos, es decir en los cañones excavados por los grandes ríos.
En el caso del Pozo Azul, se trata de una unidad calcárea del Cretácico Superior, más exactamente del Santoniense Medio-Superior que tiene una edad de unos 85 millones de años. Las aguas se acumulan por infiltración de lluvia y nieve en la enorme meseta de Masa, y desaguan hacia el Río Rudrón en el pueblo de Covanera. Para tener una idea del tamaño de la meseta de Masa, basta realizar un viaje de Burgos hacia Villarcayo por la carretera C-629.
Los datos de las siguientes descripciones se han tomado de la memoria del mapa geológico de Sedano (MAGNA, segunda serie, mapa 135).

Unidad del Pozo Azul.
El Pozo Azul mana de los estratos de una unidad calcárea que se ha indicado con el código C24, 3-4 y que data del Santoniense Medio-Superior, es decir de hace unos 85 millones de años. En este artículo la llamamos la unidad del Pozo Azul.
En la memoria se ha descrito como: Un tramo calizo compacto, formado por calcarenitas bioclásticas de tonos beiges rojizos. Se presenta casi siempre muy karstificado, con espesores que varían entre 80 y 150 metros. La unidad tiene una constancia regional.
Una calcarenita bioclástica es un sedimento compuesto de partículas de composición calcárea (calc) y del tamaño de arena (arenita), provenientes de organismos vivos (bio) y que antes de su deposición se ha movido por el agua (clástica). Mirando el mapa geológico y contando con la inclinación de los estratos, se puede deducir que el espesor en los alrededores de Covanera es alrededor de los 140 metros.

Unidad Inferior.
La unidad que se encuentra inmediatamente por debajo se ha codificado con C 24, 1-2 y se trata de una serie predominantemente margosa, cuyo espesor oscila entre los 100 y los 200 metros, formadas por margas calcáreas gris-verdosas, nodulosas y brechoides, y margas hojazas gris azuladas y pardo amarillentas (tomado literalmente de la memoria).
Lo que nos interesa es que se trata de una unidad impermeable que hidrológicamente aísla la unidad del Pozo Azul de todas las unidades inferiores.

Unidad Superior.
La unidad que se encuentra inmediatamente por encima se ha codificado con C 24, 3 y se trata de un tramo de margas plásticas hojosas con finas pasadas (intercalaciones) de calizas arcillosas de aspecto brechoide. Su espesor oscila entre 50 y 80 metros y tiene una constancia regional (tomado literalmente de la memoria).
Lo que nos interesa es que se trata de una unidad impermeable que hidrológicamente aísla la unidad del Pozo Azul de todas las unidades superiores.

INCLINACIÓN DE LOS ESTRATOS ALREDEDOR DE COVANERA.

Bueno, ahora sabemos que el agua del Pozo Azul proviene de un acuífero aislado y formado en una caliza compacta, que recibe sus aguas de alguna parte de la meseta de Masa, y que desagüa en el Río Rudrón cerca de la localidad de Covanera.
Ha llegado el momento de mirar un poco la geología de los alrededores inmediatos de Covanera. Saliendo de Covanera por la N-629 (Burgos-Santander) en dirección norte, se puede observar como la unidad de caliza compacta va subiendo, lo que significa que la inclinación de los estratos es (tienen una inclinación) hacia el sur. Además, los estratos a mano izquierda se encuentran visiblemente más elevados que los de la mano derecha, lo que nos enseña que la inclinación también tiene un componente hacia el este. La conclusión es que la inclinación de los estratos es aproximadamente hacia el sureste, por lo menos inmediatamente al norte de Covanera. Comprobando el mapa geológico, estas observaciones son confirmadas (ver figura 3). El mapa muestra que la inclinación de los estratos al este e inmediatamente al sur de Covanera, se han cambiado hacia el sur.
Usando la distancia horizontal y el desnivel entre dos puntos equivalentes, por ejemplo el techo de la unidad, se puede calcular el valor de la inclinación, que en este caso es alrededor de los 10 grados.
En resumen: al norte de Covanera los estratos inclinan unos 10 grados hacia el sureste, mientras que al sur y al este de Covanera la inclinación es de 10 grados o menos y en dirección sur.

La figura 3 muestra un detalle del mapa geológico en los alrededores de Covanera, el Pozo Azul está indicado. La unidad de Poza Azul está indicada en verde con rayos oblicuos, la unidad inferior en color amarillo y la unidad superior en verde. Mapa descargado de IGME.

Figura 4. Saliendo de Covanera hacia el norte se ve como los estratos van subiendo. La inclinación es de unos 10 grados. Foto descargada de Google Earth.

DIRECCIÓN DEL ÚLTIMO TRAMO DE DESAGÜE.

El caudaloso arroyo que sale del Pozo Azul, localmente llamado Arroyo Las Pisas, ha excavado un bonito barranco. La distancia del Pozo Azul hasta el Río Rudrón, medida en línea recta paralela al barranco es de unos 280 metros (medido con sigpac), en dirección noroeste, curiosamente al contrario a la inclinación de los estratos, que es hacia el sureste. Es un hecho que hay que recordar.
Mirando el plano del Pozo Azul, actualizado en 2009 y que muestra los primeros 2 kilómetros de la cueva, se puede observar que se trata de una combinación de tramos cortos en dirección sureste y tramos más largos en dirección este, mirando en sentido cueva adentro (figura 5). Esto hace sospechar que la cueva se ha desarrollado por dos sistemas de fisuras, un sistema con rumbo noroeste-sureste (135º) y otro sistema este-oeste (90º).
La predominancia del sistema este-oeste puede ser debido al hecho que el punto de desagüe (el Pozo Azul) se encuentra al este-noreste del área de recarga.

La figura 5 muestra el plano del Pozo Azul, actualizado hasta 2009, con unos 1900 metros topografiados. El plano muestra tramos cortos en dirección 135º y tramos más largos en dirección 90º. Figura bajado de la página web del grupoedelweiss, con el enlace: http://www.grupoedelweiss.com/index.php?option=com_content&task=view&id=68&Itemid=54

Bueno, en este artículo esto nos concierne menos en este momento. Lo que si nos concierne es que los primeros 150 metros de la cueva también tiene la dirección noroeste-sureste. Además, el alzado muestra que la profundidad de –20 metros es alcanzado en los primeros 100 metros de la cueva (figura 6). Aquí debo de hacer una nota, mirando el alzado es posible que penséis, bueno yo creo que se alcanza esta profundidad ya después de los primeros 50 o 60 metros, sin embargo, se trata de un alzado proyecto en dirección oeste-este, mientras que el tramo de entrada es en dirección sureste. De todos modos, la escala de la topo es de tal forma que no se puede determinar distancias al metro exacto.
Volvemos a lo importante, está claro que los últimos 430 metros del desagüe hasta el Río Rudrón se ha desarrollado en dirección noroeste, es decir en contra de la inclinación.
¿Qué significado tiene esto?

La figura 6 muestra el alzado del Pozo Azul, actualizado hasta 2009 y con unos 1900 metros topografiados. El alzado muestra que la profundidad de –20 metros del primer sifón ya se alcanza en los primeros 100 metros. Figura bajado de la página web del grupoedelweiss.

LA UNIDAD DEL POZO AZUL SIEMPRE HA AFLORADO EN EL MISMO SITIO?

La localización exacta del Pozo Azul tiene que ver con los siguientes elementos geológicos: una unidad karstificable e hidrológicamente aislada, con un espesor no muy grande (entre 80 y 150 metros), dos sistemas de fisuras (en dirección 90º y en 135º) y una inclinación de alrededor de los 10 grados, hacia el sureste al norte de Covanera y hacia el sur al este y sur de Covanera. Además tenemos el hecho topográfico que los acuíferos suelen desaguar cerca de su punto topográficamente más bajo.

El Río Rudrón presenta la zona topográficamente más baja de la región, solo superado por el Río Ebro, aunque este se encuentra más al norte. Por tanto, no es de extrañar que una parte importante de las zonas altas desaguan en manantiales cerca del Río Rudrón, y el Pozo Azul es uno de ellos.
Sin embargo, para que el punto más bajo del acuífero de Pozo Azul se encuentre en el valle del Río Rudrón hay una condición importante: los estratos de la unidad del Pozo Azul deben de ser cortados por el cañón encajado del Rudrón, es decir que deben de aflorar en su lecho. Hoy en día esto es claramente el caso, pero: ¿siempre ha sido así?

El mapa geológico nos muestra que al sur de Covanera, las calizas de la unidad del Pozo Azul no sobrepasan los 800 metros de altitud (hasta unos 100 metros por encima del valle), mientras que un kilómetro al norte de Covanera llegan hasta una altura de unos 900 metros, es decir hasta una altura de unos 200 metros por encima del valle.
Sabemos que los ríos poco a poco excavan su lecho, profundizando con el tiempo. Esto significa que hubo un tiempo en que el fondo del valle tenía 100 metros más de altura, lo que a su vez significa que las rocas de la unidad del Pozo Azul al sur de Covanera no llegaban a la superficie y que sus rocas solo afloraban al norte del pueblo. Por tanto, sus aguas no podían desaguar hacia el sur de Covanera, incluso aunque la dirección general de la cueva era en esta dirección. Vamos a dibujar esquemáticamente un mapa de la situación geológica de ese momento.

MAPA GEOLÓGICO ESQUEMÁTICO DE CUANDO HUBO 100 METROS MENOS DE INCISIÓN DEL VALLE DEL RÍO RUDRÓN.

Como dibujar un mapa geológico para una situación en el pasado, es decir : un paleomapa geológico? Pues, en este caso lo que queremos es un mapa para la situación en que el Río Rudrón todavía no se había encajado sus últimos 100 metros. La topografía era ya bastante parecida a la situación actual, con las alturas de las llanuras solo un poco mayores a las actuales, pero con la gran diferencia de que los valles tenían 100 metros menos de profundidad. Lo que hace que el fondo del Río Rudrón no estaba a unos 700 metros, sino a unos 800 metros.
Por tanto, para reconstruir el paleomapa topográfico cogemos el actual mapa topográfico y sumamos 100 metros a todas las alturas de los valles (fondo y laderas) y solo un poco a las cumbres llanas.
Sin embargo, las posiciones de las unidades geológicas están fijas. Si el techo de una unidad se encuentra a 750 metros, también se encontraba a 750 metros en el pasado (si no hay levantamientos tectónicos en este periodo). Por tanto dibujamos los limites de las unidades en el mapa de la paleotopografía (la topografía antigua), manteniendo las altitudes actuales.
Por ejemplo, donde el techo de la unidad Pozo Azul se encuentra a 850 metros (unos 150 metros sobre el valle), entonces se encontraba a los mismos 850 metros, pero solo
unos 50 metros sobre el fondo del valle. Y donde el techo se encuentra a 750 metros (unos 50 metros sobre el valle), entonces se encontraba a 50 metros por debajo del fondo del valle y por tanto no afloraba (sus rocas no llegaban a la superficie).

El resultado se muestra en la figura 7. La unidad del Pozo Azul está indicada con rayas horizontales, la unidad inferior con rayas verticales y las unidades superiores con rayas oblicuas. También se han dibujado los primeros 1900 metros de la cueva indicando S1, la burbuja y parte de S2. El final de los primeros 150 metros de la cueva, el tramo en dirección 135 grados, se ha indicado con un punto morado.

La figura 7 muestra una aproximación del mapa geológico en el pasado, cuando el Río Rudrón se había encajado unos 100 metros menos que en la actualidad.

Importante es el hecho que el afloramiento de la unidad del Pozo Azul más cercano y topográficamente más bajo, estaba a aproximadamente 700 metros al noroeste del punto morado (flecha morada en la figura 8).

DESARROLLO FINAL (HIDROLÓGICAMENTE) EN DIRECCIÓN NOROESTE.

El desarrollo general de la cueva en dirección oeste u oeste-noroeste, utilizando principalmente los sistemas de fisuras este-oeste se veía interrumpido desde el punto morado (flecha roja en la figura 8), porque desde este punto hacia el oeste no afloraba la unidad del Pozo Azul, y por tanto no se podía formar un punto de desagüe. Desde el punto morado, el punto más bajo hacia donde desaguar estaba en el noroeste, en el valle del Rudrón. Por tanto, desde aquí se ha aprovechado el sistema de fisuras sureste-noroeste (135º). No es coincidencia que los primeros 150 metros de la cueva, los 280 metros del barranco y el tramo correspondiente del Río Rudrón tengan todos está dirección. En la figura 8 esta dirección se ha indicado con una flecha morada. Hidrológicamente esto coincide con el último tramo de la cueva.

La figura 8 muestra que el desarrollo general de la cueva en dirección este no podía seguir por falta de afloramiento de la roca que compone el acuífero. El punto más cercano y topográficamente más bajo para poder manar estaba hacia el noroeste, en el fondo del valle del Rudrón.

No hay que olvidar que el estado de gestión de una cueva, es decir el ensanchamiento de las fisuras estrechas hasta protoconductos (conductos con un diámetro de alrededor 1 centímetro), a menudo es lo que más tarda. Especialmente si se trata de distancias elevadas, como aquí es el caso. Por tanto es muy probable que la continua incisión del Río Rudrón había avanzado tanto que la unidad del Pozo Azul ya afloraba en la orilla del río, donde actualmente desemboca el barranco del arroyo del Pozo Azul, cuando la cueva finalmente comenzó a formarse de verdad.
El techo de la unidad Pozo Azul en la desembocadura del arroyo, se encuentra a una altura de unos 70 metros por encima del valle. Esto se ha deducido de dos maneras: primero por el techo de la unidad dibujado en el mapa geológico (aunque a una escala muy imprecisa), y segundo porque donde el manantial hay probablemente menos de 20 metros de caliza compacta, esto en combinación con 280 metros de distancia y una inclinación de 10º de los estratos, da como resultado unos 70 metros en total. Además el famoso pilar de caliza compacta que se ve en tantas fotos de Covanera está muy cerca de este lugar y si tiene cierta altura. Bueno, parece que el techo de la unidad en la embocadura del barranco se encuentra a 770 metros.

RETROCESO DEL MANANTIAL Y EL DESARROLLO DEL BARRANCO DEL ARROYO LAS PISAS.

Cuando el Río Rudrón se había encajado hasta una altura de unos 770 metros, la cueva manaba en la orilla del río, justo por debajo del techo de la unidad del Pozo Azul. Esta situación se refleja en la figura 9. Nota que en las figuras 9, 10 y 11 no se ha dibujado el tamaño de la cueva a escala. Sin embargo, se supone que el diámetro va en aumento con el paso del tiempo.
Él Rudrón seguía encajándose, y en cierto momento llegó a una altura de unos 725 metros. Esta situación se ha reflejado en la figura 10 donde se ve como el manantial se ha retrocedido y que el arroyo que sale de ella ya ha excavado una parte del barranco.

La figura 9 muestra el momento en que la incisión del Rudrón llegó al techo de la unidad Pozo Azul.

La figura 10 muestra un momento intermedio. El Rudrón se ha encajado algo más y el manantial se ha retrocedido y ha bajado en altura, siguiendo la incisión del Río Rudrón. Ya se ha formado parte del barranco de acceso. Para indicar el alzado (perfil) se ha usado colores fuertes (amarillo, naranja y verde), y para intentar dibujar el barranco en perspectiva se ha usado colores suaves.

La figura 11 muestra la situación actual. El manantial se ha retrocedido unos 280 metros hacia atrás y ha bajado unos 65 metros en altura.

En la actualidad el lecho del Rudrón se encuentra un poco por debajo de los 700 metros, mientras que el manantial se ha retrocedido unos 280 metros. También se ha formado una roca muy característica que se llama el Gran Pedrusco (figura 11).
Las edades que deben de acompañar cada situación no se puede sacar de ningún mapa. La incisión de un cañón depende de muchos variables, para mencionar solo unos pocos: el nivel de base del rió Ebro y su velocidad de incisión, la velocidad de levantamiento de la zona (si la hay), resistencia de la propia roca, etc. Además, el encajamiento tiene mucho que ver con acontecimientos geológicos en una zona, como por ejemplo la apertura de la cuenca del Duero hacia el Atlántico (aunque aquí se trata del Ebro).
Esto no significa que el estudio no tenga valor, porque: primero con datos adicionales debería ser posible dar unas dataciones bastante exactas, por ejemplo mediante un estudio de las terrazas aluviales depositadas en el cañón del Rudrón, y segundo, se puede dar una idea global: una incisión de un cañón de 70 metros se puede hacer en menos de un millón de años o incluso en medio millón de años, como ha pasado por ejemplo con el Río Esla en León.

ES POSIBLE QUE ANTIGUAMENTE LA CUEVA MANABA EN OTRO LUGAR?

Por lo que he entendido de las descripciones, parece que el tamaño de la cueva a partir de “La Burbuja” es considerablemente mayor (en sentido hacia dentro). Si es así una posible explicación pudiera ser la siguiente:
Cogemos el comienzo del segundo sifón (S2) como punto de partida. No hay que olvidar que en sentido hidrológico este punto es el final del segundo sifón.
Puede que el antiguo desagüe no fuera hacia el oeste (por La Burbuja y el primer sifón, como es actualmente el caso), sino hacia el noroeste, usando el sistema de fallas de rumbo 135 grados (ver flecha verde en la figura 8)
La razón pudiera haber sido el hecho de que el techo de la unidad del Pozo Azul en esta dirección se encuentra topográficamente más alto (ver figura 3 y la figura 7), y por tanto, debido a la incisión del Río Rudrón, había llegado a aflorar mucho antes que en la cercanía del actual Pozo Azul. El supuesto antiguo manantial del Pozo Azul debiera de estar en la zona alrededor de la punta de la flecha verde.
Sin embargo, esta dirección de desagüe no podía durar para siempre, porque la continua incisión del Rudrón ha causado:
1) Que el supuesto antiguo manantial del Pozo Azul se hubiera quedado colgado en la pared del valle del Rudrón, porque ni siquiera la base de la unidad afloraba ya en el fondo del valle, y que por tanto ha sido abandonado. Además parece que la cueva está más orientada hacia el techo de la unidad que hacia la base (razones estratigráficas??), lo que puede haber causado un abandono del manantial, incluso aunque la base de la unidad afloraba todavía en el fondo del valle.
2) Que los afloramientos de la unidad del Pozo Azul se acercaban cada vez más a Covanera, originando una vía hidráulicamente preferible. Estableciendo el trayecto actual, usando preferentemente el sistema de fallas este-oeste (rumbo 90 grados).

Esto pudiera explicar la diferencia en tamaño antes y después del comienzo del segundo sifón. El tramo de entrada hasta el segundo sifón (primer sifón y La Burbuja) puede ser de mucho menos edad que el resto de la cueva, y por tanto de un tamaño más reducido. A lo mejor existe alguna galería lateral al principio del segundo sifón, no necesariamente de gran tamaño, que pudiera haber sido el acceso hacia el supuesto antiguo manantial.

Puede que en lugar de un solo supuesto antiguo manantial ha habido varios, y que cada uno ha funcionado por poco tiempo. Estarían situados en la ladera del Rudrón desde Covanera hacia el norte. No sé si se han encontrado cuevas que se puedan interpretar como antiguos manantiales, pero merece la pena una prospección.

NOTA FINAL: Quiero recordar que todo el artículo está escrito basado en material adquirido por internet y que aparte de una visita relámpago, no he estudiado el terreno en situ. Por un lado muestra lo que se puede hacer con un mapa geológico y por otro lado es muy probable que de haber pisado la zona, algunas cosas las hubiera descrito de otra manera.

Hidrodinámica elemental para espeleólogos I

2011-02-27T20:47:00.009+01:00

Hidrodinámica elemental para espeleólogos I: Características del flujo laminar y turbulento y el número de Reynolds (Re).

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Al leer el título de este artículo una reacción lógica de muchos lectores puede ser: ”Bueno, si a mi me gusta visitar cuevas, para que necesito saber algo de hidrodinámica”? Sin embargo, no hay que olvidar que las cuevas se forman principalmente debido a la disolución de la roca por los flujos de agua y que el comportamiento de estos flujos influye en gran medida, tanto en la formación de las galerías individuales, como en el conjunto de conductos que componen el sistema hidrológico.
Repasaré algunos elementos básicos de flujos, intentando aburrir lo menos posible al lector y explicando en que parte de la espeleogénesis son importantes.
Este primer artículo tratará dos tipos de flujo de un líquido: el flujo laminar y el flujo turbulento, además se explica la manera de distinguirlos, mediante el número de Reynolds.

PEQUEÑA ADVERTENCIA.
Me gusta describir las derivaciones y diferentes pasos para conseguir las formulas con bastante detalle. Es cierto que para algunos lectores no hace falta una descripción tan exhaustiva. Sin embargo, no todos tenemos el mismo nivel de educación en asignaturas como la física o las matemáticas y por tanto prefiero ir paso a paso.
A menudo se describe una formula tanto en símbolos como en palabras, porque al ponerla en el blog las formulas se suelen “mutilar”. Espero que la combinación de “formula mutilada” y descripción sea suficiente para poder entenderlo.

UN POCO DE HISTORIA.

Ya entre 1842 y 1845, Sir George Gabriel Stokes (que además en 1851 derivó la Ley de Stokes, usada para determinar la velocidad de caída de una partícula en un fluido) publicó los primeros artículos acerca de la dinámica de los fluidos, tratando aspectos de su movimiento y fricción. Stokes ya se daba cuenta de la importancia en la relación entre las fuerzas de inercia y las de viscosidad. Sin embargo, no fue hasta 1883 cuando Osborne Reynolds lo popularizó con el conocido Número de Reynolds, que compara directamente la importancia de ambas fuerzas.

LAS FUERZAS QUE TRABAJAN SOBRE UNA UNIDAD DE AGUA.

Visto desde el punto de vista de un flujo se puede determinar básicamente dos tipos de fuerzas: Las fuerzas de inercia y las fuerzas de fricción. ¿De que estoy hablando?

Las fuerzas de inercia: Imagínate una unidad de agua que se mueve en una cierta dirección dentro de un tubo. Ahora, si el tubo hace una curva, esta unidad de agua tiende a seguir recto. Además, puede que la unidad esté rotando (girando). Así pues, la tendencia de seguir recto y seguir rotando se llama inercia, y cuanto mayor es la densidad (masa) y la velocidad de esta unidad, mayor es su inercia y más cuesta cambiar su trayectoria o rotación. Hay que mencionar que en trayectos rectos también hay inercia debido a la rotación.

En formula: F = ρ * v2 / L
En palabras: Las fuerzas de inercia (F) son igual a la densidad (ρ) multiplicado con el cuadrado de la velocidad media del flujo (v), dividido por una longitud característica (L).

Fuerzas de fricción: Cuando una unidad de agua intenta seguir recto (ya dentro de la curva), va a rozar (fricción) con otras unidades vecinas y las intentará empujar hacia un lado. La resistencia que oponen estas unidades vecinas se llama fricción. Si esta unidad realmente es capaz de desviar su trayectoria, desplazando unidades vecinas, entonces su inercia ha “vencido” a la fricción. Cuando hablamos de fuerzas de fricción dentro de líquidos, se suele hablar de fuerzas viscosas.

En formula: F = μ * v / L2
En palabras: Las fuerzas viscosas (F) son igual a la viscosidad dinámica (μ) multiplicado por la velocidad media (v), dividido por el cuadrado de la longitud característica (L).

EL NÚMERO DE REYNOLDS.

Arriba se ha descrito que el movimiento de una unidad de agua dentro de un flujo depende de la relación que existe entre las fuerzas de inercia y las fuerzas viscosas.
En realidad, una comparación numérica entre dos fuerzas no es otra cosa que el cociente resultante de la división de ambas, y el primero en describir esta relación fue Osborne Reynolds (1842-1912). Por tanto, y en su honor, este cociente se llama el Número de Reynolds (Re).

Entonces tenemos: Re = fuerzas de inercia / fuerzas viscosas

En palabras: El número de Reynolds es el cociente de las fuerzas de inercia y las fuerzas viscosas.

Ya conocemos las formulas de ambas fuerzas, lo que nos da:

Re = ρ * v2 / L dividido por μ * v / L2

Recordamos que dividir es multiplicar con el inverso, lo que nos da:

Re = ρ * v2 / L multiplicado por L2 / μ * v

Simplificado (rayando una v y una L) nos da:

Re = ρ * v * L / μ

En el caso de tuberías (protoconductos), la longitud característica L es igual al diámetro D del tubo.
Lo que finalmente nos da la formula del Número de Reynolds:

Re = ρ * v * D / μ

Donde:
ρ = la densidad del fluido en kg/m³
v = la velocidad media del flujo en m/s
D = el diámetro (interior) del tubo en m
μ = la viscosidad dinámica del fluido en Pa·s o N·s/m² o kg/(m·s)

La densidad (ρ) y la viscosidad (μ) son características del líquido, en nuestro caso el agua, que son constantes por una temperatura y presión. Por tanto, para una cierta temperatura (en España entre 0 y 20 grados) y presión (la presión atmosférica o algo más) el Número de Reynolds solo depende de la velocidad media del flujo y del diámetro del tubo, ambas unidades que se pueden medir.

Ya que hemos visto que la trayectoria de una unidad de agua depende de la interacción de las fuerzas de inercia y las fuerzas viscosas. El resultado de esta “lucha” puede ser:

“Ganan” las fuerzas viscosas: la unidad de agua no es capaz de empujar y de desviar a sus unidades vecinas. La resistencia viscosa “obliga” a la unidad de mantener su posición relativa a sus vecinos y evita su rotación. Tampoco no puede adelantar o ser adelantado por las unidades que se encuentran en la misma “línea de corriente”.
Un flujo con estas características se llama: Flujo Laminar.

“Ganan” las fuerzas de inercia: la fricción no puede mantener a la unidad en su “línea de corriente” y como consecuencia esta unidad mueve de una manera errática por el flujo, chocando con otras unidades y ganando o perdiendo velocidad y rotación
Un flujo con estas características se llama: Flujo Turbulento.

DOS TIPOS DE FLUJOS.

Ya hemos visto que se puede distinguir dos tipos de flujo, con características muy distintas: el flujo laminar y el flujo turbulento. Si un flujo es laminar o turbulento depende de la relación entre las fuerzas de inercia y la viscosidad, en otras palabras:
El tipo de flujo depende del número de Reynolds (Re).

Si se trata de un tubo circular, el flujo es laminar cuando el número de Reynolds es menor de unos 2000 – 2300 (varía según la literatura). Del mismo modo, el flujo es turbulento cuando el Re es mayor de 4000 (este valor puede ser algo mayor). Parece que la mayoría de la literatura trabaja con valores de 2000 y 4000, y por tanto también lo hacemos aquí.
Cuando el Re de un flujo es entre 2000 y 4000, este flujo se encuentra en un estado de transición. Por ejemplo, el centro de un flujo en transición (donde la velocidad es máxima) tiene cierta turbulencia, mientras cerca de las paredes el flujo es laminar.

En el siguiente enlace se puede encontrar un video colgado en youtube que muestra la transición de flujo laminar a turbulento:

http://www.youtube.com/watch?v=JhASnE33omU

Este video comienza con un flujo laminar, y la trayectoria del tinte inyectada es una línea recta. La velocidad del agua va en aumento y el flujo entra en un estado de transición, que es mostrado por la perturbación de la línea recta. Finalmente el flujo es turbulento, mostrando torbellinos y una mezcla perfecta por todo el tubo.

LA DEPENDENCIA DEL NÚMERO DE REYNOLDS DEL PRODUCTO DE LA VELOCIDAD DEL FLUJO Y EL DIÁMETRO DEL TUBO.

Recordamos la formula del número de Reynolds: Re = ρ * v * D / μ

Ya se ha dicho que la densidad y la viscosidad son constantes para una cierta temperatura y presión, lo que significa que el Re por esta temperatura solo depende del producto de velocidad media y diámetro: v * D .

Por ejemplo, si la velocidad se dobla y el diámetro se disminuye a la mitad, el Re no cambia. Eso significa que si el diámetro es muy grande, es posible que un flujo es turbulento aunque la velocidad sea pequeña. Por tanto, no se puedo confirmar que un flujo lento siempre es laminar.
Sin embargo, cuando se trata de un flujo en fisuras (diámetro hasta algunos milímetros) se puede estar prácticamente seguro de que se trata de un flujo laminar.

RESUMEN DEL FLUJO LAMINAR.
Las unidades de fluido (partículas) se mueven en trayectorias definidas que en conjunto forman capas o láminas, lo que explica su nombre. Las capas entre si se mueven casi sin interferencia y por tanto prácticamente no se transfiera energía entre las capas ni se intercambian partículas.

La figura 1 muestra como en un flujo laminar las líneas de corriente se pueden acercar, causado por un obstáculo como en la figura o por un estrechamiento del tubo, pero nunca se pueden cruzar.

Las características de un flujo laminar:
- Las fuerzas viscosas son importantes.
- El número de Reynolds es menor de 2000.
- Se suele tratar de flujos lentos, aunque también depende del diámetro.
- Las partículas (unidades) se mueven en trayectorias definidas (líneas de corriente), que entre si no se pueden cruzar (ver figura 1), aunque si se pueden acercar o alejar entre ellas.
- Estas trayectorias en conjunto forman capas.
- La velocidad es máxima en el centro del tubo y nula donde las paredes, y la distribución del flujo tiene la forma de un parábola (figura 2).

La figura 2 muestra la distribución de la velocidad de un flujo laminar dentro de un tubo, que tiene forma de parábola. Se puede observar que la velocidad es máxima en el centro y cero donde las paredes, y que las líneas de corrientes son paralelas ( si no hay obstáculos).

Su importancia en la espeleogénesis:
Como la interacción entre las diferentes capas o líneas de corriente es mínima, la caliza disuelta se queda en las capas cercanas de la pared, llegando a concentraciones altas. Por tanto la disolución de la roca caliza es más lenta, incluso si la concentración media de todo el flujo no es alta.
Como el flujo en las fisuras y sus intersecciones suele ser laminar, su influencia en determinar la posición de las futuras galerías es enorme. Por tanto, la geometría de los conductos freáticos como conjunto, es decir el origen del sistema hidrológico, depende en gran parte del flujo laminar.
Además, la aplicación de las leyes de la hidrodinámica depende del tipo de flujo. Lo que significa que antes de poder realizar cualquier cálculo, por ejemplo para saber el momento de ruptura (formación de un protoconducto), se necesita saber de que flujo se trata.

RESUMEN DEL FLUJO TURBULENTO.
Las unidades de fluido se mueven en trayectorias erráticas, formando torbellinos y vórtices, resultando en un flujo bien mezclado. Las partículas transfieren energía entre ellas

La figura 3 muestra de un modo esquemática algunas trayectorias de partículas en un flujo turbulento. El flujo es hacia la derecha, lo que no impide que también hay partículas que se muevan hacia la izquierda.

Las características de un flujo turbulento:
- Las fuerzas viscosas son de poca importancia, ha “ganado” la inercia.
- El número de Reynolds es mayor de 4000.
- Se suele tratar de flujos no tan lentos, hasta muy rápidos, aunque también depende del diámetro.
- Dentro del flujo se forman torbellinos y vórtices.
- Las partículas (unidades) NO se mueven en trayectorias definidas, sino muy erráticas, chocando entre ellas, aumentando o disminuyendo su inercia (figura 3)
- La velocidad es máxima en el centro del tubo y nula donde las paredes, sin embargo, la distribución del flujo NO tiene la forma de un parábola (figura 4).

Su importancia en la espeleogénesis:
La turbulencia de las partículas distribuye la caliza disuelta de forma efectiva por todo el flujo, evitando una saturación del agua cerca de las paredes, lo que resulta en una disolución más rápida.
Desde el momento en que las fisuras se convierten en protoconductos, en la gran mayoría de los casos se trata de un flujo turbulento. Este flujo es en parte responsable por el gran aumento en la velocidad de disolución en el momento de formación de un protoconducto.
Recuerda que el evento de ruptura (breakthrough en inglés) se suele ocasionar cuando el diámetro de una fisura (o una intersección de fisuras en forma circular) llega a entre 0,5 cm y 1 cm.

La figura 4 muestra la distribución de la velocidad de un flujo turbulento dentro de un tubo. La velocidad es máxima en una amplia zona alrededor del centro del tubo. El flujo es hacia la derecha.

La foto 1 muestra el flujo turbulento (usando colores falsos). El flujo es hacia la derecha. Foto tomado por la Universidad Técnica en Delft, en Holanda, uso libre.

EXPERIMENTO.

En youtube se encuentra colgado el siguiente video:
http://www.youtube.com/watch?v=p08_KlTKP50&feature=related

En este experimento se inyecta en un bote con líquido 3 gotas de tinte, cada una de un color (rojo, verde y azul), y los tres a la misma altura. Después dan lentamente 5 vueltas al líquido dentro del bote y parece que las tres gotas se han mezclado íntimamente. Sin embargo, a continuación dan 5 vueltas para atrás y vuelven a aparecer las 3 gotas originales.

La explicación es que las gotas NO se habían mezclado íntimamente. A dar vueltas el tinte se ha movido en trayectorias circulares, pero cada trayectoria con una velocidad diferente. El tinte que se encuentra en una trayectoria más rápida “adelanta” a sus vecinas más lentas y por tanto parece que el líquido se había mezclado. Sin embargo, en realidad se trata de trayectorias diferentes, aunque muy cercanas. Dando 5 vueltas para atrás, todos las partículas vuelven por sus propias trayectorias para acabar en su punto de origen (las gotas originales).
Este resultado solo es posible si las líneas de corriente (trayectorias) NO se habían cruzado y por lo tanto es una demostración de un flujo LAMINAR.

Bonita foto de la NASA que muestra un vórtice de aire (flujo turbulento) por detrás de un avión, generado por la punta de ala. Foto de uso libre, como todas las fotos de la NASA (las que no tienen una notificación indicando lo contrario).

UN EJEMPLO.

En este ejemplo vamos a calcular el número de Reynolds.

Recordamos la formula del número de Reynolds: Re = ρ * v * D / μ

Necesitamos saber:
La densidad del líquido (ρ), en kg/m3
La velocidad media (v), en m/s
El diámetro del tubo (D), en m
La viscosidad dinámica (μ), en Pa·s o N·s/m² o kg/(m·s)

Pues nos imaginamos la siguiente situación:
Agua de 10 ºC que fluye por un tubo con un diámetro de 3 cm con una velocidad de 0,5 metros por segundo.

Los datos son:
ρ = 999,77 redondeado en 1000 kg/m3
v = 0,5 m/s
D = 0,03 m
μ = 0,001308
Substituyendo en la formula nos da:

1000 x 0,5 x 0,03 / 0,001308 = 15 / 0,001308 = 11.468 El flujo es turbulento.

Otra situación: Agua de 10 ºC que fluye por un tubo con un diámetro de 5 cm con una velocidad de 5 cm por segundo.

Substituyendo en la formula nos da:

1000 x 0,05 x 0,05 / 0,001308 = 2,5 / 0,01308 = 1911 El flujo es laminar.

Los datos de viscosidad y densidad se han obtenido de las tablas 1 y 2.

COMO CALCULAR EL NÚMERO REYNOLDS POR CONDUCTOS NO CIRCULARES.

Si el conducto no es circular, lo único que cambia es la determinación del diámetro.

Entonces el diámetro es D = 4*A / P
Donde:
A es la superficie del conducto y
P es el perímetro mojado.

Por ejemplo el D de un rectángulo de 3 por 5 cm:
La superficie es 0,03 x 0,05 = 0,0015 m2
y el perímetro mojado es 0,03 + 0,05 + 0,03 + 0,05 = 0,16m

D = 4 x 0,0015 / 0,16 = 0,006 / 0,16 = 0,0375 m = 3,75 cm

VISCOSIDAD CINEMÁTICA.

También es posible encontrar la formula del Número de Reynolds en la siguiente forma:

Re = v * D / υ

Donde υ es la viscosidad cinemática, que es la viscosidad dinámica dividido por la densidad, en formula:

υ = μ / ρ ( en m2/s)

No hay que equivocarse con el símbolo v de velocidad.

La tabla 1 muestra la viscosidad dinámica del agua por las temperaturas de 1 ºC hasta 25 ºC. Los datos se han obtenido de: http://www.vaxasoftware.com/doc_edu/qui/viscoh2o.pdf

La tabla 2 muestra la densidad del agua por las temperaturas de 1 ºC hasta 25 ºC. Los datos se han obtenido de: http://www.vaxasoftware.com/doc_edu/qui/denh2o.pdf

RESUMEN POR VÍDEO.

El internet ha hecho posible que los centros de investigación pueden colgar videos que de otro modo serían muy difíciles de conseguir. He encontrado este video en español, hecho por la Escuela de Ingeniería de Antioquia (Medellín, Colombia), que resume muy bien los puntos importantes de este artículo.

Muy buen video: http://www.youtube.com/watch?v=xFCXGXOHO_s&feature=fvw

Mis blogs de Geología.

2011-01-27T15:46:00.006+01:00

MIS BLOGS DE GEOLOGÍA TODOS JUNTOS

Marius van Heiningen

Aquí tengo una lista de blogs de geología que he encontrado en la red. Se ha usado el gadget de "mi lista de blogs", para que de este modo aparece la última entrada publicada (aparte de una pequeña descripción del blog). Los blog están ordenados alfabéticamente para facilitar su búsqueda. Como resumen, más abajo aparecen los mismos blogs en forma de listado. Me doy cuenta que solo he puesto una parte de los blogs que deben de haber. Si crees que hay que incluir algún blog más, mándame un correo.

Aquí el enlace hacia: Mis blogs de Geología.

Formación de protoconductos en la intersección de dos fracturas.

2011-01-21T16:11:00.013+01:00

Formación de protoconductos en la intersección de dos fracturas.

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Si dentro de una cueva uno se detiene un momento para observar las paredes de una galería freática, esas galerías cuya sección es más o menos redonda o elíptica (los llamados tubos de presión), es muy probable que podrá determinar la fisura principal por donde la galería ha iniciado su crecimiento. Sin embargo, a menudo uno es capaz de distinguir dos fracturas prominentes, ambas con un desarrollo a lo largo de la galería (figura 1).
Poder explicar y predecir la localización exacta de las galerías dentro de un sistema de karst, es uno de los objetos de estudio de la espeleogénesis y se trata de un asunto altamente complicado. Por tanto, este artículo se concentra en un solo aspecto: explicar porque en una intersección de dos fracturas es muy favorable la formación de un protoconducto, basándose únicamente en la geometría y la velocidad del flujo. Otros factores importantes para la formación de protoconductos (solubilidad de la roca, presencia de pirita o yeso, etc.) serán tratados en otro artículo. Igualmente no trataremos las leyes de la hidrodinámica (ley de Poiseuille, ecuación de Bernoulli, Darcy-Weisbach, etc.), aunque su aplicación ilustran unos aspectos altamente interesantes, como por ejemplo la altura hasta donde puede subir el agua en una galería durante una crecida, por causa de un estrechamiento. Por tanto, también serán tratados en otro artículo.

La figura 1 muestra un tubo freático (en verde) que se ha desarrollado alrededor de la intersección de dos fracturas (en rojo y naranja).

GEOMETRÍA DE UNA FISURA Y DISTRIBUCIÓN DEL FLUJO.

La geometría de una fisura horizontal se puede comparar con una manta, su longitud (l) y anchura (w) es mucho mayor que su altura. La longitud es la dimensión mayor y suele ser la dirección en donde se mueve el flujo de agua que pasa por la fisura, y en lugar de altura hablamos del diámetro de una fisura. Por tanto, el diámetro (d) siempre es la dimensión más pequeña de una fractura y es la distancia entre las dos paredes que son separadas por la fisura. El diámetro típico de una fractura que todavía no se ha ensanchado por disolución es de una fracción de un milímetro. La anchura suele variar entre algunos decímetros y algunos metros, mientras que la longitud puede llegar a decenas de metros o más. La figura 2 muestra las tres dimensiones de una fisura (la anchura y longitud solo parcialmente), y la dirección y velocidad (v) del flujo, que aquí es paralelo a la longitud.

La figura 2 muestra la longitud (l), anchura (w) y diámetro (d) de una fisura llena de agua (azul). La flecha indica la dirección del flujo y la gráfica a la derecha muestra la distribución de la velocidad del flujo dentro de la fisura. La línea roja indica la velocidad máxima (VFmax) que se encuentra justo en el medio.

En fracturas estrechas (menos de 1 centímetro de diámetro) el régimen de flujo es laminar. Debido a la fricción entre la roca y el agua en movimiento, la velocidad del flujo es mínimo cerca de las paredes y máximo en el centro (línea roja). A la derecha de la figura se ha dibujado la distribución de la velocidad del flujo, que tiene la forma de un parábola (línea verde). En este artículo se indica la velocidad máxima dentro de las fisuras como VFmax (V de velocidad y F de fisura).

DOS FACTORES QUE INFLUYEN EN LA DISOLUCIÓN DE LA ROCA MADRE.

En los artículos acerca de la formación de los protoconductos ya se ha explicado que cuanto mayor es la velocidad del flujo, más rápido es el ensanchamiento de la fisura. Por tanto, el primer factor es: la velocidad del flujo.
Además, la disolución es proporcional a la superficie, es decir, si la superficie de un cierto volumen que está en contacto con un disolvente es el doble, este volumen se disuelve en la mitad del tiempo. Por tanto el segundo factor es: la superficie expuesta al disolvente (agua) alrededor de la intersección.

LA VELOCIDAD DEL FLUJO.
La figura 3 muestra un volumen de roca con dos fisuras principales de igual diámetro: una horizontal y otra vertical. La línea roja indica la máxima velocidad dentro del flujo (justo en el medio de la fisura) y la dirección del flujo está indicada por las flechas negras (desde la izquierda hacia la derecha). Sin embargo, ¿como es la distribución del flujo en la intersección de ambas fisuras?, indicada en la figura 3 como un círculo amarillo.
Como muestra la figura 2, el flujo es máximo donde la distancia hasta las paredes de la fisura es máxima, lo que explica que el flujo es más rápido en una fisura más ancha (todas las demás circunstancias igual).

La figura 3 muestra dos fisuras de igual diámetro y su intersección (en amarillo). Las líneas rojas indican donde la velocidad es máxima dentro de las fisuras.

La figura 4 muestra el círculo amarillo amplificado. Hay tres razones porque podemos deducir que la velocidad del flujo es mayor dentro del círculo amarillo:
La primera razón: La distancia entre el centro del círculo y las paredes más cercanas (las esquinas), es decir el radio de la intersección (flecha verde), es mayor que el radio de las fisuras (flecha negra). Arriba ya se ha explicado que cuanto más grande es la distancia hasta las paredes, mayor es la velocidad del flujo.
La segunda razón: La flecha negra que sale del centro del círculo, no termina en una pared (donde la velocidad es mínima), sino en una zona de máxima velocidad. Por tanto, desde el final de la flecha negra hacia el centro del círculo, la velocidad del flujo solo puede aumentar y por tanto es mayor que la VFmax.
La tercera razón: En la figura 4 se ha dibujado la distribución aproximada de la VFmax dentro del círculo amarillo (líneas rojas en forma de estrella). Lógicamente, la velocidad dentro de esta zona, marcada con rosa y finas líneas rojas, es mayor que la VFmax.

Conclusión: Si el flujo dentro de la intersección de ambas fisuras es mayor a la máxima velocidad del flujo en las fisuras (VFmax), también la velocidad de disolución debe de ser mayor. Con otras palabras: el retroceso de las paredes en la intersección es mayor que en las fisuras y por tanto se ensancha más rápido.

La figura 4 es una amplificación de la parte derecha de la figura 3. Se muestra el tubo (en amarillo) y su radio (en verde) que cabe dentro de la intersección de dos fisuras de igual diámetro. Dentro de la zona marcada en rosa la velocidad del flujo es mayor que la velocidad máxima dentro de las fisuras. La esquina derecha inferior se ve amplificada en la figura 5.

LA SUPERFICIE EXPUESTA A LA DISOLUCIÓN.
La disolución de las esquinas de la intersección es más rápida que en cualquier otra parte de las fisuras, porque están siendo disueltas por los dos lados. La figura 5 muestra el desarrollo de la disolución de la esquina derecha inferior en 4 pasos. La figura 5.1 muestra 6 bloques de igual volumen y 6 lados, donde cada lado está expuesto a la misma cantidad de disolución. La figura 5.2 muestra que cuando de los bloques B y C se han disuelto una cuarta parte, del bloque A solo queda alrededor de la mitad, porque se ha disuelto por dos lados. En la figura 5.3 se muestra como la mayor disolución ha llegado a formar un frente de disolución en línea recta. Sin embargo, este frente recto no se mantiene, sino se desarrolla hacia un frente convexo hacia la roca (figura 5.4). La razón es que ahora el diámetro de la intersección es bastante más grande que el diámetro de las fisuras (ya desde el principio era más grande y además ha aumentado más deprisa) y por tanto la velocidad del flujo en la intersección también es bastante mayor. Ya hemos visto que mayor velocidad del flujo es igual a un mayor retroceso de las paredes y como consecuencia la línea recta se transforma en una línea convexa hacia la roca. Como en las cuarto esquinas pasa lo mismo el resultado final es un conducto más o menos circular (figura 6).

La figura 5 muestra el retroceso de las paredes de una esquina, hasta formarse una línea convexa que juntos con las otras 3 esquinas forma un conducto circular.

COMENTARIO.

Se ha explicado como una intersección de dos fisuras es un lugar preferencial para la formación de un protoconducto (semi)circular, únicamente basándose en el principio “mayor velocidad del flujo, mas disolución” y en la geometría de las esquinas de la intersección.
No hay que olvidar que hay numerosos factores que también pueden influir en el desarrollo de los protoconductos, de los cuales la “corrosión de mezclas” es un factor muy obvio porque la intersección es una línea de confluencia de dos flujos diferentes.
Si el diámetro de las fisuras es bastante desigual, el proceso descrito ya no es válido, porque la aportación del flujo menor es casi insignificante. Esto explica porque los protoconductos se suelen formar en intersecciones de fisuras principales (de diámetro parecido) y no se forman conductos en cualquiera de las intersecciones menores (entre fisura ancha y estrecha).

La figura 6 muestra un conducto circular (en amarillo) que es el resultado de la disolución preferencial de las esquinas. Se ve que el diámetro del conducto (en verde) es mucho mayor que el diámetro de las fisuras (en rojo).

Creo que sería un buen ejercicio para cualquier espeleólogo intentar descubrir las dos fisuras principales (si las haya), cuando se trata de un conducto (epi)freático. El protoconducto original estaría en la intersección (imaginaria) de ambas fisuras, que no necesariamente debe de haber estado en el centro de la galería. Por ejemplo, los estratos que componen la roca donde se está desarrollando la galería, pueden tener características diferentes, como su solubilidad, presencia de minerales de sulfuro, etc., ocasionando un ensanchamiento desigual.
Otro ejercicio interesante es investigar lo que pasa cuando una galería se gira, porque es frecuente que una de las dos fisuras es substituida por una fisura nueva.

De todos modos, acostumbrarse a determinar las fisuras principales, a veces de menos de 1mm de grosor, ya es un paso importante para empezar a entender la cueva.

Mis blogs de Espeleo

2011-01-06T22:05:00.008+01:00

MIS BLOGS DE ESPELEO TODOS JUNTOS

Marius van Heiningen

Esta lista de blogs de espeleo es un "update" de mi lista de blogs de mediados de 2008. Además se ha usado el gadget de "mi lista de blogs", para que de este modo aparece la última entrada publicada (aparte de una pequeña descripción del blog). Los blog están ordenados alfabéticamente para facilitar la búsqueda de algún blog en particular. Como resumen, más abajo aparecen los mismos blogs en forma de listado. Me doy cuenta que solo he encontrado una parte de los espeleoblogs que deben de haber y por tanto agradecería los enlaces hacia blogs ausentes. Mi correo se puede encontrar en mi perfil. Finalmente algo de autopromoción: si tienes un blog y crees que "Espeleogénesis: La formación de cuevas" merece la peña, no me parecería mal un enlace desde tu blog. Al final y a cabo, se escribe para llegar al mayor número de gente posible dentro de un grupo específico.

Aquí el enlace hacia "Mi lista de blogs de Espeleología".

El círculo concéntrico de cueva.

2010-12-21T21:08:00.014+01:00

Un espeleotema muy frágil: el círculo concéntrico de cueva.
Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.
Un círculo concéntrico de cueva es un espeleotema en forma de un círculo fino alrededor de un punto de impacto de gotas de agua. Según la composición química del agua y del substrato un círculo puede tener un relieve positivo o negativo, aunque parece que la mayoría de los círculos concéntricos formados sobre substrato carbonatado son de relieve positivo. Los primeros en describir este fenómeno fueron Torres-Capote et al en 1991. Ellos los llamaban “círculos concéntricos reconstructivos”, sin embargo, este nombre solo cubre los círculos positivos. Su nombre en italiano es cerchi della grotta (círculo de la cueva) y en inglés es “cave ring” (anillo de cueva).

La figura 1 muestra un círculo concéntrico.
Hasta ahora el acento de los artículos del blog de Espeleogénesis ha sido en la excavación de las cuevas en la roca y no en su relleno litogénico (espeleotemas). Sin embargo, un artículo reciente de Nozzoli, Bevilacqua y Cavallari (2009) me ha llamado la atención sobre la fragilidad de estos espeleotemas. Debido a su relativamente poca notabilidad y por estar situado sobre el suelo, es muy probable que muchos han sido dañados innecesariamente por el simple hecho de que los espeleólogos (en general) no están acostumbrados a fijarse en ellos. Espero que este artículo puede ayudar en difundir, un poco más, el mero hecho de la existencia de este fenómeno tan frágil.
La mayoría de la información proviene del artículo “The genesis of cave rings explained using empirical and experimental data.”, de los tres autores ya mencionados.

CARACTERÍSTICAS.
Los círculos están compuestos de calcita, que es precipitada por las pequeñas gotitas que caen sobre ellos. Las características visibles de los círculos concéntricos con un relieve positivo (los más frecuentes) son:
1) El grosor del propio círculo es entre unos milímetros y unos centímetros.
2) El diámetro es de entre unos centímetros y dos metros.
3) Su altura puede variar entre una rugosidad que apenas se nota hasta varios centímetros.
4) Cuanto más alto se encuentra el origen de las gotas (una estalactita), mayor es su diámetro.
5) Si el suelo es horizontal, se trata de un círculo perfecto.
6) Si el suelo tiene una inclinación, se forma un elipse.

La figura 2 muestra un círculo concéntrico de 11,5 cm de diámetro.

POSIBLES MECANISMOS DE FORMACIÓN.
El primer mecanismo consiste en que las gotas que provienen del techo se rompen cuando caen al suelo, eyectando varias gotitas más pequeñas en todas las direcciones. La distancia hasta donde llegan estas gotitas depende de la velocidad de la gota principal y esta, a su vez, depende de la altura de donde proviene y además (probablemente) de su masa. Las gotitas que tienen un ángulo de eyección de 45grados son las que más lejos llegan. Un círculo que se ha formado por este mecanismo se llama en inglés “splash ring”, lo que se puede traducir como “círculo de salpicadura”. En la figura 3.1 se puede observar un círculo que está formando por este mecanismo.

El segundo mecanismo, descrito por Montanaro (1992), explica la formación de círculos en la Grotta del Sorell (Sardinia). El notaba que las gotitas secundarias provenían de un punto cerca del techo. La explicación es que cuando la gota principal ha caído sobre una distancia de unos 1,5 metros, eyecta espontáneamente gotitas muy pequeñas (es decir que la gota principal se rompe parcialmente). La altura de este punto de eyección y la velocidad horizontal y vertical de las gotitas secundarias deben de ser muy constantes para que todas acaben en un círculo concéntrico. La dirección de eyección debe de ser al azar para que en el tiempo cada parte del círculo recibe la misma cantidad de gotitas (y de calcita). Un círculo que se ha formado por este mecanismo se llama en inglés “fall down ring”, lo que se puede traducir como “círculo por (gotitas) caídas”. Este mecanismo está representado en la figura 3.2.

La figura 3 muestra los mecanismos de “circulo de salpicadura” (1) y de “círculo por gotitas caídas”(2).
La descomposición total de una gota en varias gotitas es un fenómeno conocido desde hace mucho tiempo. Sin embargo, aquí parece que se trata de una gota que solo eyecta una pequeña parte de su masa y que sigue cayendo como gota principal.

EL EXPERIMENTO.
Nozzoli, Bevilacqua y Cavallari siguieron el método de trabajo de Montanaro (1992) y montaron pequeños andamios de madera donde colocaron tablas horizontales. Las tablas fueron colocadas a alturas diferentes para investigar la relación entre el diámetro del círculo y la altura de origen de las gotas principales. Para distinguir entre los dos mecanismos de formación, algunas de las tablas fueron agujeradas para dejar pasar la gota principal, porque de este modo la gota principal sigue cayendo y no podrá salpicar la tabla. A los 20 días ya se habían formado nuevos círculos concéntricos y el hecho de que las tablas con un agujero también tenían un círculo confirmaron el mecanismo de círculo por gotitas caídas.

ANÁLISIS DE DATOS.
Los datos recogidos no solo provienen del experimento. También se han medido la relación entre diámetro y altura de procedencia de las gotas de varios círculos naturales en cuevas. El conjunto de datos fue trazado en un gráfico para determinar la relación entre el radio del círculo (medio diámetro) y la altura de procedencia de la gota principal. El radio está en el eje horizontal (abscisa) y la altura en la vertical (ordenada).

La figura 4 muestra los datos y la curva que mejor los describe.

La figura 4 muestra los datos medidos en las diferentes cuevas y también los artificiales obtenidos con el experimento (en rojo). A primera vista se puede hacer varias observaciones.
La primera es que los datos coinciden muy bien con la curva negra.
La segunda es que la curva negra corta la vertical en un punto que no es el origen.
La tercera es que la forma de la curva es convexa hacia arriba.

La primera observación confirma la existencia de una relación entre la altura y el diámetro del círculo. Parte de las (pequeñas) diferencias entre los datos y la curva se puede explicar por la difícil determinación de la altura exacta de procedencia de las gotas, porque a menudo era imposible de identificar la estalactita de origen.
La segunda observación significa que por una altura menor de aproximadamente 1,5 metros no se forman círculos. Con otras palabras, esta es la distancia entre la punta de la estalactita y el punto donde la gota principal eyecta espontáneamente las gotitas secundarias. Una vez encontrado la formula exacta de la curva negra, se puede determinar esta distancia con mayor exactitud.
La tercera observación significa que la velocidad vertical de las gotitas secundarias no aumenta, si no que disminuye en el tiempo. Montanaro había propuesto que por causa de la gravedad su velocidad aumentaría, lo que hubiera coincidido con la curva dibujado en rojo (figura 4).

Después de haber determinado la formula exacta de la curva negra, los resultados fueron:
La eyección espontánea de gotitas secundarias (las que forman el círculo) ocurre a una distancia de 143 cm por debajo de la punta de la estalactita (con un error de 7 cm).
La relación entre la velocidad vertical y la horizontal de las gotitas secundarias es aproximadamente 25. Lo que quiere decir que la velocidad vertical es 25 veces mayor.

RESUMEN DEL MECANISMO DE CÍRCULO POR GOTITAS CAÍDAS.

Para resumir este mecanismo analicemos la figura 5.
Una gota crece en la punta de una estalactita hasta el momento que las fuerzas de cohesión y adhesión son vencidas por la gravedad (número 1 en la figura 5). La gota (principal) cae hacia abajo y aumenta en velocidad. Cuando ha caído por una distancia de alrededor de los 143 cm, la gota se descompone parcialmente y varias gotitas pequeñas (secundarias) son eyectadas (número 2 en la figura 5). Lo que resta de la gota principal sigue cayendo verticalmente, mientras que las gotitas secundarias tienen un componente horizontal. Además, por razones de fricción (relación entre la masa y la superficie de la gotita) la velocidad de las gotitas no aumenta sino disminuye (número 3 de la figura 5).

NOTAS:Si la altura es suficiente, es posible que las gotitas secundarias acaban bajando con una velocidad constante.
El trayecto de las gotitas es convexo hacia el trayecto de la gota principal, que es justo lo contrario a un trayecto de una gota acelerada.
Se recomienda ver el video acerca de círculos concéntricos colgado en youtube (en italiano). El enlace se encuentra abajo.

RECUERDA: Todos sabemos que las cuevas tienen un ambiente muy delicado donde podemos hacer destroces, casi sin darnos cuenta. La existencia de círculos concéntricos en el suelo es otra razón para siempre andar con cuidado.

La figura 5 resume el mecanismo de círculo por gotitas caídas.

Figura 6 muestra un círculo concéntrico de cueva fotografiado por el autor.

Después de escribir este artículo y mirando unas fotos antiguas, me encontré con la siguiente foto (figura 6). En su día lo había fotografiado como algo curioso, sin más. Una vez más me he dado cuenta de que cada cosa tiene su importancia, especialmente si conoces algo más acerca de su origen.

ORIGEN DE LAS FIGURAS.
Las figuras 1, 2, 3 y 5 provienen del siguiente documentario colgado en youtube:
Documentario - "Speleologia, I cerchi della grotta Imbroglita" del Speleo Club Roma:

La figura 4 proviene del artículo de Nozzoli, Bevilacqua y Cavallari (2009):
“The genesis of cave rings explained using empirical and experimental data”.

La figura 5 se ha modificado.

La figura 6 es de trabajo propio.

Más información en el siguiente blog de Espeleologia e Natura:
http://trekking-o.blogspot.com/search/label/Imbroglita%20rings%20cave

Se trata de un blog muy interesante de Luca Cavallari.

ROCAS KARSTIFICABLES: Las rocas donde se forman las cuevas.

2010-12-02T17:41:00.022+01:00

ROCAS KARSTIFICABLES: Las rocas donde se forman las cuevas.

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

Las rocas karstificables son las rocas en las cuales se pueden formar cuevas por procesos de disolución en agua de una parte de esta rocas. Las más conocidas y frecuentes son las calizas y dolomías, mientras que otras rocas conocidas son el yeso, anhidrita, conglomerados y sal común. Sin embargo, también existen cuevas de disolución en cuarcitas, carbonatitas y mármoles.
Este artículo describe en un modo resumido las características de las diferentes rocas de karst.

LAS CALIZAS Y DOLOMÍAS.

Son las rocas karstificables más importantes y más de un 90 por ciento de las cuevas se encuentran en estas rocas. Las calizas son rocas que están compuestas principalmente del mineral calcita (CaCO3), y las dolomías del mineral dolomita Ca,Mg(CO3)2 . Entre el 5 y el 10 por ciento (según las fuentes) de la superficie continental que está libre de hielo, son afloramientos de rocas carbonatadas y alrededor de un 20 por ciento de todos los sedimentos depositados en los últimos 600 Ma son calizas y dolomías.

NOMENCLATURA DE CALIZAS Y DOLOMÍAS.
Una roca que está compuesta principalmente de calcita con menos de 10% de dolomita y con menos de 10% de impurezas (cuarzo, arcilla, glauconita, chert, etc.) es denominada una caliza. Del mismo modo una roca compuesta de dolomita con menos de 10% de calcita y menos de 10% de impurezas se llama dolomía.
Si hay menos de 10% de impurezas y más de 10% tanto de calcita como de dolomita, el nombre depende de lo que más hay. Por ejemplo, una roca de 48% caliza, 46% dolomita y 6% impurezas se llama caliza dolomítica (más calcita que dolomita) y una roca de 51% de dolomita, 42% de calcita y 7% de impurezas es denominada una dolomía calcárea.
Si hay más de 10% de impurezas se puede decir que se trata de una caliza impura (idem por los otros nombres) y si hay más de 50% de impurezas ya no se trata de calizas y dolomías si no de otros tipos rocas con contenido carbonatado.

COMO RECONOCER LAS CALIZAS Y DOLOMÍAS EN EL CAMPO.
La calcita tiene una efervescencia vigorosa con el ácido clorhídrico (HCl) diluido a un 10 por ciento (debido a la liberación de dióxido de carbono (gas)), mientras que la dolomita sólo presenta una débil efervescencia cuando está triturada. Eso significa que las calizas exhiben una efervescencia siempre vigorosa, pero que las dolomías muestran una efervescencia entre moderada y débil, según su contenido de calcita. Es decir que una dolomía muy pura apenas lo muestra, mientras que una dolomía calcárea puede ser difícil de distinguir de una caliza dolomítica.
La dolomía de grano muy fino (menos de 10 μm, que es 0,01 mm) es difícil de distinguir de calcita con la sola ayuda de una lupa. La dolomía con granos entre los 10 y los 100 μm (entre los 0,01 y 0,1 mm) tiene un aspecto de sucrosa (como si tiene azúcar por encima), que es especialmente visible con la lupa. Esta dolomía es más frecuente que la del grano muy fino. Cuanto más intensa y rápida ha sido la dolomitización, menos textura original y fósiles se han conservado y eso es la razón que en las dolomías se encuentran mucho menos fósiles que en las calizas.
El color de las dolomías en superficie es frecuentemente de tono amarillo o pardo amarillo, incluso llegando a marrón/rojo oscuro (si tiene mucho hierro). El color en fresco varia entre gris claro (como muchas calizas) y tonos más amarillos.

ORIGEN DE LAS CALIZAS.
Aunque se puede depositar caliza en un gran número de ambientes continentales (lagos y lagunas, tufa y travertino, en desiertos, en suelos, etc.), la inmensa mayoría se ha formado en el mar, especialmente por acumulación de conchas y esqueletas de animales marinos (desde foraminíferos hasta corales), excrementos y algas. Una parte pequeña proviene de erosión de calizas más antiguas o por precipitación directa.
La sedimentación de caliza ocurre desde la llanura mareal hasta profundidades de 4000 metros y aunque la superficie de calizas profundas es mucho mayor que la superficie de calizas depositadas en aguas de poca profundidad (menos de 40 metros), la mayoría de las calizas que afloran sobre el continente son de origen somero. Hay dos razones que lo explican:
La primera es que la velocidad de deposición de caliza somera es mucho mayor que la de la caliza profunda y la segunda es que la caliza somera es depositada sobre una plataforma continental que tiene una posibilidad mucha mayor de ser levantada durante un posterior orogénesis (formación de montañas) y ser desplazada desde el mar hacia la tierra.
Excepto por las grandes estructuras de seres vivos (arrecifes de corales), las calizas empiezan como sedimentos no consolidados con mucha porosidad (hasta un 80 por ciento) que pueden ser muy fangosos (si el ambiente es de poca energía, es decir de poco movimiento del agua). Luego, durante la diagénesis adquieren el aspecto de una caliza como la conocemos nosotros.

ORIGEN DE LAS DOLOMÍAS.
El origen de la dolomía sigue siendo algo enigmático y existen muchos modelos que explican su formación. Lo que si está claro es que solo muy poca dolomía es depositada directamente como sedimento y que la gran mayoría se ha formado por transformación de calizas en dolomías (dolomitización). Esta transformación ocurre por un reemplazamiento de la calcita por dolomita, aunque si es verdad que una parte importante de las dolomías se ha formado en muy poco tiempo después de la deposición de las calizas (dolomías penicontemporáneas). Otros procesos de dolomitización pueden ocurrir cuando la caliza se ha tapado por un gran paquete de otros sedimentos (varios kilómetros) o por flujos hidrotermales. Estas dolomías se llaman respectivamente dolomías de soterramiento y dolomías hidrotermales. Incluso cuando la caliza se acerca otra vez a la superficie puede haber dolomitización por aguas freáticas (dolomías freáticas).
Entonces, independiente del modelo exacto de formación se puede decir que hay muy pocas dolomías primarias (deposición directa) y que casi toda es de origen secundario (por dolomitización).

LOS YESOS Y ANHIDRITAS.

El yeso y la anhidrita son rocas evaporíticas y aunque son muy frecuentes en las columnas estratigráficas, sus afloramientos son mucho más escasos que las de las rocas carbonatadas. Este último es debido en gran medida a su gran solubilidad que hace que desaparecen con mucha facilidad (simplemente son disueltas en relativamente poco tiempo).
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*2(H2O) y la de anhidrita es CaSO4.
El yeso y la anhidrita ya se ha tratado en el artículo “La solubilidad y disolución de yeso.” Aquí repito algunos datos de este artículo.

DEPOSICIÓN DIRECTA DE YESO Y ANHIDRITA.
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.
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 se forman en ambiente áridos principalmente. 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 suprayacentes 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. Cuando por el proceso de levantamiento y 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.
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.

Yeso depositado en el Mediterráneo durante la crisis de salinidad del Messiniense (hace algo más de 5 millones de años), cuando el nivel del mar bajó unos 1500 metros. Foto de uso libre, de Verisimilus.

LOS CONGLOMERADOS.

Los conglomerados son sedimentos compuestos de cantos rodados cuyos espacios entre los cantos pueden estar llenos de matriz (arcilla y otros materiales de grano fino) o de cemento (precipitado después de su deposición). Los cantos provienen de la erosión de cualquier otra roca (las rocas carbonatadas incluidas), son transportados sobre una distancia relativamente corta (pero suficiente para redondear los cantos) y suelen ser depositados en abanicos. Si los abanicos se han formado en aguas someras del mar, los materiales finos suelen ser eliminados por la acción de las olas y corrientes, dejando un conglomerado cuyos espacios internos pueden ser rellenados con cemento. También es frecuente la deposición en abanicos aluviales donde los materiales finos suelen quedarse como matriz.
Si los cantos proviene principalmente de las erosión de calizas y dolomías, se formará un conglomerado carbonatado. La cementación de una roca carbonatada suele ser la calcita lo que da como resultado una formación muy susceptible a la karstificación.
La formación de cuevas en conglomerados carbonatados con matriz, aunque menos frecuente, también es posible, pero las paredes suelen ser mucho más inestable.
En los Pirineos hay una cueva en conglomerados de más de 13000 metros, la Cova Cuberes (Lérida) y en Burgos está la espectacular Cueva Fuentemolinos (Puras de Villafranca) de más 4000 metros. Solo son dos ejemplos.

Conglomerado con un alto porcentaje de calcita (Fuentes de Peñacorada).

LA SAL COMÚN (HALITA).

La sal común, también llamada sal gema o halita, es una roca evaporítica todavía mucho más soluble que el yeso (350 gramos por litro) y por tanto sus afloramientos tienen una vida geológica muy corta. La mayoría de esos afloramientos se encuentran en zonas más bien desérticas (Argelia, Israel, Golfo Pérsico, etc.) donde no son disueltos directamente por las lluvias.
La mayoría de la sal se ha formado en el mar por precipitación directa causado por aumentos de salinidad por evaporización del agua en partes restringidas de la costa o por disecación completa del mar (como ha ocurrido en el Mediterráneo).
La formula de la sal común es (NaCl), y también es llamado cloruro sódico o cloruro de sodio.
La sal es muy plástica y por tanto no suele tener fracturas o otras aperturas lo que dificulta la circulación interna del agua. Normalmente la sal es disuelta en el contacto con rocas permeables que aportan y evacuan el agua que disuelve la sal. Esta disolución puede ser muy rápida debido a la gran solubilidad de la sal en el agua.

Las cuevas en sal más importantes del mundo:

3N Cave (Cueva de los 3 desnudos) en Irán, la más larga del mundo.
Cova dels Meandros de Sal (4.300m/-187) en Cardona (España)
Malham Cave (5.685 m / -135) en Israel.

La columna de la mujer de Lot en el Monte Sodom (Israel), esta roca está compuesta casi en su totalidad de sal común (foto de public-domain-images.blogspot.com).

LAS CARBONATITAS.

La carbonatita es una roca ígnea, lo que significa que se ha formado por la solidificación de un magma (roca fundida) en la corteza terrestre, normalmente a una profundidad considerable (kilómetros). Las carbonatitas provienen probablemente de roca fundida de la parte superior del manto, que se mueve lentamente hacia arriba derritiendo las rocas que encuentra en su camino. Si al final la masa de roca se enfría y se solidifica se queda emplazada en rocas de un origen diferente, a menudo rocas sedimentarias, y por eso son llamadas rocas intrusivas (o plutónicas).
Las carbonatitas son rocas ígneas muy especiales porque están compuestos principalmente de calcita (o dolomita), a menudo acompañado por minerales de silicato, apatito y una variedad de minerales exóticos. Debido a esta riqueza en minerales raros se ha buscado intensivamente por el mundo entero y hasta la fecha se han encontrado unas 500 apariciones. La superficie de los afloramientos suele variar entre 1 y 20 kilómetros cuadrados.
Han encontrado numerosas cuevas en carbonatitas que, especialmente en África, suelen ser explotadas por sus depósitos de guano.

Foto de una carbonatita (foto de uso libre, de Eurico Zimbres).

LOS MÁRMOLES.

La metamorfosis transforma las calizas y dolomías en mármol. Según la presión y especialmente la temperatura el resultado es un mármol con más o menos características de las rocas originales. Con una metamorfosis de menos de 350 ºC la textura de la roca y la forma de los fósiles son reconocibles. Si la metamorfosis ocurre por encima de los 500 ºC la recristalización suele dejar una roca de muy poca permeabilidad, lo que dificulta altamente la formación de cuevas, aunque no lo impide por completo (como prueba la presencia de cuevas en estos mármoles).

Una anticlina de mármol en el lago “General Carrera” en Chile con un karst muy pronunciado (foto de uso libre, por Dentren).

LAS CUARCITAS.

Las cuarcitas son sedimentos de granos de cuarzo endurecidos por un cemento silíceo (también de cuarzo). La disolución de cuarzo es bastante menor que la de caliza y por tanto la gran mayoría de las cuarcitas tienen un drenaje superficial. Sin embargo, en algunos casos especiales, por ejemplo las bordes de las mesetas donde existe un gradiente hidráulico muy grande, se puede formar cuevas. Otro aspecto es la gran resistencia de cuarcita contra la erosión y meteorización, que hace que el lento proceso de disolución puede ser dominante.
El mecanismo de formación es tanto químico como mecánico: el agua meteórica disuelve con preferencia el cemento dejando los granos (casi) sueltos, que son fácilmente evacuados por los flujos de agua.
Para la formación de cuevas en cuarcitas tienen que darse cuatro condiciones importantes:
1) Un gran gradiente hidráulico.
2) Una gran pureza de la cuarcita, para que los protoconductos no se obstruyan con material totalmente insoluble (por ejemplo silicatos de aluminio).
3) Estratos masivos y gruesos con pocas fisuras para que los flujos sean concentrados.
4) Que no hay procesos competitivos con más influencia que la lenta disolución.

Las cuevas en cuarcitas más importantes del mundo se encuentran en Venezuela y Sud Africa, donde se trata de cuevas de cientos de metros de profundidad y con un desarrollo desde unos cientos de metros hasta unos 11 kilómetros. Son especialmente famosas las cuevas formadas en las cuarcitas en las formaciones de Roraima.

En el siguiente enlace hay una descripción de las cuevas de Roraima en español:
http://www.oucc.org.uk/expeditions/expedition2005/roraima_2005/SVE%20report.pdf

El Roraima es una meseta de cuarcita situado entre Venezuela y Brasil. Estas montañas dieron a sir Arthur Conan Doyle la inspiración para escribir su clásica novela de aventuras “El mundo perdido”. La foto es de uso libre por Jeff Jonson.

LAS ARENISCAS CON CEMENTO CALCÁREO.

Las areniscas en general no son karstificables, excepto algunas areniscas formadas por granos de cuarzo con cemento calcáreo. El cemento es disuelto dejando los granos sueltos, análogo a lo que ocurre en cuarcitas. Sin embargo, la formación de cuevas es bastante raro, probablemente porque los granos obstruyen los protoconductos.
Algunas cuevas importantes son:

La Cueva Planaltinha en Brasil, de 1.500 metros de desarrollo.
La Cueva de Cunday en Colombia, de 850 metros de desarrollo.

EL HIELO.

Aunque como geólogo no considero que el hielo es una roca, si es verdad que en los glaciares se forman cuevas con características muy parecidas a las de las cuevas formadas en rocas de verdad. Desde luego que los procesos son inmensamente más rápidos.

El tiempo en la Geología: Las eras, periodos y épocas.

2010-10-24T18:56:00.010+02:00

EL TIEMPO EN LA GEOLOGÍA:
LAS ERAS, PERIODOS Y ÉPOCAS.
Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

A primera vista este tema no tiene mucho que ver con la espeleología. Sin embargo, los artículos que describen una región de karst o una cueva en concreta, a menudo presentan un resumen de su geología, donde entre otras cosas suelen tratar la edad de las formaciones kársticas. Por tanto, cuando se hablan de calizas del Cretácico Superior o de dolomías del Pensilvaniense Medio (Carbonífero), ¿de que edades de tratan?
En este artículo se da un resumen de las diferentes unidades del tiempo (eones, eras, periodos y épocas) con especial énfasis a las unidades del Fanerozoico, los últimos 542 millones de años, por ser el eón durante lo cual se ha formado la gran mayoría de las formaciones karstificables.
El tiempo geológico exacto es muy importante porque entre otras cosas nos ayudan de poder hacer correlaciones entre diferentes acontecimientos geológicos y para poner todo en su debido orden cronológico. Con otras palabras, nos ayuda muchísimo en aclarar nuestras ideas de lo que ha ocurrido en el pasado.

ALGO DE HISTORIA.

Desde principios del siglo pasado algunos científicos se inclinaron por la datación realizada con técnicas de radiometría e intentaron mejorar el método. Como a menudo suele pasar, las primeras dataciones de algunas piedras, que dieron un resultado de varios cientos de millones de años de edad, no fueron aceptadas por la mayoría de los científicos establecidos. Hasta este momento los periodos geológicos tenían un cierto orden, por ejemplo se sabían que el Cámbrico era más antiguo que el Devónico, pero su edad exacta era una incógnita total. Los máximos tiempos aceptados para la edad de la Tierra eran del orden de unos 100 Ma, calculados por el enfriamiento de la Tierra (en estos días todavía no tenían conocimiento de la enorme producción de calor dentro de la Tierra por procesos radioactivos), por acumulación de las sales en el mar o usando gradientes térmicos. Solo John Perry había llegado a una edad de entre 2000 y 3000 Ma, usando un método basado en las corrientes de convección del manto. No fue hasta 1927, cuando Arthur Holmes publicó su “The Age of the Earth, an Introduction to Geological Ideas”(La edad de la Tierra, una introducción en ideas geológicas), demostrando una edad de la Tierra de entre 1600 y 3000 millones de años, con lo que la resistencia contra la idea de una muy alta edad empezaba a aflojar. Durante el siglo pasado se han publicado numerosas tablas del tiempo geológico, a menudo con grandes diferencias. Cuando yo empecé mis estudios de Geología al principio de los años ochenta, la base del Cámbrico tenía una edad de 590 Ma, y el Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper eran épocas de Triásico aceptadas, además que todavía se solían hablar del Primario y Secundario.
En 1974 la International Commission on Stratigraphy (ICS) de la International Union of Geological Sciences (IUGS) ha iniciado su tarea de intentar llegar a una tabla del Tiempo Geológico Global. Finalmente parece que da sus frutos porque la tabla más actual ya se diferencia en muy poco de una tabla oficial de 2004, es decir que las edades empiezan a ser definidas con un espacio de error muy reducido. Los datos en este artículo están basado en los valores más recientes del ICS.

LOS EONES.

Los eones son las unidades para medir el tiempo (unidades geocronológicas) de mayor intervalo. La historia geológica de la tierra está compuesta de 4 eones, desde el más antiguo hacia el más moderno son: el Hadeico (también llamado Hádico), el Arcaico, el Proterozoico y el Fanerozoico.
El Proterozoico, Arcaico y el Hadeico forman en conjunto un super-eón llamado el Precámbrico.

El Fanerozoico viene del griego “cuando empezó la vida”, porque antaño los geólogos pensaban que la vida había empezado en el Cámbrico, el periodo más antiguo del Fanerozoico.
El Proterozoico viene del griego “la primera vida”, por la vida primitiva de esta era.
El Arcaico viene del griego “principio o origen”.
El Hadeico viene de Hades, haciendo referencia al inframundo por las condiciones climáticas en esta era en la Tierra.

Los eones se han subdividido en eras.

La figura 1 muestra los cuatro eones y su duración.

LAS ERAS.

Para entender y memorizar mejor los nombres de las eras, sigue un pequeño resumen de los significados de los prefijos:
ceno- significa común, del griego koinos
neo- significa nuevo o reciente, del griego neos
meso- significa medio, del griego mésos
paleo- significa antiguo, viejo o primitivo, del griego palaio
eo- significa más primitivo o más antiguo, del griego eos

Por lo tanto Cenozoico significa que en esta era la fauna (zoico) ya es común, es decir parecido a la fauna actual y Paleoproterozoico significa la era más antigua del Propterozoico. La figura 2 muestra la subdivisión de los cuatro eones en 14 eras. La tercera columna muestra el principio de cada era en millones de años, por ejemplo, el Mesoarcaico ha durado desde el 3200 Ma hasta el 2800 Ma.

Las eras del Hadeico son prestados del tiempo geológico de la Luna, eso es porque en la tierra han quedado muy pocos indicios geológicos de este tiempo tan remoto.
El Imbriense y el Nectariense vienen de Mare Imbrium y Nectaris respectivamente, ambos son grandes cráteres en la Luna. El Cráter Grupo viene de un grupo de cráteres más viejos que los dos anteriores. El Críptico viene del hecho de que hay muy pocas pruebas geológicas de esta era, con otras palabras es una era enigmática.
De todos modos , la subdivisión del Hadeico no es reconocida por la International Commission on Stratigraphy (ICS).

Los límites de las eras del Precámbrico (Proterozoico, Arcaico y Hadeico) no están basado en criterios estratigráficos, como es el caso de las eras del Fanerozoico, pues se han puesto arbitrariamente y por tanto son cifras redondas.

La unidad del tiempo más pequeña del Arcaico y del Hadeico es la era, sin embargo, las eras del Fanerozoico y el proterozoico se han subdividido en periodos.

En el siglo pasado las tres eras del Fanerozoico eran también conocidas como Primario (Paleozoico), Secundario (Mesozoico) y el Terciario (Cenozoico). Hoy en día estos términos son obsoletos.

La figura 2 muestra los eones, las eras y los momentos en que las eras empiezan.

LOS PERIODOS.

Los nombres de los periodos del Fanerozoico son los conocidos de toda la vida, quiero decir que aunque uno no sabe todos los nombres o el orden exacto, es muy probable que sepa que se trata de tiempos geológicos muy remotos cuando son mencionados.
Los periodos del Fanerozoico son:
El Cámbrico, viene de Cámbria, el nombre antiguo por Cornualles (Gran Bretaña). Su subdivisión en épocas aún se está discutiendo.
El Ordovícico, viene del nombre de una antigua tribu de Cornualles.
El Silúrico, también viene de un antiguo tribu de Cornualles.
El Devónico, viene de la región Devon de Inglaterra.
El Carbonífero, que está dividido en dos subperiodos: el Misisipiense (Carbonífero Inferior) y el Pensilvaniense (Carbonífero Superior). Su nombre viene de las grandes cantidades de carbón que han encontrado en los estratos de este periodo.
El Pérmico, viene de un antiguo reino Permia y actual provincia de Rusia, situada en los alrededores del Ural.
Desde el Cámbrico hasta el Pérmico son periodos del Paleozoico.

El Triásico, viene de un conjunto de tres tramos de sedimentación bien diferenciados en Alemania, areniscas coloradas (Buntsandstein), calizas (Muschelkalk) y arcillas (Keuper).
El Jurásico, viene de las calizas estudiadas en las montañas del Jura, situadas entre Suiza y Francia.
El Cretácico, viene del griego creta, que significa caliza, por la gran cantidad de calizas depositadas en Europa en este periodo.
Estos tres periodos forman el Mesozoico.

El Paleógeno, la parte más antiguo del Cenozoico. En griego un genos era un pequeño grupo de gente que funcionaba como una unidad. Se puede decir que en el paleógeno se formaban los primeros “genes” de nuestro mundo actual (paleo es primitivo).
El Neógeno, la parte mucho más moderna del Cenozoico, donde los “genes” ya son bastante parecidos a los actuales (neo es nuevo).
El Cuaternario, son los últimos 2,6 millones de años. El cambio de límite de 1,8 Ma hacia 2,6 Ma es muy reciente y está basado en varios hechos, como que el mundo ya empezó a enfriar hace 2,6 Ma (el Pleistoceno siempre ha sido la época de los glaciares), que el hombre se ha desarrollado alrededor de este tiempo y que existen mejores marcadores geológicos para determinarlo en el campo.

La figura 4 muestra los periodos y épocas del Fanerozoico.

No se describe la procedencia de los periodos del proterozoico, porque para la espeleología su uso es muy poca frecuente. Las edades de estos periodos se puede encontrar en la figura 3.

La figura 3 muestra las eras y periodos del Proterozoico. Las edades son en millones de años e indican el principio de los periodos.

LAS ÉPOCAS.

Los geólogos que querían clasificar y posicionar en el tiempo a los estratos y rocas que encontraban en el campo, no les bastaban los periodos. Los periodos abarcan decenas de millones de años y a menudo una sucesión de varias formaciones pertenecían al mismo periodo. Por tanto se han dividido los periodos en unidades más pequeñas llamadas épocas. Por la falta de fósiles en el Precámbrico, casi no era posible distinguir unidades más cortas que los periodos, lo que explica porque solo los periodos del Fanerozoico están divididos en épocas.

LAS ÉPOCAS DEL PALEOZOICO Y DEL MESOZOICO.
El Ordovícico, el Devónico, el Misisipiense, el Pensilvaniense (ambos Carbonífero), el Tríasico y el Jurásico están subdivididos simplemente en Inferior, Medio y Superior.
Las excepciones son:
El Cámbrico Superior se llama Furongiense.
Las épocas del Silúrico se llaman Llandoveriense, Wenlockiense, Ludloviense y Pridoliense, desde la más antigua hacia la más reciente (el único con 4 épocas).
El Pérmico Inferior, Medio y Superior se llaman Cisuraliense, Guadalupiense y Lopingiense respectivamente.
El Cretácico solo tienen las épocas Inferior y Superior.

En resumen: Todos los periodos (y subperiodos del Carbonífero) están subdivididos en tres épocas llamados normalmente Inferior, Medio y Superior, excepto el Silúrico que tiene cuatro épocas y el Cretácico que solo tiene Inferior y Superior. Algunas épocas tienen nombre propio, que son la época superior del Cámbrico y las épocas del Silúrico y del Pérmico.

LAS ÉPOCAS DE CENOZOICO.
El Paleógeno está subdividido en las épocas Paleoceno, Eoceno y Oligoceno.
Las épocas del Neógeno son el Mioceno y el Plioceno.
El Cuaternario está compuesto del Pleistoceno y Holoceno.

La figura 4 muestra los periodos y épocas del Fanerozoico y el momento de su inicio.
Los posibles fallos en el cenozoico son mínimos, mientras que los fallos en el Mesozoico y el Paleozoico suelen ser menor de 3 millones de años.

La figura 4 muestra los periodos y épocas del Fanerozoico. Las edades son en millones de años e indican el principio de las épocas.

LOS PISOS.

Las épocas se han subdividido, a base de fósiles, en pisos. Los pisos son de relativamente corta duración (algunos millones de años en general) y son de mucho valor trabajando al nivel de formaciones, tanto para determinar el momento de su deposición como para poder hacer correlaciones con otras formaciones. También es usado para distinguir diacronismos en los límites de las formaciones, por ejemplo: la edad de una formación en lugar A puede pertenecer al piso Givetiense (Devónico Medio) y en lugar B al piso Frasniense (Devónico Superior). Aunque esto se suele hacer con más precisión a base de zonaciones de ciertas fósiles.
Para saber las edades exactas de los pisos se puede consultar una página web del ICS donde dan además información detallada adicional. La dirección de la página web es:

https://engineering.purdue.edu/Stratigraphy/gssp

En el Wikipedia dan las mismas edades de un modo bastante claro.

http://en.wikipedia.org/wiki/Geologic_time_scale

Las páginas son en inglés, pero los nombres son lo suficientemente parecidos para que se reconozcan fácilmente. Early, Middle and Late significa Inferior, Medio y Superior y substituyendo la terminación “an” por “iense” te da casi todos los nombres.

RESUMEN.

Los diferentes intervalos para medir el tiempo geológico, de mayor a menor duración, son: los eones, las eras, los periodos, las épocas y los pisos.
Los cuatro eones son: el Hadeico, el Arcaico, el Proterozoico y el Fanerozoico.
La subdivisión del Hadeico en eras está basado en el tiempo geológico de la Luna.
Las eras de los otros eones están basadas en acontecimientos geológicos y contenido de fósiles principalmente, aunque los límites de las eras del Arcaico y del Proterozoico son bastante arbitrarios (cifras redondas). El Hadeico y Arcaico no se han subdividido en periodos, mientras que los periodos del Proterozoico no se han subdividido en épocas.
El Fanerozoico está compuesta de las eras Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico.
Los periodos del Paleozoico son: el Cámbrico, el Ordovícico, el Silúrico, el Devónico, el Carbonífero (con sus dos subperiodos el Misisipiense y el Pensilvaniense) y el Pérmico.
Los periodos del Mesozoico son: el Triásico, el Jurásico y el Cretácico.
Los periodos del Cenozoico son: el Paleógeno, el Neógeno y el Cuaternario.
Los periodos del Fanerozoico se han subdivido en épocas y estas a su vez en pisos.
Como la figura 4 muestra las edades de las épocas, las edades de los periodos se han quedado algo obscuras. Por eso la figura 5 muestra las edades de los periodos de Fanerozoico redondeadas.

La figura 5 muestra los periodos del fanerozoico, el eón que más formaciones karstificables ha producido. Las edades se ha redondeado a millones de años.

INTERPRETACIÓN DE MAPAS: EJEMPLO DE CASO 3

2010-10-08T22:04:00.008+02:00

La zona espeleológica de la Cueva de Udías III.
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LA HIDROLOGÍA DEL ALFOZ DE LLOREDO.
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Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

En las dos partes anteriores se han tratado la depresión de Udias y la paleotopografía de la zona. En este artículo se trata la posible hidrogeología del Alfoz de Lloredo, basándose únicamente en los mapas y algo de información adicional disponible en internet.
El macizo del Alfoz de Lloredo está compuesto principalmente de calizas y dolomías, parcialmente tapado por una formación impermeable que está presente en las altas cumbres y en el norte del macizo. En el sur afloran unas formaciones de relativamente poco espesor, sin embargo, la caliza C152-1 alberga una cueva extensa (Torca Urbió).
Se ha intentado indicar los posibles acuíferos de las calizas y dolomías del Alfoz.
El artículo termina con el problema de si es posible una conexión de la Torca Urbió con las calizas y dolomías donde se encuentra la Cueva de Udías.

MAPA GEOLÓGICO DEL MACIZO DEL ALFOZ DE LLOREDO.

El mapa geológico está compuesto de partes de los mapas geológicos de Comillas (033) y Torrelavega (034). Se ha usado la topografía, arroyos y cotas bajas, para realizar una delimitación aproximada del macizo del Alfoz de Lloredo, que está indicada en naranja (figura 1). También se ha indicado en rojo el sumidero de la Cueva de Udías (C1), su trayecto subterráneo en línea recta y dos manantiales importantes (M1 y M2).
La masa rocosa más importante del Alfoz son las calizas y dolomías indicadas como C15-23 (en amarillo, ver leyenda en figura 2). Es en estas rocas donde se encuentran la Cueva de Udías e innumerables pozos verticales. Estratigráficamente por encima de estas calizas y dolomías se encuentra una formación impermeable (C16-1, verde muy claro) que aflora en algunas cumbres y al norte de la zona. De las tres formaciones que se encuentran estratigráficamente por debajo de la C15-23, solo la formación del medio C152-1 (calizas con Miliolidos y Toucasia) es favorable para la formación de cuevas.

LA FORMACIÓN IMPERMEABLE SUPERIOR.
La precipitación que cae sobre la formación impermeable C16-1, la que se encuentra por encima de la C15-23, escurre por la superficie hacia abajo. Por tanto, la precipitación que cae sobre las cumbres altas que se encuentran en medio del macizo, escurre hasta llegar hasta las calizas y dolomías del Alfoz donde es absorbido. Estas cumbres no restan aguas del acuífero del Alfoz, al contrario, las aporta en forma concentrada que favorece la génesis de pozos.
La precipitación que cae sobre la parte de esta formación que aflora en el norte de la zona escurre principalmente hacia el norte y por tanto no contribuyen al acuífero de las calizas y dolomías del Alfoz.

LAS FORMACIONES INFERIORES.
De las tres formaciones inferiores, situadas por debajo de las calizas y dolomías del Alfoz (C15-23), solo la del medio (C152-1) está compuesta de roca fácilmente karstificable (calizas). En este caso la gran pregunta es si la formación C153-1 es lo suficientemente soluble para permitir conexiones hidrológicas entre las calizas C152-1 y las calizas y dolomias del Alfoz o si existen contactos directos entre ambos formaciones (por ejemplo por debajo del macizo donde el afloramiento de este contacto estaría tapado por las calizas del Alfoz). Es un asunto especialmente importante porque recientemente se ha descubierto una sima-cueva bastante extensa en la formación C152-1 (la Torca Urbió).

La figura 1 muestra la situación geológica de la zona y la delimitación del Alfoz de Lloredo (en naranja).

La figura 2 muestra la leyenda de la figura 1.

LOS ACUÍFEROS DE LAS CALIZAS Y DOLOMÍAS DEL ALFOZ (C15-23).

En la figura 3 se ha indicado en rojo una aproximación de la superficie cuyas aguas de precipitación acaban en las calizas y dolomías del Alfoz, sea por precipitación directa o por escorrentía de superficies impermeables. Solo está excluida la depresión de Udías, porque ya está tratado en el primer artículo. Se han indicado unos elementos hidrológicos importantes, por un lado el trayecto subterráneo en línea recta de la Cueva de Udías, y por otro lado los dos manantiales M1 y M2.
La Cueva de Udías funciona como un nivel de base interno y atrae todos los desagües cercanos, y por tanto su trayecto es como el eje de un acuífero. Sus aguas salen de la Cueva de la Presa (o Cueva la Verde) en M1, donde parte es captada para un posterior tratamiento como agua potable.
El M2 es el manantial del Arroyo de San Miguel y también parte de esta agua es captada para el mismo uso. Examinando el mapa, parece ser que la procedencia más probable de las aguas es la zona de hoyos situados directamente al sur, en dirección de La Busta. Una conversación con el capataz de la depuradora del agua (tengo que confesar que este dato no viene de internet, pero de una fugaz visita debido a mi creciente interés por la zona) ha aportado dos datos importantes: de ambos manantiales se recogen una cantidad parecida de agua (unos 22 litros por segundo por manantial) y que el agua proveniente de M2 a veces muestra contaminación con amoníaco.
El primer dato indica que el acuífero que alimenta M2 no puede ser muy pequeño y el segundo dato indica la presencia de granjas de ganado (llamadas vaquerías, según el capataz) y las únicas ganaderías del Alfoz están situadas justo en los hoyos antes mencionados.
Los acuíferos que alimentan M1 y M2 están indicados como acuífero C y D respectivamente. La separación entre ambos es una línea arbitraria situada entre los hoyos del acuífero D y el trayecto de la Cueva de Udías (eje de acuífero C). Es posible que la parte del sureste desagua hacia el río Saja y forma su propio acuífero E.
El arroyo de San Miguel funciona como nivel de base local y por tanto separa los acuíferos C y D del acuífero F, situado al este del arroyo.
El acuífero A está situado al este del sinclinal de Cóbreces y probablemente tiene su propio desagua hacia el mar en el norte.
Es muy probable que la zona B no sea un acuífero independiente, y que una parte de sus aguas alimenten el acuífero A y otra parte el acuífero C.

La figura 3 muestra una posible distribución de los diferentes acuíferos de las calizas y dolomías del Alfoz.

LA TORCA URBIÓ.

INTRODUCCIÓN.
Desde finales de junio 2010 el Speleo Club Cántabro está explorando la Torca de Urbió, donde ya han topografiado varios kilómetros (ver blog: http://sccespeleo.blogspot.com).
La torca está situada justo al lado y por debajo de una pista que conecta Duña con Bustablado por el monte, y una posible razón de que no haya sido explorada previamente, puede ser un coche viejo que se encuentra colgado (no digo empotrado porque no parece estar muy estable) en su parte alta.
La figura 4 muestra la topografía dibujada sobre una ortofoto de la zona. Una animación de la cueva en tres dimensiones se puede encontrar en el blog del SCC.
SB1 y SB2 son los sumideros de 2 arroyos de corto recorrido y de los cuales el arroyo que desaparece en el SB2 es el más caudaloso. El agua de este último arroyo recorre la galería más oriental de la torca en dirección norte.

La figura 4 muestra la topografía de la Torca Urbió sobre una ortofoto de la zona.

LAS FORMACIONES SOBRE UNA ORTOFOTO.
Las diferentes formaciones de roca carbonatada, la caliza 152-1 y las calizas y dolomías del Alfoz (C15-23), son fácilmente reconocibles en una ortofoto de la zona. En la figura 5 se ha indicado la base y el techo de la caliza 152-1 (en naranja) y la base de las calizas y dolomías del Alfoz (en rojo). La entrada de la torca está indicado con TU y resulta que se encuentra justo en el techo de la formación 152-1.
Esta situación es bastante indeseable si se parte de la voluntad de querer conectar la Torca de Urbió con la otra gran cueva del macizo, la Cueva de Udías. Las cuevas se han desarrollado en calizas diferentes y por tanto, a primera vista, no parece probable una conexión entre ambos.

La figura 5 muestra la base y techo de la caliza C152-1 y la base de las calizas y dolomías del Alfoz (C15-23). TU indica la entrada de la Torca Urbió, situada en el techo de C152-1. La línea negra indica la situación aproximada de una falla importante que desplaza las formaciones.

UN PROBLEMA.
Los estratos se inclinan unos 20 grados hacia el norte (ambos datos aproximados) y por tanto gran parte de la formación C152-1 se encuentra por debajo de los afloramientos de las calizas y dolomías del Alfoz. Es decir, aunque en la ortofoto de la figura 4 parece que las galerías están situadas en las calizas y dolomías, en realidad se encuentran en la caliza 152-1 que está por debajo. La entrada de la cueva es una gran rampa en dirección norte con un buzamiento parecido a algo mayor al buzamiento de los estratos, lo que hace que las galerías permanecen dentro de la misma formación. Esto está especialmente claro por la parte de la topografía indicado con A (ver figura 4). Sin embargo, la parte de la topografía indicado con C se encuentra a una distancia en línea recta de unos 500 metros del pozo de la entrada (techo de la formación), medido en la dirección del buzamiento. Esto significa que, asumiendo una inclinación de 20 grados, el techo de la formación debe de haber bajado unos 180 metros (se calcula con la tangente). En la animación del blog del SCC se puede ver que las galerías principales, aparte de la rampa de entrada, son prácticamente horizontales y que no llegan ni de lejos a una profundidad de 180 metros mínimo.
Por tanto algo extraño ha pasado.

POSIBLES SOLUCIONES.
A primera vista hay tres soluciones:
En primer lugar es posible que el buzamiento de los estratos no es constante y se ha disminuido, y/o que la formación se ha levantado por unas fallas. En este caso el techo de la formación no se encuentra tan bajo y sería posible que todo el desarrollo de la cueva se encuentra en la misma caliza.
En segundo lugar es posible que la caliza C152-1 y las calizas y dolomías del Alfoz se han puesto en contacto directo por una falla. Mirando la ortofoto se puede ver que entre las zonas A y C hay una zona de roca marrón, que a menudo indica la presencia de dolomías. Es frecuente que alrededor de las grandes fallas la roca se ha dolomitizado (la caliza se ha transformado en dolomita).
En tercer lugar es posible que la cueva ha intersectado la formación intermedia (C153-1, ver figuras 2 y 5) en una parte que está compuesta por caliza en lugar de areniscas y limos, y de este modo ha podido haber conectado con las calizas del Alfoz.

Desde luego que cualquier otra combinación también es posible. Solo una investigación in situ podría dar una respuesta fundada.

ORIGEN DE LA TORCA URBIÓ.

Cuando se ve la topo y las animaciones y se lee las descripciones de la cueva, lo que salta a la vista es que es muy improbable que estas amplias galerías se han formado por el pequeño arroyo, apenas medio kilómetro de longitud, que se sumerge en el sumidero SB1. En las descripciones se trata de amplias galerías freáticas con derrumbes de un techo que ha buscado su equilibrio, es decir se trata de un caudal muy considerable.

La figura 6 muestra la separación de los dos arroyuelos de Bustablado (A1 y A2) del río Saja, situado al sur. Entre A y B hay un tramo de separación con altitudes menores de 250 metros.

Puede ser que la Torca Urbió se ha formado por filtraciones y pérdidas del paleo Río Saja, ya hace unos 3 millones de años (ver segundo artículo de esta serie). La actual separación de los dos valles ciegos de Bustablado (los dos pequeños arroyos) con el valle del Saja está situada entre los 290 y los 234 metros de altitud. Además, existe un marcado tramo de unos 800 metros de longitud cuyo recorrido está por debajo de los 250 metros (figura 6). Es posible que la actual depresión de Bustablado, ocupado por los dos arroyuelos, formaba parte de la llanura aluvial del paleo Río Saja, situada a una altura de algo más de 250 metros, coincidiendo con la posición de la Torca Urbió a unos 240 metros, cuyos metros superiores sin duda se han erosionados.. Según el blog

CONCLUSIONES.

Es posible que el Alfoz de Lloredo esté compuesto de 3 acuíferos mayores:
Un acuífero occidental compuesto por parte de la zona A y parte de la zona B.
Un acuífero central compuesto por la zona C y parte de la zona B.
Un acuífero oriental compuesto por la zona D y quizá parte de la zona E.
El desagüe del acuífero central ocurre hacia el manantial M1 y el desagüe del acuífero oriental hacia M2.
El acuífero central es atravesado desde el suroeste hacia el noreste por la Cueva de Udías, que funciona como nivel de base y atrae (pequeños) desagües laterales.
La parte sur de la Torca Urbió está situada claramente en la caliza C152-1. Sin embargo, la parte situada en el noroeste parece problemática, por estar aparentemente fuera de la misma caliza.
Una posible espeleogénesis de la Torca Urbió puede ser que funcionaba como sumidero (de parte) del paleo Río Saja, con la formación C152-1 aflorando en el borde de la antigua llanura aluvial (ver segundo artículo de la serie). Después del levantamiento del final del Plioceno, el Saja se encajó en un nuevo valle más estrecho y algo más hacia el sur, abandonando el sumidero.
Sería interesante realizar una coloración del agua en el sumidero SB2, afirmando o negando una relación con los manantiales M1 y M2 (aparte de confirmar una conexión casi segura con la Torca de Urbió).

Tengo que recordar con énfasis que los tres artículos de la zona espeleológica de la Cueva de Udías se han escrito como ejemplo de cómo sacar información de unos “simples” mapas. Sin embargo, siguen siendo indicaciones y suposiciones que hay que confirmar en el campo. A estos artículos no se puede considerar como la presentación final de unos estudios exhaustivos, solo son unos trabajos preliminares.

INTERPRETACIÓN DE MAPAS: EJEMPLO DE CASO 2

2010-09-08T13:41:00.015+02:00

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La zona espeleológica de la Cueva de Udías II
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LA PALEO-TOPOGRAFÍA
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Marius van Heiningen

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INTRODUCCIÓN.

Aunque en una sola vida no se notan grandes cambios naturales en la forma de las montañas y valles que nos rodean, sabemos que en el pasado el paisaje no siempre ha sido como lo vemos hoy en día. Por ejemplo, los fósiles marinos encontrados en alta montaña prueban que estas rocas se han formado en el mar, un hábitat completamente diferente.
Reconozco que es imposible restablecer la topografía existente en cada momento de la historia geológica de una región, pero muchas veces es posible realizar una aproximación de la antigua topografía (paleotopografía) durante los últimos millones de años.
La erosión hace que con el tiempo grandes volúmenes de rocas hayan desaparecido. Es indispensable intentar “reponer” estos volúmenes para conseguir una impresión de cómo era la topografía hace cierto tiempo. En este artículo se intenta reponer la paleotopografía de la zona de la Cueva de Udías hace unos 3 millones de años.

CINCO MILLONES DE AÑOS DE APLANAMIENTO.

Mientras que la mayor parte del Mioceno (desde hace unos 23 millones de años (Ma) hasta unos 5,3 Ma) ha sido una época de fuerte actividad tectónica, como indica la deposición de paquetes sedimentarios de gran espesor que son el resultado de la erosión de unas montañas rejuvenecidas, el final del Mioceno y la mayor parte del Plioceno (desde hace 5,3 Ma hasta 1,8 Ma) han sido una época de relativamente poca actividad tectónica.
Esta época de tranquilidad ha durado desde hace aproximadamente 8 Ma (límite bastante arbitrario) hasta unos 3 Ma (bastante preciso). Es decir unos 5 millones de años, durante lo cual el proceso geológico dominante ha sido la erosión. La erosión sin levantamiento simultáneo de una región, resulta en amplios valles llanos (llanuras aluviales) de poco gradiente y aplanamiento del terreno en general.

LEVANTAMIENTO AL FINAL DEL PLIOCENO.

LOS LLANOS DEL NORTE DE ASTURIAS ORIENTAL.
Sabemos que hace entre aproximadamente 3 Ma y 2 Ma (final del Plioceno) la Península Ibérica ha experimentado un levantamiento vertical considerable, pero desigual para diferentes partes de su superficie. En el artículo “Desarrollo del paleorelieve del borde sur de la Cordillera Cantábrica durante los últimos 3 millones de años” ya se ha demostrado que el levantamiento para el norte de la cuenca del Duero ha sido alrededor de 1 kilómetro, pero ¿cuánto ha sido en el norte de Cantabria?
En este caso el norte de Asturias oriental nos puede servir como un ejemplo muy cercano. Visitando la zona se puede ver que entre la Sierra del Cuera y el mar se levantan varias zonas aisladas cuyas “cumbres” consisten de marcadas llanuras. Es un hecho tan relevante que la mayoría de estas zonas son llamados “llanos”. Una interpretación muy plausible es que las cumbres de estas zonas son tan planas porque son erosionados por el mar, que en su día llegaba hasta el pie de la Sierra de Cuera.

Algunos de estos llanos son:
-Al sureste de Nueva encontramos (figura 1):
Llano de Nueva, Llano de Carriles, Llano de Chingao, Llano de Hontorio, Llano de Villahormes, todos con alturas entre 210 y 230 metros.

-Al este de Llanes (figura 2):
Sierra de Purón (hasta 240 metros), y la Sierra Plana de la Borbolla (hasta 230 metros), esta última una gran llanura de 6 km de longitud.
El hecho que las cumbres siguen siendo planas indica que han experimentado muy poca erosión desde su levantamiento, lo que los hace muy útil para poder calcular el levantamiento de forma bastante exacto.
Existen otros llanos con una altura más baja, generalmente situados más cercanos al mar, interpretados como aplanamientos posteriores durante el levantamiento de la zona.
La conclusión es que los llanos se han formado por la erosión de las olas en un mar de poca profundidad (por ejemplo unos 20 metros), y que posteriormente se han levantado unos 250 metros hasta su actual altura de 230 metros.
La distancia en línea recta entre la Sierra de Borbolla y el Alfoz de Lloredo es de unos 30 km. y por tanto parece razonable suponer un levantamiento del mismo orden por la zona de la Cueva de Udías.

La figura 1 muestra los llanos al sureste de Nueva (norte de Asturias oriental).

La figura 2 muestra la Sierra Plana de la Borbolla (norte de Asturias oriental).

CAMBIOS DEL NIVEL DEL MAR DURANTE EL PLEISTOCENO.
También se sabe que ha habido grandes fluctuaciones en el nivel del mar durante los últimos 1,8 Ma (Pleistoceno) debido a la formación y desaparición de grandes glaciares. ¿Por qué los llanos no pueden ser debido a una de estas fluctuaciones, por ejemplo en un periodo cuando el nivel del mar estaba más alto que el actual?
Porque estamos en una época relativamente caliente y por tanto el actual nivel del mar es alto, y aunque es verdad que en algunos momentos del Pleistoceno el mar ha estado a niveles aún mayores, no lo ha superado en más de unas pocas decenas de metros, y en ningún caso hasta los 250 metros.

RECONSTRUCCIÓN DE LA PALEOTOPOGRAFÍA DE LA ZONA.

INTRODUCCIÓN.
Ahora que se sabe que la superficie de la zona se ha levantado unos 250 metros desde hace unos 3 Ma, tenemos que intentar imaginar la topografía existente en esa época.
Hay que tener en cuenta que la erosión de una zona levantada no ha sido igual en toda su superficie. La erosión de las rocas duras, que a menudo forman los cumbres, es mucho menor que la erosión de las rocas blandas. Además en una región recién levantada la erosión es más rápida en el fondo de los valles, donde se encuentran los arroyos y ríos, por el abrupto aumento en gradiente hidráulico. Esta erosión suele empezar en la embocadura de los ríos para migrar aguas arriba, formando marcados valles encajados.
La conclusión es que los cumbres (por ejemplo los conglomerados silíceos y areniscas de la Sierra del Escudo de Cabuérniga) habrán experimentado una erosión de entre 50 y 75 metros (hasta 25 metros por millón de años), mientras que los fondos de los valles principales y cercanos al mar habrán bajado hasta 250 metros.

EL PALEORELIEVE DE LA ZONA.
Actualmente hay dos zonas que se levantan claramente por encima de los 250 metros:

-La Sierra del Escudo de Cabuérniga, situada al suroeste de Cabezón de la Sal, con cumbres de entre 700 y 900 metros. Antes del levantamiento del Plioceno las cumbres de esta Sierra llegarían a entre aproximadamente 500 y 700 metros (700 metros originales + 250 de levantamiento – 50 metros de erosión = 900 actuales).
-El Alfoz de Lloredo, una zona compuesta de roca caliza y dolomia, con cumbres hasta 422 metros (Pico de las Palomas). Aquí se encuentran numerosas dolinas (hoyos) y no existe un sistema de desagüe superficial y por tanto toda su erosión ocurre por disolución.
Una cifra aproximada de la disminución de su cota más alta puede ser entre 75 y 100 metros y, por tanto, el Alfoz era una zona de monte bajo con cumbres hasta unos 295 metros (295 metros originales + 250 metros de levantamiento – 75 de erosión = 420 metros actuales).
El resto de la zona era probablemente una llanura costera, que parcialmente puede haber estado por debajo del mar, con algunas pequeñas elevaciones. La falta de llanos (como en Asturias) indica que la mayor parte ha estado por encima del nivel del mar.
Donde el río Saja salía de las montañas su posición era muy cercana a la actual, por estar fijado por sus altas laderas que impiden grandes cambios laterales. Sin embargo, su posición sobre la llanura costera es mucho más incierta y lo más probable es que ocupaba una amplia llanura aluvial donde el río se va cambiando de posición dentro de su propio valle.
Lo más probable parece que el río se desviaba hacia el noreste, como lo hace en la actualidad, dentro de su amplia llanura aluvial encajada entre las montañas el sur y el Alfoz de Lloredo en el norte. La posición cambiante del río dentro del valle hace que en algunos momentos estaba cerca de las montañas al sur y en otros momentos pegado a las calizas del Alfoz de Lloredo. Esta última situación era muy propicia para la formación de sumideros que alimentaban un desagüe subterráneo por debajo del Alfoz de Lloredo, con otras palabras, una buena situación para formar cuevas.
La figura 3 muestra un esquema de la situación de la diferentes unidades y una posible situación hidrológica.

La figura 3 muestra un esquema de la situación de la diferentes unidades topográficas y una posible situación del Saja, sumidero y direcciones del flujo subterráneo.

UNAS CONCLUSIONES.
Hemos reconstruido una supuesta paleotopografía, basado en principios geológicos bastantes sólidos.
-Primera conclusión bastante obvia es que la depresión cerrada de Udías se ha formado después del levantamiento de la zona (ver más adelante).
-Segunda conclusión es que antes y durante el levantamiento es probable que en varios momentos de su historia geológica, el río Saja estaba en contacto con las calizas del Alfoz de Lloredo, perdiendo aguas debido a gradientes hidráulicos algo más favorables.
Este último tendría las siguientes consecuencias para la formación de teóricas cuevas:
Deben tener una edad mayor de aproximadamente unos 1,5 Ma., es decir antes, durante e inmediatamente después del levantamiento.
Deben ser (sub)horizontales y empezar en el borde sur del Alfoz de Lloredo, aunque pueden empezar con un trayecto más vertical (si se ha conservado).
Si la pérdida de agua es bastante (y/o durante mucho tiempo), las cuevas pueden ser de un tamaño considerable.
Deben formar un nivel horizontal entre los 200 y 250 metros aproximadamente.
Debido a la suave inclinación de los estratos hacia el norte, también es probable que se han formado sumideros (y cuevas) en la formación C152 (la misma caliza donde se ha formado la Cueva del Virgen, ver artículo “La depresión cerrada de Udías”). Esta formación se encuentra por debajo y al sur de las calizas y dolomías que forman el resto del Alfoz de Lloredo y, por tanto, más cercano al antiguo río Saja.

FORMACIÓN DE LA DEPRESIÓN CERRADA DE UDÍAS Y CONSECUENCIAS PARA LA CUEVA DE UDÍAS.

La topografía actual de la depresión de Udías es el resultado de su desarrollo durante los últimos 3 millones de años. Recién levantada, la zona tendría una altura de algo más de 250 metros, y más que una depresión cerrada se debe de imaginar una llanura, bordeada en el norte por el Alfoz. Con la paleoreconstrucción es imposible saber si antes del levantamiento ya había un desagüe hacia el Alfoz, pero si es seguro que lo hubo después, como testifica la altura de los cumbres (hasta 240 metros) que separan la depresión de Udías del valle de Saja y que imposibilitaban su desagüe en esta dirección.

El desagüe del la depresión hacia el mar en el norte estaba bloqueado por una gran sinclinal de materiales impermeables (figura 4), lo que sugiere que desde el principio ha sido en dirección de Novales, donde también está la actual resurgencia. La distancia desde la resurgencia hasta el mar es muy reducido, solo unos pocos kilómetros, y, por tanto, la erosión del río original que salía de las primeras resurgencias debe de haber sido muy grande (gradiente hidráulico de unos 100 metros por kilómetro) resultando un rápido encajonamiento de su valle.
Con la rápida profundización del valle también es lógico una rápida profundización de sus resurgencias. Según los datos de la monografía del karst de Udías (1983), la actual resurgencia se encuentra a una altura de 65 metros y la Cueva las Aguas, un amplio conducto que ha funcionado como una antigua resurgencia (figura 5), a una altura de 100 metros. El gran tamaño de la Cueva las Aguas indica un nivel estable del desagüe del sistema, y si lo combinamos con una rápida profundización del valle, se puede pensar que la resurgencia ya se había establecido a un nivel de 100 metros hacia el final del levantamiento (hace unos 2 Ma).

La figura 4 muestra el sumidero, la resurgencia y el trayecto subterráneo en línea recta actuales. El sinclinal en el norte bloquea un desagüe directamente hacia el norte.

La figura 5 muestra el gran tamaño de la Cueva las Aguas.

La erosión de la depresión de Udías ha sido mucho más lenta que la profundización de las resurgencias (aparte por razones de gradiente, también porque de la depresión se ha de mover mucho material) lo que resultaba en una mayor diferencia de desnivel entre sumidero y resurgencia que la actual (40 metros). Si se supone una erosión media bastante regular se puede calcular una aproximación de la altura del sumidero hace 2 Ma.
La altura del sumidero ha bajado en 3 Ma desde algo más de 250 metros hasta unos 105 metros, es decir unos 50 metros por millón de años, lo que sitúa el sumidero a unos 200 metros hace 2 millones de años.

Todas estas suposiciones (si, soy consciente de que lo son), nos pintan el siguiente panorama: hace unos 2 Ma el sumidero de la depresión cerrada de Udías se situaba alrededor de los 200 metros y su resurgencia alrededor de los 100 metros. Los arroyos que ya se habían instalado en la depresión la erosionaban de una forma más o menos constante, mientras que el arroyo procedente de la resurgencia ya había excavado el mayor parte de su valle. Sumidero y resurgencia estaban conectados por un sistema de cuevas.
Hay tres modelos posibles respecto la inclinación de las cuevas.
El primero puede suponer una inclinación gradual entre sumidero y resurgencia, en cuyo caso debe de haber unas galerías que bajan gradualmente desde los 200 metros hasta los 100 metros. Estas galerías deben de ser en forma de cañón o meandro, con quizá algunos tramos freáticos hacia sus techos y cerca de la resurgencia, es decir en régimen vadosa.
El segundo modelo supone que la capa freática se adapta al nivel de la resurgencia en relativamente poco tiempo y que se forman galerías freáticas más o menos horizontales. En este caso el agua que entra por el sumidero ha de bajar por una serie de pozos hasta alcanzar el nivel freático, es decir un trayecto corto y muy vertical seguido por un trayecto largo y (sub)horizontal. O el agua que entraba por el sumidero bajaba por unas galerías que se inclinaban según la estratificación hasta llegar a la zona freática y horizontal. Estas galerías pueden haber estado en la base de la formación y probablemente eran de flujo libre (vadosas). Es decir un tramo inclinado seguido por un largo tramo horizontal.

Hoy en día los pozos de entrada o estas galerías inclinadas de entrada deberían de haber desaparecido por la erosión y el sistema resultante consistirá de unas galerías horizontales situadas alrededor de los 100 metros, de origen freático. A primera vista parece que el segundo modelo se adapta más a la realidad.

Desde luego que es muy probable que durante la primera instalación del sistema hubo galerías superiores, pero de menor tamaño, y que todo el sistema está pinchado por pozos vadosos posteriores.

INTERPRETACIÓN DE MAPAS: EJEMPLO DE CASO 1

2010-08-25T13:50:00.017+02:00

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La zona espeleológica de la Cueva de Udías I:

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LA DEPRESIÓN CERRADA DE UDÍAS.

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN GENERAL.

Este artículo es el primero de una pequeña serie acerca del karst de la zona de la Cueva de Udías (Cantabria). No quiero dar una demostración de mis conocimientos específicas de esta zona, porque no los tengo. Al contrario, quiero demostrar que es posible realizar un trabajo preparatorio bastante completo, usando principalmente los mapas topográficos y geológicos e información adicional como descripciones y topografías de cuevas, que se encuentran disponibles en internet, sin tener apenas conocimiento previo de la zona en concreta.
Se ha escogido esta zona debido a una corta visita (una tarde) por invitación de Sergio Ruiz García, uno de los miembros del Speleo Club Cántabro (SCC) que la está explorando. La tarde se ha ocupado con una excursión a la Cueva de Udías (entrando por la mina Sel del Haya) y charlando, quedándome muy poco tiempo para echar un vistazo a los alrededores. Esto último lo comento para subrayar que los próximos artículos son el fruto de un estudio de la información encontrada en internet y no de una inspección de la zona.
Además, espero que el SCC podrá usar estos pequeños estudios en sus continuas exploraciones.
Conclusión: Estos artículos son un ejemplo de cómo realizar un trabajo espeleológico/geológico de una zona desconocida, solo usando los medios presentes en internet.

INTRODUCCIÓN ESPECÍFICA.

La cuenca hidrológica de la zona de la Cueva de Udías recoge sus aguas por una parte de arroyos superficiales que drenan un valle cerrado al sur de la misma y, por otra parte, por la infiltración directa sobre el macizo situado por encima de la cueva (Alfoz de Lloredo). Se trata de un macizo costero de montes relativamente bajos (picos más altos alrededor de los 400 metros), situado entre Comillas, Cabezón de la Sal y Santillana del Mar, cuya exploración pertenece al Speleo Club Cántabro.
En este primer artículo, se trata la situación hidrológica y geológica actual del valle cerrado al sur de este macizo: la depresión cerrada de Udías.
Como mapa topográfico se han usado los mapas de sigpac (que una vez descargados son de buena calidad), y como base geológica se han usado los mapas Geológicos del IGM de Comillas (033) y Cabezón de la Sal (057), escala 1:50.000. El Google Earth se ha usado para obtener una idea de la zona a vista de pájaro (especialmente útil, si no conoces la zona). Información adicional se ha encontrado especialmente en el número monográfico del Boletín Cántabro de Espeleología: El karst de Udías (1983) y en el blog de la SCC.

DELIMITACIÓN DE LA DEPRESIÓN CERRADA DE UDÍAS.

La depresión cerrada de Udías es un valle que se encuentra a unos 3 kilómetros al norte de Cabezón de la Sal y cuyas aguas desaparecen en el sumidero de la Cueva de Udías.
En el valle se encuentran los diferentes barrios de Udías como La Virgen, El Llano, Cobijón y Rodezas. Los datos UTM en ED50 (datum Europeo 1950) de El Llano son aproximadamente X = 399500, Y = 4798800 y Z = 120 metros. Se ha cogido este barrio como referencia por ser el más céntrico del valle.
Dentro de la depresión hay 6 arroyuelos que, al sur de El Llano, se han juntado en un solo río (Río Suvia), fluyendo en dirección norte para sumergirse en la cueva del Rescaño (Cobijón), reapareciendo a la superficie para desaparecer de nuevo en la Cueva de Udías (Rodezas).

Lo primero que se ha hecho es delimitar la depresión cerrada sobre el mapa topográfico conectando todos los puntos altos que rodean el valle. El resultado está indicado en rojo en la figura 1. Es bastante llamativo que dentro de la depresión haya una zona sur con un desagüe superficial (arroyos) y una zona norte sin arroyos superficiales y, por tanto, con un desagüe subterráneo, lo que, además, está testificado por la presencia de varias dolinas (hoyos).
El límite entre la zona norte y la zona sur se ha indicado con una línea verde, usando la misma técnica de conexión de los puntos más altos. La línea naranja indica el valle fluvial del Río Suvia, resultante de los 6 arroyuelos, desde El Llano hasta Rodezas.

La figura 1 muestra la delimitación de la depresión cerrada de Udías, con una subdivisión entre una zona sur (drenaje superficial) y una zona norte (drenaje subterráneo).

La superficie de la cuenca del desagüe superficial (al sur de las líneas verde y naranja) se ha medido con ayuda de SigPac y son unos 570 ha. (5,7 km cuadrados).

DETERMINACIÓN DE LA SITUACIÓN GEOLÓGICA.

En segundo lugar, se han estudiado los mapas geológicos de la zona, usando los mapas de escala 1:50.000 de Comillas (033) y Cabezón de la Sal (057). La depresión cerrada de Udías se encuentra en ambos mapas y, por tanto, he tenido que hacer un mapa compuesto. Se nota que los dos mapas no encajan perfectamente, pero el resultado es suficiente (figura 2).
Se trata tanto de rocas permeables (calizas, dolomias, calcarenitas) como de rocas impermeables (limos, arcillas, margas y areniscas) del Cretácico Inferior.

LAS FORMACIONES.
La leyenda del mapa (figura 3) nos enseña lo siguiente:
La mayor parte de la cuenca de los arroyuelos está situado sobre limos, arcillas y areniscas de la formación Cw12-14 (de color verde claro), y por tanto el desagüe superficial coincide con rocas impermeables.

Las formaciones C152-1 y C15-23 están compuestas de calizas y dolomias y, por tanto, en estas formaciones se puede encontrar cuevas.

Las formaciones C151-1 y C153-1 están compuestas por una mezcla de material calcáreo (soluble) y materiales no solubles. De estas últimas formaciones, se puede esperar lo siguiente:
Las formaciones son lo suficientemente solubles como para disponer de un desagüe subterráneo y, por tanto, no se forman arroyuelos sobre estas formaciones.
Los desagües subterráneos estarán separados por materiales impermeables que impiden la formación de sistemas hidrológicos grandes y continuos. Por tanto, los conductos serán pequeños y no se pueden esperar grandes cuevas.
La roca puede ser lo suficientemente impermeable para permitir el paso de arroyos sobre su superficie.

LA TECTÓNICA.
Llama la atención la presencia de una fosa tectónica que cruza el centro del valle en dirección NNE-SSO, que es prácticamente la única estructura de gran escala presente y cuya depresión tectónica es usada por el Río Suvia para instalar una pequeña llanura aluvial.
La inclinación global de los estratos suele ser perpendicular a los límites de las formaciones, y, por tanto, son hacia el norte o hacia el sur (los estratos van de este-oeste) Los tres signos presentes indican un buzamiento hacia el norte, aunque los dos signos del centro del mapa indican más bien una inclinación hacia el noreste, pero esto debe ser debido a deformaciones causadas por el hundimiento en la fosa tectónica. La media de varios signos (tomados fuera de esta parte del mapa) indican un valor de buzamiento de entre 20 y 30 grados.

La figura 2 muestra la depresión cerrada y la situación geológica.

La figura 3 muestra la leyenda del mapa geológico de la figura 2.

PERFILES Y TERRENOS INDIVIDUALIZADOS.

En la figura 4 se han indicado 3 líneas de perfil y varios terrenos individualizados de la depresión de Udías.
Los tres perfiles simplificados se muestran en las figuras 5, 6 y 7 y espero que ayuden a visualizar un terreno con estratos que buzan ligeramente hacia el norte, cortado por una fosa tectónica.
De los terrenos individualizados (indicados con letras) se pueden hacer algunos comentarios:
Los terrenos A, B y C están compuesto por materiales impermeables. Con todo, se han quedado fuera de mi aproximación a la cuenca hidrológica de los arroyuelos.
Los terrenos A y C desaguan hacia dolinas (ver mapa topográfico). El A hacia una dolina al este de Hayuela y al norte de Valoria y el C hacia la dolina de Cotevo, al suroeste de Toporias y no hacia los arroyuelos.
El terreno B tiene unos vallejos pequeños que se inclinan hacia el río principal y, por tanto, sí pertenece a la cuenca.
El terreno D está compuesta de rocas más o menos permeables, pero se encuentra rodeado de rocas impermeables y está cruzado por varios arroyos, por lo que tendrá un desagüe subterráneo que drena los aguas hacia los arroyos y, por tanto, es parte de la cuenca.
El terreno E puede que drene hacia el río principal, pero también es posible que drene hacia la dolina de Cotevo, y, por tanto, su funcionamiento es incierto.
El terreno F es la llanura aluvial formada por encima de calizas y dolomias de C15-23, puede que el drenaje vaya hacia el río o puede que hacia las rocas solubles subyacentes.
El terreno G está compuesto de calizas y dolomias C15-23 y ya forma parte del gran acuífero de la Cueva de Udías del macizo de Alfoz de Lloredo, mientras el terreno H desagua directamente hacia G (en la dirección de los estratos, que están perpendiculares a G).
El terreno I es el más complicado. Lo más probable es que las formaciones C151 y C152 drenen hacia la fosa tectónica, y, por tanto, hacia G. La formación C153 puede drenar hacia el norte según la inclinación de sus estratos, o por la superficie como escorrentia hacia el sureste o incluso hacia la fosa (G) siguiendo los estratos.

La conclusión final respecto a la cuenca de drenaje del Río Suvia, es que hay que añadir a su superficie el terreno B y quizá parte del terreno E, mientras, al contrario, probablemente hay que restar parte del terreno F. Como el terreno B es el más grande de los tres, el resultado final será un pequeño aumento de la superficie de la cuenca, resultante en unos 6 km cuadrados.

La figura 4 muestra la situación de los perfiles y los terrenos individualizados.

La figura 5 muestra el perfil 1-11.

La figura 6 muestra el perfil 2-22.

La figura 7 muestra el perfil 3-33.

ALGUNAS CURIOSIDADES.

Unas curiosidades hidrológicas de la depresión cerrada de Udías.
En el mapa topográfico se puede ver que el Arroyo de Jageo primero se junta con un arroyo sin nombre y luego con el Arroyo de la Virgen, para juntarse en los alrededores del Barrio de la Virgen con otro arroyo sin nombre que baja desde el noroeste. Sin embargo, a partir de este momento se pierde el arroyo del mapa. ¿Qué ha pasado? Un fallo en el mapa (por desgracia a veces ocurre), o ¿puede ser otra cosa?
Mirando el mapa geológico se puede ver que inmediatamente al oeste de la Virgen se encuentra una banda de caliza C152, que conecta el Arroyo de la Virgen con el Arroyo de Suvia, teniendo este último una cota ligeramente menor.
Leyendo la monografía de la Cueva de Udías, he encontrado que exactamente en este sitio se encuentra la Cueva de la Virgen (U1), que cruza toda esta banda de caliza, funcionando como un tramo subterráneo del arroyo de la Virgen (figura 8).

La figura 8 muestra la Cueva de la Virgen.

El drenaje del terreno C en la dolina de Cuveto lleva el agua justo hacia la parte sur del terreno G (calizas y dolomias C15-22)), desde donde sin duda existe una conexión subterránea con la Cueva de Udías, situada algo más de un kilómetro hacia el norte.

CONCLUSIÓN.

Usando los datos topográficos y geológicos, se ha podido determinar con una exactitud bastante apreciable la superficie de la cuenca del Río Suvia, el río que ha excavado la extensa Cueva de Udías y cuyas aguas realizan un trayecto subterráneo de 5,3 kilómetros en línea recta y con un desnivel de unos 40 metros entre sumidero y resurgencia.
La superficie está muy cercana a las 600 ha (6 km. cuadrados).
Para su determinación no solo se han usado las divisiones topográficos (líneas de cumbres), sino que además se ha tenido en cuenta la distribución de las rocas permeables e impermeables presentes en la cuenca.
Si solo la mitad de los alrededor de 1200 mm de precipitación por año pasase por la cueva, significaría un total de 3.600.000 de metros cúbicos de agua al año. Una cantidad que puede disolver una cantidad considerable de caliza o dolomia.

LA GÉNESIS DE LA CUEVA FUENTE DE ORO

2010-05-09T22:38:00.025+02:00

Marius van Heiningen
mvheiningen@gmail.com

INTRODUCCIÓN.

En este artículo se intenta explicar la formación de la Cueva Fuente de Oro. Se trata de una cueva de escaso desarrollo, situada en el noreste de la provincia de León (España), cerca del pueblo de Crémenes. La razón principal de este escrito es dar un ejemplo de cómo se puede intentar determinar la génesis de una cueva, incluso si se trata de una cueva poca extensa. No solo se trata de usar las observaciones realizadas dentro de la cueva, sino de usar todos los datos posibles. Se ha estudiado la situación topográfica, geológica y hidrológica alrededor de la cueva, además de usar el mapa geológico y los mapas y fotos de sigpac.
Existen varios aspectos relacionados con cualquier cueva que convienen estudiar como norma general, porque nos ayudan mucho a formar una idea global acerca de la formación de la cueva, en concreto:
El primer aspecto es la situación hidrológica actual. Hay que intentar averiguar la interacción de los ríos y arroyos con la roca (formación) en donde se encuentra la cueva, con especial atención a los manantiales y pérdidas (sumideros) de agua, además de determinar la localización del punto más bajo de la formación por ser un punto muy favorable de desagüe. Ahora se puede hacer la siguiente pregunta: ¿Guarda la cueva una relación con el sistema hidrológico actual? Si la cueva se encuentra muy por encima de los arroyos y manantiales es probable que no guarde relación con el actual sistema, pero si por ejemplo la boca de la cueva se encuentra cerca de un manantial principal, entonces esta relación si es probable.
El segundo aspecto es el levantamiento de una columna estratigráfica global, lo que suena complicado, pero que para los espeleólogos solo significa distinguir entre los miembros favorables (estratificación masiva y gruesa), menos favorables (estratificación fina) y miembros no favorables (margas, arcillas, areniscas, etc.). Es verdad que dos miembros favorables pueden estar conectados hidrológicamente a través de un miembro menos favorable, pero estas conexiones no suelen ser penetrables por el hombre (ej. Existencia de muchas fisuras estrechas), y por tanto las cuevas se suelen restringir a una sola secuencia favorable. Entonces, una vez localizado el miembro donde se encuentra la cueva, ya se tiene una muy buena idea hacia donde puede ir (o de donde viene), siguiendo este miembro por la superficie.
El tercero aspecto es la proveniencia del agua que ha disuelto la cueva. Por tanto hay que determinar, en lo posible, las cuencas (segmentos en este artículo) de recogida de agua, que por un lado consiste de recogida de precipitación directa sobre la caliza y que por otro lado recoge aguas de escorrentía de otras formaciones impermeables y de pérdidas de arroyos o ríos. Se puede decir que eso es parte del primer aspecto, pero se trata de algo tan importante que he decidido separarlo.
Las observaciones que se pueden hacer dentro de una cueva son tantas que no se puede especificar fácilmente, pero a groso modo se puede decir que hay que intentar averiguar el régimen hidrológico (o la sucesión de regímenes) que formaron la cueva (vadoso o (epi)freático principalmente) y los acontecimientos de sedimentación y reexcavación. Además hay que estudiar si la galería está orientada según las fisuras o por la estratificación. Una ayuda indispensable para cualquier estudio espeleológico es un mapa topográfico detallado de la cueva correspondiente.

LA TOPOGRAFÍA.

El primer paso ha sido una visita de reconocimiento seguido por el levantamiento de su topografía. Los valores se han medido con un DistoX, un aparato que recoge la distancia, el rumbo y la inclinación en una sola medida, con un error máximo de unos pocos centímetros. El aspecto más característico de la cueva es la presencia de unos trayectos completamente rectos, separados por ángulos de casi 90 grados. La figura 1 muestra la topografía.

La figura 1 muestra la topografía de la Cueva de Fuente de oro. Las formaciones estalagmíticas están indicadas en rojo.

LAS DIRECCIÓNES DE LOS DIFERENTES TRAMOS.

La cueva se ha desarrollado en el techo de la formación Santa Lucía, una formación de caliza cuyos estratos en este punto se encuentran en una posición (sub)vertical (foto 1) y cuyo rumbo en los alrededores de la cueva es 063N (ENE – OSO).
Dentro de la cueva se puede observar que hay tramos completamente paralelos a la estratificación y otros que cortan los estratos por un ángulo casi recto. En los tramos paralelos, las paredes de la galería suelen ser los propios planos de estratificación (foto 2), mientras que las paredes de los tramos perpendiculares son más irregulares, en especial el tramo DH (ver foto 3 y figura 4). Si se dibujan los estratos dentro de la topografía, se observa que la coincidencia entre los tramos paralelos y la estratificación es total (ver figura 2).

La foto 1 muestra una estratificación (sub)vertical en los alrededores de la entrada de la cueva.

La figura 2 muestra la topografía y la estratificación de la caliza. La relación entre los tramos “paralelos” y la estratificación es obvio.

Los trayectos casi perpendiculares se puede dividir en dos grupos (sets), un grupo con rumbo 355N (los tramos DH y IJ) y otro grupo con rumbo 330N (los tramos AB y NO) (figura 4). Las galerías de ambos grupos son guiados por fracturas, buen visibles en el techo.

EL ALZADO DE LA CUEVA.

Otro aspecto llamativo es su suelo prácticamente horizontal, en su mayor parte compuesto de limo, a veces con capas estalagmíticas. En los primeros metros se encuentran muchas piedras angulares, provenientes de desprendimientos de la cantera, y en los últimos 30 metros se encuentran muchos bloques caídos del techo. El alzado muestra numerosas chimeneas pequeñas, que en su mayoría coinciden con deposiciones estalagmíticas, columnas y cortinas (comparar figura 3 y 4). Por otro lado, todos los espeleotemas coinciden con chimeneas o otros aportes de agua desde arriba, de los cuales algunos son chimeneas colmatadas que por tanto no figuran en el alzado.
Tenía curiosidad si el suelo tenía una pendiente y en que dirección. Después de calcular la altura del suelo (coordenada z de un punto topográfico menos su altura) se descubrió la siguiente situación: el punto del suelo más elevado de la cueva se encuentra en H
(exceptuando el desprendimiento de la entrada), y el suelo baja paulatinamente tanto hacia la entrada como cueva adentro (figura 4). La diferencia entre H y B es de 58 cm y la diferencia entre H y Q2 es de 94 cm.

La figura 3 muestra el alzado de la cueva con un suelo llano y numerosas chimeneas. El punto de vista es un poco desde arriba, la cueva es prácticamente horizontal.

La figura 4 muestra varios puntos topográficos y algunos alturas de suelo, respecto a la posición del primer punto (A).

La foto 2 muestra una galería completamente paralela a la estratificación.

La foto 3 muestra los estratos sobresalientes de la pared de una galería perpendicular a la estratificación.

LOS BLOQUES CAÍDOS DEL TECHO.

El suelo en los últimos 30 metros de la cueva está totalmente tapado con bloques caídos del techo. Muchos de estos bloques se encuentran en tal posición que solo hace falta levantarlos (si fuera posible) para encajarlos otra vez en el techo (foto 4). Un gran bloque que se ha bajado del techo y que todavía se encuentra entre los estratos por donde ha deslizado, marca el final de la cueva (foto 5).

La foto 4 muestra un bloque en el suelo que encaja muy bien con el techo.

La foto 5 muestra un gran bloque al final de la cueva. El bloque se encuentra totalmente encajado entre los estratos por donde se ha deslizado hacia abajo.

En la última parte de la cueva el techo se ha quedado muy marcado por el desprendimiento de los bloques, como muestra la foto 6.

La foto 6 muestra la marca en el techo desde donde se han caído los bloques.

EL RÉGIMEN HIDROLÓGICO.

La formación de caliza está cortada por un arroyo y la entrada de la cueva se encuentra prácticamente en el punto más bajo de la caliza. Al lado del arroyo y solo unos metros por debajo de la cueva se encuentra la Fuente de Oro, un manantial perenne, exactamente en el punto topográfico más bajo de la formación (foto 7). La primera pregunta que hay que hacerse en casos como este es ¿Desde donde viene el agua de la fuente? Por un lado puede ser agua de precipitación que se ha acumulado en la caliza y por otro lado puede ser agua que proviene del propio arroyo y que se ha infiltrado en la roca. Después de seguir el arroyo hasta su origen se ha comprobado que el caudal disminuye paulatinamente. Es decir, hacia abajo el caudal aumenta coincidiendo con aportes laterales y por tanto demuestra que el agua del manantial no proviene del arroyo. La foto 8 muestra el valle que corta la caliza (la roca nevada sin árboles). La caliza situada al otro lado del arroyo se llama el Macizo de Oro. La cueva se encuentra a la derecha y algo por debajo de la foto. El límite entre la roca nevada y el bosque coincide con el techo de la caliza. La cueva está situada en el miembro de estratos más gruesos que se encuentra unos 20 metros por debajo (a la izquierda) del techo, pero al lado del arroyo desde donde se ha hecho la foto.

La foto 7 muestra la Fuente de Oro y el arroyo a la derecha. El caudal de la fuente es mayor.

Mirando el mapa geológico se puede ver que la cueva se encuentra dentro de un tramo de caliza que es limitado por dos arroyos mayores (números 1 y 2 en la figura 5). Usando la topografía como elemento divisorio (algo un poco arriesgado cuando se trata de karst), se ha dividido el tramo en cuatro segmentos. Los segmentos A y D desagüen hacia los arroyos mayores y los segmentos B y C hacia la Fuente de Oro. Se puede ver que el segmento C es mucho mayor que el segmento B, y por tanto es probable que funcione como proveedor de agua para el manantial (o por lo menos que la mayoría del agua proviene de este segmento).

La foto 8 muestra el arroyo, el Macizo de Oro y el miembro de estratos más gruesos, que es cortado por el valle.

La figura 5 muestra los 4 segmentos que poseen su propio sistema de desagüe.

DETERMINACIÓN DE LA DIRECCIÓN DEL FLUJO QUE HA FORMADO LA CUEVA.

INTRODUCCIÓN.
En este caso la cueva consiste prácticamente de una sola galería, que hoy en día se ha quedado desconectada de los flujos subterráneos principales. Actualmente solo existen flujos reducidos mantenidos por goteo del techo en épocas de lluvia, formando un estanque de unos 25 metros de largo alrededor del punto P (figura 4). Una tarea que hay que realizar siempre es intentar determinar la dirección del paleo-flujo (el flujo en el momento cuando la cueva todavía era activa) por una galería o cueva. Las dos herramientas más usadas son los golpes de gubia (tanto para galerías freáticas como vadosas) y la dirección de inclinación del suelo cuando se trata claramente de cañones (vadosos). En esta cueva no se ha encontrado golpes de gubia ,ni el suelo se baja en una dirección, así que no queda más remedio que juntar todas las demás indicaciones posibles.

FLUJO RESTRINGIDO POR UNA SOLA GALERÍA.
Como se trata de una galería de un tamaño bastante uniforme y que todos los conductos laterales son de un tamaño muy inferior, es aceptable creer que se trata de una unidad espeleogenética, es decir que toda la galería era ocupado por el mismo flujo. Por tanto, la dirección del flujo solo ha podido ser desde el final de la cueva hacia la entrada o viceversa.

LA TOPOGRAFÍA DE LA CUEVA SUPERPUESTA SOBRE UNA FOTO AÉREA.
Si se mira la posición de la cueva sobre una foto aérea del terreno, donde también se ha indicado la fuente, el tubo de donde sale, el límite (techo) de la caliza (figura 6), el paquete de estratos favorable para la génesis de la cueva y el punto donde este paquete es cortado por el arroyo, se puede hacer varias observaciones:
Primera: El manantial se encuentra al lado del arroyo (indicado en azul, siguiendo la línea de árboles y arbustos a la izquierda del camino) justo en el punto donde el arroyo sale de la caliza, es decir en el punto más bajo de la caliza.
Segunda: El manantial sale de un tubo cuyo principio se encuentra a unos 16 metros desde la entrada de la cueva.
Tercera: El trayecto recto de la cueva se encuentra en un paquete de estratos relativamente gruesos (más blanco en la foto), que es cortado por el arroyo (punto A, también ver foto 8). La única parte donde la cueva sale de este paquete son las galerías que se dirigen hacia la fuente (punto más bajo de la caliza), guiada por fracturas perpendiculares a la estratificación.
Cuarta: El fondo del valle en el punto A se encuentra varios metros por encima del suelo de la cueva en su parte terminal.
Quinta: Es en la parte final de la cueva donde la superficie inclinada de la caliza más se acerca al techo de la galería, es decir donde menos roca hay por encima.

La figura 6 muestra la posición de la cueva sobre una foto de sigpac. La parte recta de la cueva se encuentra en un paquete de estratos gruesos (entre las dos líneas moradas) que es cortado por el arroyo en A (ver foto 8). La línea roja interrumpida indica la posición aproximada del techo de la formación y la fuente ( indicado con un círculo azul) se encuentra donde el arroyo sale de la formación de caliza. En realidad el agua sale por un tubo que empieza unos 6 metros más al norte de la fuente.

CONCLUSIONES.
La primera y segunda observación sugieren una fuerte relación entre la entrada de la cueva y la fuente y por tanto con el punto más bajo de la caliza. La tercera observación indica que la cueva se ha formado dentro de unos estratos favorables, solo para abandonarlos para poder desaguar en el punto más bajo de la caliza, usando las fisuras presentes en la roca. La cuarta observación indica que la cueva se encuentra más bajo que el arroyo en el punto A y parece que la cueva cruzaba por debajo del arroyo en dirección del Macizo de Oro (montaña adentro).
Las primeras cuatro observaciones indican que la cueva se ha formado por un flujo proveniente del noreste, para manar en el punto más baja de la caliza, donde también en la actualidad se encuentra un manantial permanente. Es probable que este flujo cruzaba por debajo del arroyo y que su origen está en el Macizo del Oro, coincidiendo con el mayor segmento de absorción de agua de precipitación de la zona (segmento C en la figura 5).
La quinta observación parece explicar porque hay tantos bloques caídos al final de la cueva: es en este punto donde la superficie más se acerca al techo de la cueva y donde por tanto los procesos de liberación de tensión aumentan la formación de fracturas. Es probable que existía una galería entre el final de la cueva y el arroyo (punto A) que se ha hundido.

DETERMINACIÓN DEL RÉGIMEN DEL FLUJO.

El suelo original de la cueva está enmascarado por derrumbamientos (principio y final de la cueva), por formación de capas estalagmíticas (ambos procesos posterior a la formación de la cueva) y por deposición de un paquete de limo de grosor desconocido, lo que dificulta considerablemente una buena determinación del régimen del flujo. Sin embargo, enumerando las características que se han observado y también las que no se han observado, nos puede dar una idea. Por ejemplo, faltan las claras indicaciones de un flujo vadoso (un arroyo) como una galería en forma de cañón o un suelo que se inclina en una sola dirección, aunque ambos pueden estar tapados por el sedimento. Por otro lado, si se ha observado que los giros de la galería principal no son redondeados o lisos, pero que todos los tramos guiadas por fracturas se prolongan por alguna distancia, hecho que incluso es visible en la topografía (terminaciones de los tramos AB, HD y ON de la figura 4). También se puede ver que en estos tramos las paredes son más rugosas, en especial en el trayecto DH donde los estratos menos solubles sobresalen por doquier. No se ha observado golpes de gubia.
Lo enumerado arriba hace pensar que la génesis de la cueva ha ocurrido principalmente en un ambiente anegado, donde el agua pude ensanchar las fisuras y disolver los estratos más solubles. La velocidad de un flujo en una galería inundada siempre es mucho menor que un flujo (con el mismo caudal) que corre por el suelo, lo que coincide con la ausencia de golpes de gubia. Por lo tanto se trata de un régimen freático y/o epifreático.
Sin embargo, la mayor parte de las galerías de origen (epi)freático suelen tener una última fase vadosa. El curioso hecho de que el punto más alto del suelo se encuentra en H, un punto intermedio en la cueva, y que el suelo está completamente llano, parece indicar que este proceso también ha ocurrido en esta cueva, pero con un origen del agua de otro segmento.

APORTE DEL AGUA DEL SEGMENTO B: Flujo en dos direcciones.

Es relativamente frecuente que una galería de origen claramente freático tenga un suelo llano de sedimento. La mayoría de las galerías freáticas suelen tener un último episodio donde es ocupada por una corriente vadosa que deposita el sedimento en el suelo. Lo curioso de esta cueva es que el punto más alto del suelo se encuentra en el punto H (un punto intermedio en la cueva) y que el suelo baja paulatinamente tanto hacia la entrada como hacia la terminación de la cueva. Este hecho no se había descubierto hasta levantar el trazado del suelo (ya en casa) y por eso en la segunda visita se ha prestado atención especial a este punto, con el resultado de encontrar un pequeño conducto freático (foto 9). El tubo se encuentra detrás de la rama y baja ligeramente por varios metros hasta perderse de vista. Este conducto se encuentra en el punto más occidental del paquete de estratos favorables (Ap en la figura 4) y su tamaño indica un aporte de agua relativamente pequeño. Se ha interpretado como el desagüe del segmento B, que ha seguido funcionando hasta después del abandonamiento de la galería por el flujo principal (proveniente del segmento C). Cuando agua con sedimento sale de un pequeño tubo para entrar en una superficie mucho más grande, la velocidad del flujo se reduce y el sedimento es depositado. De esta manera el suelo en el punto H se ha elevado y el agua ha empezado a fluir hacia ambos lados (tanto hacia la salida como hacia la terminación de la cueva). El proceso de bifurcación de un flujo también se puede ver donde un aporte de agua de arriba (o desde un lateral) ha formado una elevación estalagmítica en medio de una galería y donde es frecuente que el agua escurre hacia los dos lados. Otra posibilidad es que la salida del conducto pequeño coincide con un punto elevado, ya existente, en la galería. Solo una excavación del suelo lo puede probar.

Si la interpretación arriba expuesta es cierta, significaría que el desagüe del nivel freático del segmento B estaba un poco más alto que el nivel freático del segmento C (porque el nivel del segmento B llegaría hasta la salida del conducto pequeño, el punto H, para desaguar en una galería seca y ya abandonada como desagüe del segmento C). Esto no es de extrañar, porque el desagüe del segmento C es mucho más caudaloso y por tanto ensancha más rápido las fisuras (evento de ruptura), para luego adaptarse a este ensanchamiento con una bajada del nivel freático.

La foto 9 muestra el conducto pequeño, el antiguo aporte de agua en el punto H.

ORIGEN DE LAS PAREDES COMPLETAMENTE LISAS.

Las paredes lisas que ocupan gran parte de los tramos “paralelos”, muestran pocas señales de disolución, lo que no parecen coincidir con un régimen freático (donde todos los puntos solubles son atacados). En este caso la propia cueva nos muestra ejemplos que sugieran una explicación. La foto 5 muestra un bloque deslizado entre sus dos juntas (en este caso obstruyendo la cueva). Aparentemente se trata de estratos relativamente gruesos, pero con juntas muy débiles (con mucha arcilla). De este modo los bloques caídos del techo y las placas desprendidas de las paredes dejaron unas huellas que son la superficie de los estratos todavía en situ. Es probable que este proceso ha sido dominante en el régimen epifreático, cuando la cueva se vaciaba en temporada seca y la falta de presión hidrostática provocaba los desprendimientos. De este modo las paredes lisas se formaron en el último estadio de formación y hubo relativamente poco tiempo para su disolución (especialmente en sus partes altas). Parte de los bloques caídos pueden haberse disueltos (el suelo es el último en secarse), otra parte puede estar tapada por los sedimentos y una parte todavía está allí.

RESUMEN.

Un estudio de los datos ha llegado a la conclusión que la cueva se ha formado principalmente en un régimen (epi)freático, disuelto por un flujo procedente del Macizo de Oro (segmento C), seguido por un flujo vadoso mucho más reducido, procedente del segmento B. Desde su punto de entrada en la cueva (H) la corriente vadosa ha fluido en dos direcciones, tanto hacia la salida como cueva adentro. La galería está restringida a un paquete favorable de estratos gruesos (aunque con juntas débiles), siguiendo principalmente los propios estratos y en menor medida por fisuras (casi) perpendiculares a la estratificación. La única parte de la cueva que no se encuentra dentro de este paquete favorable coincide con el último tramo (tramo de la entrada), cuando el flujo buscaba un camino hacia el punto más bajo de la caliza para desaguar, donde también en la actualidad se encuentra el manantial principal de la zona.
Los techos y paredes de los tramos paralelos están marcados por desprendimientos de roca. En los techos de los tramos perpendiculares la fisura original suele ser visible y las paredes están marcadas por estratos sobresalientes.
Este artículo sirve como ejemplo para demostrar como juntando toda las indicaciones posibles, se puede llegar a una conclusión probable (aunque puede que sea errónea).
De todos modos, tengo que reconocer que dentro de la cueva se han hecho varias observaciones que permiten llegar hasta una interpretación todavía más detallada, pero que se han omitido para no obscurecer los puntos más importantes.

BUSCANDO CUEVAS: Las zonas más favorables en las paredes de un barranco.

2010-03-24T18:33:00.014+01:00

Marius van Heiningen
mvheiningen@gmail.com

INTRODUCCIÓN.

Los espeleólogos exploradores saben que un barranco que corta un macizo de caliza es un lugar probable de encontrar cuevas y manantiales. También saben que la distribución de las cuevas por las paredes no es homogénea, sino que existen zonas más favorables y zonas menos favorables. Este artículo trata de explicar algunas reglas generales acerca de los lugares más probables de encontrar cuevas. Incluso si el método de exploración consiste de una minuciosa inspección de toda una ladera, sigue siendo importante saber qué zonas merecen todavía un poco más de atención. Si al contrario se trata de una exploración global, lo mejor es concentrarse en las zonas favorables. Tengo que decir con énfasis que solo se trata de unas reglas muy generalizadas, a veces muy útiles especialmente si no se dispone de mucha información de la zona en concreto, pero que la distribución exacta de las cuevas depende de muchas factores de los cuales el carácter de los estratos y la historia geológica de la zona son muy importantes.

LA DIVISIÓN EN ZONAS DE LAS PAREDES DE UN BARRANCO.

En artículos anteriores ya se ha insistido en la importancia de encontrar el punto topográficamente más bajo de un acuífero, por ser el punto preferencial de desagüe.
En este caso la línea de puntos más bajos la constituye el lecho del río que fluye, al menos parte del año, por el fondo del barranco. Los manantiales perennes, si las hay, suelen estar situados en una franja alrededor del río, incluso es frecuente que manen directamente en el cauce lo que puede dificultar su localización. Salvo que se trate de una estratificación (sub)horizontal, es raro que un manantial se encuentre a más de algunas decenas de metros por encima del río. Los aliviaderos (fuentes intermitentes) si que son frecuentes hasta una altura de hasta varias decenas de metros. Como las cuevas son los conductos fósiles y activos de un acuífero de tal tamaño que son penetrables por el hombre, están íntimamente relacionadas con los manantiales, y por tanto las debemos buscar en sus inmediaciones.
Cerca del fondo se puede encontrar las galerías activas o abandonadas recientemente (medido en tiempo geológico), mientras que las galerías abandonadas desde hace más tiempo se encuentran a cierta altura sobre el lecho. En la parte superior de las paredes se encuentran las galerías más antiguas, cuyas galerías a menudo se han derrumbado o taponado por sedimentación. Por tanto se puede dividir una ladera de un barranco en tres zonas, según las posibilidades de encontrar cuevas con ciertas características.

ZONACIÓN DE LAS LADERAS DE UN BARRANCO.
Primero hay que decir que la zonación descrita a continuación solo es válida para formaciones cuyos estratos tienen cierta inclinación, de tal modo que todos los estratos cruzan el fondo del barranco (al contrario de estratos horizontales).
Las laderas de un barranco se pueden dividir en: la zona baja, la zona media y la zona alta.
En la zona baja se encuentran los manantiales, las galerías activas, los aliviaderos (zona epifreática) y las galerías abandonadas relativamente recientemente. En esta zona existen las mejores posibilidades de encontrar galerías que dan acceso a una red subterránea de cuevas, porque los conductos derrumbados o colmatados por espeleotemas son todavía mínimos. Los mayores problemas son, la estrechez de galerías y que se encuentren anegadas. Dar un valor para el límite superior de esta zona es muy arriesgado porque depende en gran medida de la velocidad de encaje del río (entre otras cosas), pero se puede pensar que está entre 10 y 40 metros por encima del río, aunque puede ser bastante más. Esta es una zona muy favorable.
En la zona media se encuentran las galerías abandonadas hace relativamente algo más de tiempo. En esta zona existe más riesgo de encontrar galerías colmatadas o derrumbadas, aunque con menos riesgo de conductos inundados. El límite superior de esta zona es todavía más incierto, pero se pudiera pensar en unos 100 metros por encima del río. Este valor es totalmente arbitrario y hay que tomarlo con la misma precaución como en el caso anterior. Esta es una zona favorable.
La zona alta consiste de toda la pared que se encuentra por encima de la zona media.
Las cuevas que se encuentran en esta zona son frecuentemente obstruidas, tanto por derrumbamientos (especialmente en las entradas) como por formación de espeleotemas.
Esta es la zona menos favorable.

La figura 1 muestra una formación de caliza cortada por un río, representada sobre un mapa. Para más detalles ver el texto.

La figura 1 muestra un ejemplo esquematizado de una formación de caliza (naranja) formando un altiplano con dolinas (óvalos negros), que es cortado por un río. El rumbo de la formación es este-oeste y la estratificación es vertical, mientras que el río fluye desde el norte hacia el sur. Tanto al norte como al sur se encuentran formaciones impermeables. La precipitación que cae sobre la caliza es absorbida y fluye por conductos subterráneos hacia los puntos de desagüe del acuífero que se encuentran en el fondo del barranco que corta la caliza. Las líneas negras son las curvas de nivel. Las tres zonas de las laderas del barranco están indicadas como zona muy favorable, zona favorable y zona menos favorable.

La figura 2 muestra la pared occidental del perfil longitudinal del barranco (AB en la figura 1), donde se ha indicado la zona baja (verde), media (amarillo) y alta (rosa).

La figura 2 muestra el perfil longitudinal del barranco.

La figura 3 muestra el perfil transversal del barranco (CD en la figura 1), donde se indican las tres zonas. El número 1 es un manantial subacuático que brota de un conducto freático muy estrecho (15), el 2 es un manantial que brota de una galería freática, el 3 es una galería activa con un arroyo y el 4 es una galería recientemente abandonada, todos son elementos típicos de la zona baja (más favorable).
El 5 es una galería que da acceso al sistema, abandonada hace algo más de tiempo, con algunas obstrucciones en forma de espeleotemas (12) y desprendimientos (13).
El 6 es una galería cuyo entrada se encuentra obstruida por un derrumbamiento, el 7 es una galería tapada por espeleotemas, el 8 es una galería que da acceso a cuevas (no todas están tapadas), el 9 es un pozo cerrado, el 10 es un pozo abierto y el 11 son posibles prolongaciones colmatadas por espeleotemas. Todos son elementos típicos de la zona alta.
El 14 es un lago subterráneo.

La figura 3 muestra el perfil transversal del barranco. Para el significaado de los números ver el texto.

Hay que entender que se trata de un modelo cualitativo sobre las posibilidades de encontrar cuevas y que además sólo es válido para una estratificación inclinada. Según este modelo hay menos posibilidades de encontrar galerías extensas con el aumento de la altura sobre el fondo del valle.

LA INFLUENCIA DE LOS MIEMBROS EN LA ZONACIÓN.

Hasta ahora se ha tratado a la formación de caliza como una masa homogénea, es decir que todas las partes tienen las mismas características. En realidad, en las formaciones suelen existir miembros más favorables a la karstificación (miembros con estratificación gruesa o sin estratificación), miembros menos favorables (estratificación fina o con juntas débiles) y miembros que no son favorables (margas).
La figura 4 muestra una representación de un altiplano de caliza cortado por un barranco, con un río en el fondo. La caliza está compuesta de 3 miembros favorables para el desarrollo de cuevas (calizas de estratos gruesos) y 2 miembros no favorables (margas). Los afloramientos de los miembros favorables suelen forman paredes más abruptas, mientras que el relieve de las margas es mucho más suave. La caliza se encuentra entre dos formaciones impermeables. Las líneas finas en negro indican la inclinación de la superficie.

La figura 4 muestra una representación de un altiplano de caliza cortado por un barranco con un río en el fondo. Para los detalles ver el texto.

La figura 5 muestra la misma caliza e indica las diferentes zonas presentes en los miembros favorables. Se nota que las zonas no se encuentran en una línea vertical, pero que siguen la inclinación de los estratos. Como en las margas no se forman cuevas tampoco hay una zonación. Por tanto es importante poder distinguir entre miembros favorables y miembros poco favorables para la formación de cuevas.

La figura 5 muestra zonación que es restringida a los miembros favorables.

ESTRATIFICACIÓN HORIZONTAL.
Si la estratificación es (sub) horizontal, entonces es imposible que los miembros favorables superiores desagüen directamente hacia el fondo del barranco. En este caso incluso las cuevas activas se encuentran a una altura considerable (figura 6). Un buen ejemplo es el barranco del río Asón (Cantábria), donde el yacimiento del río viene de una cueva situada unos 100 metros por encima del valle, formando una bella cascada. Los puntos más favorables hay que buscarlos en la base de cada miembro favorable.

HISTORIA GEOLÓGICA.
La historia geológica de una región puede jugar un papel importante. Por ejemplo en la Cordillera Cantábrica hubo una marcada erosión durante los últimos 2 o 3 millones de años, precedido por una época muy tranquila de varios millones de años. En este época se habían formado varias cuevas amplias y horizontales que estaban en equilibrio con el antiguo nivel de base. Ahora estas cuevas se encuentran entre 100 y 200 metros por encima de los valles, pero por su volumen no se han tapado. Algunos ejemplos son la Cueva de Valporquero, la Cueva Rubio (ambas en el desfiladero del río Torío) y la Cueva el Carrascal (Santa Olaja de la Varga).

La figura 6 muestra el desagüe de sistemas activos situados en la parte baja de miembros favorables (sub)horizontales.

RESUMEN.

Como regla general se puede decir que la posibilidad de encontrar cuevas extensas en un barranco disminuye con la altura sobre el río. En este artículo se ha dividido la ladera de grosso modo en tres zonas: la zona baja o la zona muy favorable, la zona media o la zona favorable y la zona alta o la zona menos favorable. Como las cuevas suelen estar restringidas a ciertos miembros, también lo está la zonación. Sin embargo, hay que tener en cuenta que la historia geológica puede ejercer una fuerte influencia sobre la distribución de las cuevas. Este modelo no es válido para formaciones con una estratificación (sub)horizontal.

EN BUSCA DE CUEVAS: La interpretación del mapa geológico.

2010-03-03T21:40:00.013+01:00

Marius van Heiningen
mvh@telecentroscyl.net

INTRODUCCIÓN.

La mayor ventaja de un mapa geológico es que nos deja la posibilidad de distinguir entre las formaciones solubles (favorables para la formación de cuevas) y las formaciones no solubles. Uno tiene que tener en mente que todas las rocas carbonatadas tienen un sistema de desagüe subterráneo y que por tanto se debe de sospechar la presencia de una cueva en cualquiera caliza o dolomía. Esta presencia solo depende de si los conductos de desagüe se han desarrollado hasta un tamaño para hacerlos penetrables para el hombre. El tamaño de los conductos depende de varios factores como el tiempo, las fisuras y el gradiente hidráulico, pero uno de los más importantes es la cantidad de agua disponible. En una caliza que recibe muy poca agua es difícil encontrar galerías accesibles. Esta cantidad depende de la superficie de su afloramiento, donde entra agua por precipitación directa, y de los aportes que se recibe por arroyos y de escorrentías de superficies impermeables anexos.
La localización exacta de grandes pozos con la ayuda del mapa geológico es bastante difícil, que no sea que están relacionados con sumideros o fallas. Lo que sí se puede localizar son las zonas favorables, en este caso los cumbres, crestas y altiplanos de roca carbonatadas, a veces acompañados por dolinas.
Mejores resultados da el mapa geológico cuando confirma que los arroyos y ríos que se pierden y reaparecen, los manantiales y depresiones cerradas que se había localizado en el mapa topográfico, realmente están relacionados con formaciones carbonatadas o yesos.
Sin embargo, probablemente la mejor ayuda que nos ofrece el mapa geológico es que nos posibilite la determinación del punto más bajo de un acuífero kárstico, comparando los contactos de la formación con las curvas de altura. Teóricamente este punto marca el lugar donde las aguas subterráneas deben de brotar de su acuífero, y por tanto indica el lugar preferido para la presencia de los manantiales (incluso los pequeños que no están en el mapa). Es muy frecuente que en el campo realmente se encuentren manantiales en estos puntos.
Ahora bien, porque nos debe de interesar tanto la presencia de manantiales kársticos? El manantial es la terminación de toda una red de fisuras y conductos subterráneos anegados, que da origen a las cuevas. Al fin y al cabo, una cueva no es otra cosa que uno de estos conductos que se ha desarrollado hasta tal tamaño que es penetrable por el hombre. Entonces lo convierte en uno de los mejores sitios de posible acceso a la red subterránea de galerías. Por un lado es posible que el manantial sale directamente de una galería vadosa, y por otro lado puede que el manantial ofrece posibilidades para una exploración subacuática. Sin embargo, es más probable que algo por encima del manantial actual se encuentra una galería seca, que en su día funcionó como manantial.
No obstante, no hay que olvidar que la escala del mapa geológico limita mucho la información que puede dar. Por ejemplo, no suele dar indicaciones de miembros y niveles. A lo mejor el punto más bajo de una formación no coincide con el miembro favorable para la formación de cuevas y por eso en el campo hay que esforzarse de distinguir estos miembros (normalmente miembros compactos o de estratificación gruesa), para poder localizar el punto más bajo del miembro favorable en lugar de la formación entera.

UN MAPA GEOLÓGICO Y LAS FORMACIONES CARBONATADAS.

En un mapa geológico las formaciones de roca están indicados con un color y un número (figura 1), dibujados sobre un mapa topográfico. Las curvas de nivel no siempre se han quedado bien visible, dependiendo de la imprenta y de los colores usados, y por tanto es aconsejable manejar el mapa geológico y topográfico de una misma zona simultáneamente. El significado de cada color y número se encuentra en la leyenda del mapa. La figura 2 muestra parte de la leyenda del mapa de Riaño y las formaciones susceptibles para la formación de karst (en este caso las calizas y dolomías) se han subrayado en rojo. El mapa también muestra una variedad de signos, de los cuales los más importantes se han explicado en el artículo “El significado de los signos del mapa geológico”. Estos signos son muy útiles para determinar las estructuras geológicas, pero para una primera aproximación de los puntos favorables para las entradas de cuevas se puede prescindir de ellos.

La figura 1 muestra una parte del mapa geológico de Riaño.

La figura 2 muestra una parte de la leyenda del mapa geológico de Riaño. Las formaciones solubles, en este caso las calizas y dolomías, se han subrayado en rojo.

En la figura 3 se ha indicado la distribución de las rocas carbonatadas de la figura 1 (en rojo). En este caso se trata de las formaciones 0, 5, 6, 8, 14 y 15. De este modo se ha reducido considerablemente el terreno de búsqueda y no se pierde tiempo recorriendo zonas sin ninguna probabilidad de éxito.
Como se ha explicado en la introducción, una de las reglas más importantes es localizar la cota topográfica más baja de una formación favorable, por ser el punto de preferencia de desagüe del acuífero que existe dentro de la roca carbonatada. Este punto de desagüe puede ser directamente la boca de una cueva o lo que es más común, un manantial. En el segundo caso es frecuente que se puede encontrar cuevas en los inmediatos alrededores, pero siempre a una altura más elevada.

La figura 3 muestra la distribución de las rocas carbonatadas, indicando sus contactos en rojo.

UN EJEMPLO: LA DESCRIPCIÓN DE LAS ZONAS ESPELEOLÓGICAS / HIDROLÓGICAS ALREDEDOR DEL RÍO ESLA (LEÓN).

En este apartado se estudian los sistemas hidrológicos/espeleológicos que se ha encontrado en las formaciones carbonatadas anteriormente mencionadas. En la figura 4 se ha indicado en el mapa de la figura 1 algunos indicios importantes, como son los cuevas principales, cuevas pequeñas, pozos y manantiales. Para facilitar su descripción se ha dividido la región en tres zonas: la zona oriental, la zona central y la zona del noroeste. A continuación se analiza la razón geológica más plausible de porqué cada sistema se ha desarrollado hasta la situación presente.
La idea es facilitar al lector el entendimiento de algunos casos reales, que pueden funcionar como ejemplos para un mejor reconocimiento de situaciones parecidas que se puede encontrar en el mapa geológico de una zona nueva.

La figura 4 muestra el mismo mapa con los cuevas principales, cuevas pequeñas, pozos y manantiales.

LA ZONA ORIENTAL, ALREDEDOR DE VERDIAGO.
El primer ejemplo trata de las calizas y dolomías de la zona oriental, alrededor de Verdiago. Los tramos más interesantes se han denominado A, B y C.

El tramo A consiste de la Formación Portilla (formación número 8) y llega desde Verdiago hacia el arroyo de San Martino en el noroeste. Donde el tramo es cortado por el río Esla (en su terminación sur, en Verdiago) se encuentra la Cueva del Carro (Cueva de la Hoja) (1) al lado de la carretera. La cueva está situada unos pocos metros por encima del río. En época de deshielo existe una fuente al lado de la entrada que funciona como aliviadero de la cueva, quedándose las galerías inferiores completamente anegadas. En el límite noroeste de este tramo, el arroyo de San Martino se infiltra por completo en las calizas, en época de estiaje, y además se encuentran las entradas de unas pequeñas cuevas. El afloramiento del tramo A es un altiplano que no recibe aguas de escorrentía de formaciones vecinas, ni su superficie es lo suficientemente amplia para poder explicar el caudal de la fuente por acumulación de aguas de precipitación. Pues, la pérdida del arroyo de San Martino, situado a un nivel topográfico superior (unos 50 metros por encima de la cueva), es la única explicación plausible para el origen del caudal de la fuente. Además, la presencia de algunas cortas, pero amplias cuevas que parecen haber funcionado como sumideros, lo confirman.

La figura 5 es una ampliación de la parte oriental del mapa, indicando las cuevas y fuentes alrededor de Verdiago. Indicados en negro: Cueva de la Hoja (1), Cueva de San Antonio(2), pequeña cueva (3) y el Pozo de San Martín (4). Indicados en azul: aliviadero de la Cueva de la Hoja (1) aliviadero de la Cueva de San Antonio (2), manantial al pie del anticlinal (3) y en morado se ha indicado el trayecto por donde se pierde el arroyo de San Martino.

Esta situación es un ejemplo de un tramo de roca carbonatada situado entre dos cursos de agua. Si el desnivel entre ambos es considerable hay una (gran) posibilidad que se establece una conexión hidrológica, y por tanto una buena posibilidad de encontrar una cueva. El posible desarrollo de la cueva va desde su boca hasta la pérdida del arroyo en el otro valle, mientras que las dimensiones de una cueva en estas condiciones debieron de ser bastante uniformes, porque el caudal es constante por toda la cueva.

El tramo B consiste de la Formación Lancara (formación número 0) y llega desde Verdiago hacia el arroyo de San Martino en el noroeste, en paralelo al tramo A. Donde el tramo es cortado por el río Esla (en su terminación sur, en Verdiago) se encuentra la Cueva de San Antonio (2) y una fuente intermitente que solo funciona en época de deshielo. La situación es muy parecido al del tramo A, con la excepción que el arroyo de San Martino no pierde una cantidad de agua apreciable en la terminación noroeste. Sin embargo, en este caso existe una amplia vertiente vecina de roca impermeable (hacia el noreste) que aporta agua de escorrentía, que en parte es recogida por un pequeño arroyo que cruza la formación, y que por otra parte infiltra directamente a lo largo del contacto con la formación.
Esta situación es un ejemplo de un tramo de roca carbonatada situado por debajo de una vertiente de escorrentía, de donde proviene la mayor parte del caudal del acuífero subterráneo. La situación más favorable es cuando el rumbo de la formación es más o menos paralelo al valle, es decir perpendicular sobre la vertiente, y con una estratificación que inclina montaña adentro. De este modo se puede recoger gran cantidad de agua, que es acumulada montaña adentro, que se dirige a lo largo de la formación hacia el punto topográficamente más bajo.

La prolongación del tramo A hacia el otro lado del arroyo de San Martino (hacia el oeste) es mucho menos favorable para establecer una conexión hidrológica porque la distancia hacia el punto más bajo es unas tres veces mayor (gradiente hidráulico tres veces menor). Este punto bajo se encuentra al lado del río Esla en Valdoré. Sin embargo, en ambas terminaciones se puede encontrar pequeñas cuevas que son el resultado de un acuífero de poco caudal que se ha formado por la precipitación directa sobre la caliza y algo de escorrentía. Es probable que el desagüe principal de este acuífero ocurre directamente en el lecho del río Esla.
Las prolongación hacia el sur de Verdiago (otro lado del río Esla) se encuentra en más o menos la misma situación y no se conocen cuevas.

La prolongación del tramo B hacia el otro lado del arroyo de San Martino (hacia el oeste) recoge bastante agua de escorrentía y su desagüe debe de ser hacia el río Esla en el noroeste (hacia Valdoré). En su corte con el río no se encuentra ninguna cueva, aunque si existen muchas grietas. Su desagüe más probable será directamente en el lecho del río Esla.

El tramo C es un anticlinal formado en las calizas de la Formación Santa Lucía (formación número 6) a cuyo pie se encuentra un gran manantial a las orillas del río Esla. El caudal es demasiado grande en comparación con la superficie del tramo C, pero la figura 3 muestra unos afloramientos de la misma formación y del mismo anticlinal hacia el suroeste, ampliando la superficie de recogida de precipitación y escorrentía. En medio del anticlinal se encuentra el Pozo de San Martín.

La figura 6 es una ampliación de la parte central del mapa, indicando las cuevas y fuentes al norte de Sabero. Indicados en negro: Cueva el Trigal (1), pequeños pozos (2), pequeña cueva (3) y Cueva de Valdelajo (4). Indicados en azul las tres fuentes del sinclinal (1, 2 y 3) y las dos fuentes al norte del anticlinal (4 y 5).

LA ZONA CENTRAL.
El segundo ejemplo trata de las calizas y dolomías de la zona central y los tramos más interesantes se han denominado A, B y C. No se muestra el mapa topográfico porque las curvas de nivel están bastante claras.

El tramo A incluye las formaciones carbonatadas de Portilla (número 8) y Lancara (número 0) y se trata de un sinclinal. La Formación Lancara forma el núcleo del sinclinal con una superficie reducida y sin aportaciones de escorrentía y por tanto no es interesante. Aunque la Formación Portillo tampoco recibe aportaciones de escorrentía, su superficie es lo suficientemente grande para despertar nuestro interés. Aquí se encuentra la Cueva el Trigal (1) y dos pequeños pozos (2) relacionados con marcadas fallas. Una parte del desagüe ocurre en el punto más al oeste, como una pequeña fuente al lado del Arroyo de la Mina (1), otra parte del desagüe ocurre por entre los derrumbamientos que se encuentran al pie del punto más bajo en el norte (2), mientras que un tercer desagüe ocurre en el punto más bajo en el sur (3). No se han encontrado cuevas relacionadas con las fuentes.
Parece que en la actualidad, en este tramo, hay por lo menos tres acuíferos que son demasiado pequeños para formar conductos penetrables. No es imposible que las relativamente grandes salas del Trigal se han formado en un solo acuífero antiguo que pude haber existido entre el Arroyo de la Mina y el río Esla (ver siguiente ejemplo).
La relación con un sistema hidrológico antiguo es apoyada por la situación de la cueva en una de las partes más altas, desconectada del sistema hidrológico actual.
En este ejemplo se ha tratado las razones para descartar una formación (la Lancara) como un objetivo principal, lo que no quita que siempre se puede echar una ojeada, y también se ha deducido porque una zona aparentemente favorable no tiene cuevas (fracción del acuífero en tres partes). Sin embargo, se ha encontrado una cueva en lo más alto (el Trigal) indicando que el tramo pudo haber sido favorable en el pasado, y por último se han encontrado unos pozos relacionados con fallas.

La prolongación del tramo A, situado al otro lado del Arroyo de la Mina, pudiera tener alguna cueva, pero no se ha encontrado ninguna.

El tramo B incluye la formación carbonatada de Santa Lucía (número 6) y se trata de un anticlinal. Las cuevas se encuentran alrededor del Arroyo de la Mina, por dos razones contradictorias. Las pequeñas cuevas (3) situadas en el flanco sur del anticlinal, se han formado en un sistema de desagüe hacia el arroyo que en este caso funciona como nivel de base local. (hay que añadir que es posible que las cuevas pueden ser el resultado de una formación superficial en condiciones (peri)glaciales, pero esto sale fuera del contexto de este artículo). La Cueva de Valdelajo (4), descubierta hace unos años durante la excavación de una nueva cantera y desde entonces acondicionado para su visita (la cantera se ha cerrado por el descubrimiento de la cueva, gran aplauso), se encuentra en el flanco norte del anticlinal y parece que es parte de un antiguo sumidero. La cueva está situada exactamente en el límite norte de la formación, donde el arroyo entraba en contacto con la formación de caliza (figura 6). Después de un reconocimiento del terreno pude encontrar por lo menos dos manantiales importantes (4 y 5), situados en el extremo nororiental de la caliza, a las orillas del río Esla. Lo más probable es que la Cueva de Valdelajo ha funcionado como sumidero y que parte del agua del arroyo, aumentado por precipitación directa sobre la caliza y aguas de escorrentía, desagüe directamente hacia el río Esla por el camino más corto, es decir cruzando por la caliza y pasando por debajo del monte Camperones, en lugar de seguir por el lecho del arroyo.
En este ejemplo se ha visto que una parte de un mismo valle puede funcionar como nivel de base local (para el flanco sur del anticlinal) y que otra parte puede aportar agua hacia otro nivel de base (el flanco norte con el río Esla como nivel de base). También nos muestra que aunque un valle es relativamente profundo, no es seguro que funcione como nivel de base, especialmente si la caliza tiene un contacto con otro valle todavía más bajo. Otra vez el principio del punto más bajo dentro de una formación.

El tramo C consiste de un conjunto de dos formaciones carbonatadas de una edad muy diferente, donde la formación más antigua se ha superpuesto sobre la más joven mediante un cabalgamiento. El afloramiento en la zona central es prácticamente horizontal, de tal modo que no se puede identificar claramente el punto más bajo. Puede que una parte del desagüe sea hacia el suroeste, pero la mayor parte desagüe ocurre hacia un profundo valle en el norte (zona del noroeste) donde existe un manantial muy abundante (figura 8). Su caudal es tan desproporcionado en relación con la superficie de ambas formaciones, que hace pensar que la mayoría del agua debe de provenir, en forma de escorrentía, de la gran vertiente situado al este y por encima de las calizas.
Este ejemplo indica, una vez más, el principio del punto más bajo y además la importancia de la escorrentía.

LA ZONA DEL NOROESTE, EL TRAMO DE ARVEJALES.
El tercer ejemplo se trata de un tramo donde se ha desarrollado una de las cuevas más largas de León: la Cueva de Arvejales (en exploración por el GETOTE), y por tanto lo llamo el tramo de Arvejales.

Este tramo consiste de las formaciones Portilla (8) y Lancara (0). Según el mapa ambas formaciones están separadas por las areniscas de la Formación Nocedo (9), pero en realidad desde el yacimiento de plomo y plata (Pb,Ag en la figura 7) hacia el noroeste ya no está presente. La Cueva de Arvejales (1) se ha desarrollado en la Formación Portilla, principalmente en dirección del río Esla (hacia el sureste) y pasa por debajo de la Cueva la Riera (originalmente parte del mismo sistema) cuya conexión con Arvejales probablemente solo es cuestión de tiempo. Al suroeste de la Cueva la Riera se encuentran varias cuevas cortas pero amplias, todas cortadas por colmataciones de sedimento o espeleotemas. Son partes del nivel original (el más superior) que hoy en día se ha quedado obstruido o se ha desaparecido por la erosión. Un kilómetro y medio hacia el sureste se encuentra un gran manantial en medio del río Esla y una pequeña boca de una cueva obstruida. Dentro de la Cueva de Arvejales hay un río con un caudal que en época de deshielo lo hace impracticable y no existen fuentes en todo el trayecto entre la cueva y el río. Por tanto se cree que el manantial proviene de la cueva y que la cueva pequeña puede ser una antigua salida de la cueva.
El origen del caudal del río de la Cueva de Arvejales es múltiple. Por una parte proviene de la precipitación directa sobre ambas formaciones y por otra (gran) parte proviene de escorrentía de las laderas superiores (figura 8). Esta escorrentía ha formado varios arroyos pequeños que todos se pierden en el contacto con la Formación Lancara (es decir con el primer contacto con las calizas). Dentro de la cueva reaparecen estos arroyos como pequeñas aportaciones laterales con un fuerte desnivel. También se sospecha que la cueva recibe agua del arroyo principal del valle, donde este entra en contacto con las calizas de la Formación Portilla, probablemente en tres puntos (A, B y C en la figura 8). Es que el río de Arvejales se encuentra topográficamente más bajo que el arroyo del valle y se ha encontrado un aporte importante desde la dirección del valle.

Este es un ejemplo de una formación que se encuentra en paralelo a un valle y cuyo acuífero recoge agua tanto de precipitación como de escorrentía, además de cierta cantidad de aporte del arroyo principal del valle. La superficie total de recogida de precipitación es bastante grande lo que se refleja en el volumen de sus galerías.

En este caso el acceso a la cueva se ha abierto por erosión de una parte de la roca madre donde se encuentra la cavidad, lo que por un lado negativo implica una pérdida de parte de la cueva.

La figura 7 es una ampliación de la parte noroeste del mapa, indicando las cuevas y fuentes. Indicados en negro: Cueva de Arvejalesl (1), Cueva la Riera (2), pequeñas cuevas (3, 4, y 5). Indicados en azul el desagüe de Arvejales (1), y el desagüe del tramo C de la zona central (5).

RESUMEN.

En este artículo se ha descrito los sistemas hidrológicos y su relación con las cuevas existentes (y conocidas) en una parte de un mapa geológico. El primer paso es distinguir cuales son las formaciones favorables, lo que se hace con ayuda de la leyenda, para poder descartar las formaciones no favorables. Ahora se llega al momento de un escrutinio minuciosamente de cada tramo de cada formación favorable. En este ejemplo practico hemos topado con algunas situaciones bastante comunes:
1) La acumulación de precipitación directa y aguas de escorrentía en un acuífero que luego desagua en su punto más bajo (zona oriental, tramo B).
2) El acuífero dentro de un tramo de roca favorable recibe agua de un arroyo, situado topográficamente más alto, y el desagüe ocurre en su punto más bajo (zona oriental, tramo A).
3) El acuífero dentro de un tramo de roca favorable recibe agua de un arroyo, situado topográficamente más alto, además de agua de precipitación directa y el desagüe ocurre en su punto más bajo (zona central, tramo B, Cueva de Valdelajo).
4) El acuífero recibe la mayoría del agua de escorrentía, y el desagüe ocurre en su punto más bajo (zona central, tramo C).
5) El acuífero recibe agua de precipitación directa, escorrentía, y además de un arroyo topográficamente más alto. (zona noroeste, tramo de Arvejales).

En todos los casos el punto de desagüe es un lugar de interés máximo (Cuevas de la Hoja, Cueva de San Antonio) y también las zonas de entrada de agua de los arroyos superiores (Cueva de Valdelajo).

La figura 8 indica el tramo de Arvejales (en rojo) y la superficie de donde proviene la escorrentía hacia este tramo (en negro). Las flechas indican la dirección de la escorrentía. La fuente 2 es el caudaloso manantial del tramo C de la zona central. En los sitios A, B y C (en azul) es posible que el arroyo del valle pierde agua hacia la caliza.

NOTA FINAL.

Me doy cuenta que hasta ahora solo he dado una descripción de unos ejemplos que provienen todos de una zona reducida. Hay más situaciones que son favorables para la localización de entradas o que resultan en una captación de mucho agua, lo que se refleja en la longitud y volumen de la cueva. Mi idea original fue tratar estas situaciones en este artículo, a continuación de los ejemplos, sin embargo la longitud del tema, pues ya voy por la página 13, hace que las trate en un próximo artículo.

EL USO DE LOS SIGNOS EN EL MAPA GEOLÓGICO.

2010-02-17T17:06:00.017+01:00

Marius van Heiningen
mvh@telecentroscyl.net

INTRODUCCIÓN.

Tengo que confesar que cuando acepté la propuesta de escribir un artículo acerca de, cómo encontrar entradas de cuevas, no había pensado en la ingente tarea que me iba suponer. Enseguida me di cuenta que debiera de diferenciar entre la preparación en casa y el trabajo de campo. Empezando a escribir acerca de esta preparación me salió un artículo entero tratando de la interpretación del mapa topográfico. El siguiente artículo debiera de tratar el mapa geológico, pero mirando los mapas para buscar unos ejemplos me di cuenta que para un laico solo la leyenda del mapa ya podía ser un obstáculo infranqueable. Por esta razón el presente artículo trata de los signos más importantes de un mapa geológico. Me doy cuenta que el contenido de este artículo no es suficiente para poder realizar una correcta interpretación de un mapa geológico, por ser un labor altamente especializada. Sin embargo, incluso un conocimiento somero puede ser de una gran ayuda para interpretar el aspecto espeleológico/hidrológico del mapa, porque a menudo se trata de áreas relativamente reducidas y aisladas, donde no hace falta un entendimiento profundo de la geología regional (aunque, su conocimiento, claro está, siempre ayuda).

Para poder usar el mapa geológico correctamente, primero hay que saber el significado de los signos convencionales, es decir los símbolos usado en el mapa. La figura 1 muestra algunos signos convencionales usado en el mapa de Riaño (105) del Instituto Tecnológico GeoMinero de España.
Se ha hecho una selección de los signos más importantes los cuales son:
Dirección y buzamiento
Buzamiento vertical e invertido
Terraza
Contacto normal y discordante
Falla, falla de desgarre y cabalgamiento
Anticlinal y sinclinal
Anticlinal y sinclinal con vergencia
Trazado de capas

La figura 1 muestra los signos convencionales más importantes para un espeleólogo. Los signos se han tomado del mapa de Riaño (105) del Instituto Tecnológico GeoMinero de España.

EL SIGNO DE DIRECCIÓN Y BUZAMIENTO.

El signo de dirección y buzamiento consiste en una raya larga que indica la dirección de la estratificación (el rumbo) y una raya corta que indica hacia donde se inclinan los estratos (figura 2).

La figura 2 muestra el signo que indica la dirección (rumbo) y el buzamiento (máxima inclinación) de los estratos.

Si además el valor del buzamiento es conocido, se lo pone al final de la raya corta. La parte superior de la figura 3 muestra un detalle de un mapa geológico con tres formaciones (azul oscuro, rojo y verde oscuro). Se ve claramente que la raya larga del signo es paralelo a la estratificación. Por la línea AB se ha levantado un perfil (alzado) que es mostrado en la parte inferior de la misma figura. En el perfil se puede ver que el número que acompaña el signo (en este ejemplo 45) indica el buzamiento de la formación.
En resumen: El signo de dirección y buzamiento nos permite saber la colocación exacta de los estratos, lo que nos ayuda para inferir estructuras geológicas más complejas.

La figura 3 muestra la colocación del signo de dirección y buzamiento sobre un mapa geológico y el perfil que se puede deducir a partir de este dato.

LOS SIGNOS DE BUZAMIENTO VERTICAL E INVERTIDO.

La figura 4 muestra los signos de buzamiento vertical y buzamiento invertido. El signo de buzamiento vertical nunca tiene un número para indicar la inclinación porque ya se sabe que esta es de 90 grados. En el signo de buzamiento invertido si se puede indicar la inclinación.

La figura 4 muestra los signos de buzamiento vertical y buzamiento invertido.

La mayoría de los sedimentos se depositan sobre un terreno más o menos horizontal y por tanto la parte inferior de una formación suele ser de mayor edad que la parte superior. Durante la formación de una cadena montañosa (orogénesis) estos sedimentos son levantados, plegados y quebrados. El resultado es que hoy por hoy los estratos ya no suelen estar en horizontal, sino que presentan una mayor o menor inclinación.
La figura 5 muestra un ejemplo de la formación de un pliegue y el aumento progresivo de la inclinación de los estratos.
En la figura 5A no hay deformación y la posición de las formaciones es horizontal.
Las cifras 1, 2 y 3 indican las bases de las formaciones A, B y C, y el 4 indica el techo de la formación C. La base de la formación A contiene las rocas más antiguas y el techo de la formación C las rocas más jóvenes.
La figura 5B muestra la formación de un pliegue, causado por una fuerza desde la derecha. Los estratos se han inclinado, pero como indica la línea X1-X2 (X1 está situado en el techo y X2 en la base) los techos se encuentran por encima de las bases. Los estratos se indicarían con el signo de dirección y buzamiento normal.
La figura 5C muestra el mismo pliegue en un estado más avanzado. La línea X1-X2 indica unos estratos en situación vertical y en el mapa estarían indicados con el signo de buzamiento vertical.
La figura 5D muestra como con el plegamiento progresivo se ha formado un pliegue con un lado invertido (el lado de la izquierda). La línea X1-X2 indica que la base de la formación se encuentra por encima del techo, una situación que en el campo no siempre es de fácil verificación. En el mapa se indicaría con el signo de buzamiento invertido.

La figura 5 muestra el desarrollo progresivo de un pliegue por una fuerza compresiva desde la derecha. El flanco izquierdo del pliegue de las figuras B, C y D indican una situación de buzamiento normal, buzamiento vertical y buzamiento invertido, respectivamente.

TERRAZAS.

Las terrazas indican una acumulación de sedimentos, normalmente relacionada con cursos fluviales (ríos y arroyos). Su importancia está en que por un lado hay muchas cuevas cuyo desarrollo está íntimamente ligado con la formación de terrazas, y por otro lado que las terrazas indican pulsos de sedimentación, lo que ayuda en descifrar la historia geológica regional.
La figura 6A muestra el perfil de un valle con una terraza mientras que la figura 6B muestra como esta situación quedaría representada en el mapa.

La figura 6 muestra un perfil de un valle con una terraza y su representación en el mapa.

La figura 7 muestra un ejemplo de terrazas en el mapa geológico de Riaño (León). Estas terrazas están situadas entre Valdoré y Aleje, entre 6 y 11 kilómetros al norte de Cistierna (León), y en este caso, la existencia de terrazas se puede relacionar con un evento de sedimentación dentro de la Cueva de Arvejales (Velilla de Valdoré).
A primera vista las terrazas no son muy útiles para encontrar nuevas cuevas, sin embargo indican un nivel de base constante durante un tiempo relativamente largo y por tanto un nivel topográfico con una mayor presencia de galerías. Además estas galerías pueden estar mejor desarrolladas, aunque por otro lado pueden estar colmatadas por los sedimentos.

La figura 7 muestra la presencia de terrazas en la orilla izquierda del Río Esla (el río fluye hacia el sur).

CONTACTO NORMAL Y DISCORDANTE.

Un contacto normal indica que el cambio hacia la siguiente formación es gradual, sin grandes interrupciones en el tiempo y que los estratos de ambas formaciones son paralelos. Si el contacto es discordante normalmente hubo una gran interrupción en el tiempo por una época de erosión y/o deformación tectónica. La distinción entres ambos contactos no suele dar muchas pistas acerca de donde buscar cuevas, no obstante es posible que esta época de interrupción de sedimentación haya causado cierto grado de karstificación, lo que da como resultado un nivel preferencial para la formación de cuevas.

LAS FALLAS.

Una falla es un plano de ruptura en la que existe un desplazamiento (relativo) de los bloques a ambos lados. A menudo se indican las fallas con líneas o curvas negras sin más, cuyo desplazamiento a veces se puede interpretar y otras veces no. Una falla de desgarre indica un desplazamiento horizontal, normalmente sobre una distancia considerable. Las flechas a ambos lados indican el movimiento relativo. Un cabalgamiento es una falla donde un paquete de formaciones se ha puesto sobre si mismo, de este modo duplicando la estratificación. Los triángulos apuntan hacia el bloque que se ha superpuesto.
Las fallas son importantes porque pueden ser vías para los flujos subterráneos y además es común que las fallas limitan a las formaciones, y por tanto pueden ejercer mucha influencia sobre la localización de cuevas. Hay que poner especial atención a las fallas en relación con manantiales.
La figura 8 muestra el desplazamiento de dos formaciones (rojo y amarillo) por una falla de desgarre. El plano de la falla es vertical y está en morado. El desplazamiento es igual a la distancia entre A y B.

La figura 8 muestra el desplazamiento de dos formaciones (rojo y amarillo) por una falla de desgarre. El plano de la falla está en morado.

La figura 9 muestra el perfil de un cabalgamiento. Tanto la fuerza tectónica como el desplazamiento son hacia la izquierda.

La figura 9 muestra el perfil de un cabalgamiento. Tanto la fuerza tectónica como el desplazamiento son hacia la izquierda. La formación se ha quebrado por la falla A-B y se ha puesto por encima de si misma. El punto A se ha desplazado hacia A1 y el punto B hacia B1.

La figura 10 muestra la vista en plano (como en un mapa) de un desplazamiento de un cabalgamiento por una falla de desgarre (F1-F2). El desplazamiento es igual a la distancia entre C1 y C2. La parte al norte de la falla (parte superior) se ha movido hacia la derecha y la parte al sur (parte inferior) hacia la izquierda, es decir que el movimiento es en la dirección de las agujas del reloj. En este caso se dice que se trata de una falla dexstral, y si el desplazamiento es al revés se trata de una falla sinestral. Se nota que el cabalgamiento ha duplicado parte de los afloramientos (repetición de formaciones). El bloque de la derecha se ha superpuesto sobre el bloque de la izquierda, como es indicado por la dirección de los triángulos o “dientes”.

La figura 10 muestra el desplazamiento de un cabalgamiento por una falla de desgarre (F1-F2). Es desplazamiento es igual a la distancia entre C1 y C2.

ANTICLINAL Y SINCLINAL.

Los anticlinales y sinclinales son pliegues, el anticlinal de forma convexo hacia arriba y el sinclinal de forma convexo hacia abajo (figura 11). Un anticlinal lleva rocas más antiguas en su núcleo mientras que un sinclinal lleva en su núcleo las rocas más jóvenes. Un anticlinal y un sinclinal suelen ir de la mano, del mismo modo que lo hacen una montaña y un valle, Es decir que generalmente van asociados, sucediéndose unos a otros, donde un flanco pertenece tanto al anticlinal como al sinclinal.
La figura 11A muestra unos estratos plegados e indica un anticlinal y un sinclinal. La formación 1 es la más antigua y la formación 4 la más joven. La figura 11B muestra la misma situación, pero con gran parte de las rocas desaparecida por la erosión. En este perfil se puede observar que el anticlinal tiene en su núcleo las rocas más antiguas, mientras que el sinclinal lleva en su núcleo las rocas más jóvenes. La figura 11C muestra el mismo perfil y además la representación sobre el mapa.

La figura 11 muestra un anticlinal y un sinclinal, tanto en perfil como sobre el mapa geológico. Para más detalles ver el texto.

ANTICLINAL Y SINCLINAL CON INDICACIÓN DE VERGENCIA.

Cuando un pliegue se ha apretado tanto que uno de los flancos se ha invertido, entonces los dos flancos inclinan en la misma dirección. Esta dirección se llama vergencia. Si se examina el signo se ve que está compuesto de una flecha normal y otra flecha que indica unos estratos invertidos y por tanto ambos apuntan en la misma dirección.
La figura 12A muestra en perfil un anticlinal y un sinclinal con un flanco invertido (el flanco que tienen en común) y un anticlinal y un sinclinal normal. La figura 12B muestra el mismo perfil y además como se quedaría la representación en un mapa geológico.

La figura 12 muestra un anticlinal y sinclinal con vergencia y un anticlinal y sinclinal normal.

TRAZADOS DE CAPAS.

Los trazados de capas indican ciertos niveles buen marcados dentro de una formación.
Muchas veces se han determinado con la ayuda de fotos aéreas y su importancia reside en que nos indica la dirección y a veces el buzamiento de los estratos. Es verdad que en una formación de poco espesor los estratos suelen ser paralelos a los contactos de la formación, pero si la superficie de un afloramiento es grande, esta regla pierde valor y las capas son muy útiles.

UN EJEMPLO DE UNA SITUACIÓN REAL.

La figura 13 muestra un ejemplo de un mapa geológico (Riaño, 105), donde se indican algunas de los signos explicados. Acerca de la numeración con que se indican las formaciones se puede decir lo siguiente: que cuanto más bajo es el número, más antigua es la formación (los números se explican en la leyenda del mapa). Por esta razón se ha podido determinar el anticlinal y el sinclinal, aún aunque faltaba su indicación. El núcleo del anticlinal lo forma la formación 6 (y incluso una parte de la formación 5), rodeado por la formación 7, es decir la formación más antigua se encuentra en el núcleo y además coincide con el buzamiento indicado por el signo correspondiente. El sinclinal consiste de las formaciones 8 y 9, rodeado por la formación 6, es decir que las formaciones más jóvenes se encuentran en el núcleo. En el centro del sinclinal se encuentra un cabalgamiento que ha superpuesto una formación más antigua (formación 0) sobre una formación más joven (formación 9). Hacia el sur todas las estructuras se han cortado por una discordancia, lo que implica que esta discordancia representa un evento más tardío que la formación del cabalgamiento y de los pliegues. En el norte se puede ver una terraza fluvial y otro cabalgamiento.

La figura 13 indica varios ejemplos de signos geológicos. Para los detalles ver el texto.

CONCLUSIÓN.

Con un buen entendimiento de los signos geológicos se puede determinar la posición real de las formaciones en el campo y su significado para la presencia de cuevas, lo que será tratado en el próximo artículo.

BUSCANDO CUEVAS: La interpretación del mapa topográfico.
2010-02-03T14:58:00.041+01:00

Marius van Heiningen

INTRODUCCIÓN.

La prospección de nuevas entradas de cuevas no se debiera realizar solo a base de perseverancia y una dosis de suerte. Aunque ambas cosas también son necesarias, para aumentar las posibilidades de éxito y minimizar la horas de búsqueda, es mucho mejor seguir una metodología .
La preparación de la prospección empieza en casa haciendo buen uso de mapas topográficos y geológicos, fotos aéreas (sigpac) y una reconstrucción del terreno en tres dimensiones (google earth). Además hay que reunir la máxima cantidad posible de publicaciones espeleológicas e (hydro)geológicas disponibles de la zona.
Los mapas topográficos y geológicos se puede comprar en una librería (especializada) o descargar gratis de la página web del IGME (Instituto Geológico y Minero de España, http://www.igme.es/internet/default.asp). Una buena fuente para consultar fotos aéreas y mapas topográficos de toda España es la página web del sigpac visor (http://sigpac.mapa.es/fega/visor/), y para obtener una buena impresión de la topografía del terreno en tres dimensiones se puede usar el programa de google earth (descargar gratis en http://earth.google.es/)

LOS MAPAS TOPOGRÁFICOS.

Los mapas topográficos pueden ser muy útiles y aún sin conocer el terreno, una buena interpretación nos puede proporcionar unas cuantas pistas sobre la localización de posibles bocas de cuevas. Las pistas más importantes son las siguientes:
1) La desaparición y aparición de arroyos y ríos.
2) Las depresiones cerradas.
3) Los manantiales.
4) Indicación de cueva en el mapa.
Los mapas topográficos suelen ser de escala 1:50.000 o 1:25.000, aunque también existen mapas a escala 1:10.000 (que a menudo son ampliaciones de las escalas anteriores). Para una primera orientación los mapas de 1:25.000 me parecen lo más útil, por presentar bastante detalle sin perder la situación global. Si uno dispone de internet entonces la mejor fuente es probablemente el visor de sigpac (ver arriba).

LA DESAPARICIÓN Y APARICIÓN DE ARROYOS Y RÍOS.
La interrupción de un curso fluvial suele indicar la presencia de un sumidero y por tanto lo convierte en un punto de especial interés. El primer paso es buscar en los alrededores de este punto de pérdida si hay algún curso que “de repente” aparece a un nivel topográfico más bajo, pudiera ser la reaparición (resurgencia) del mismo río. Si esto es el caso se puede medir la distancia horizontal (usando la escala del mapa) y la diferencia en altura (usando las curvas de nivel) para determinar la horizontalidad (o verticalidad) de la posible cueva.
La topografía alrededor del punto de terminación o aparición de un río nos puede dar mucho más información adicional. Si desaparece en una depresión marcada se trata de una dolina.
Una dolina muy alargada puede indicar que detrás del sumidero activo se encuentra uno o más sumideros (semi)inactivos, normalmente situada a solo unos decenas de metros del sumidero actual. Los sumideros situados en dolinas suelen dar acceso a pozos, aunque más abajo se puede encontrar galerías horizontales. Por otro lado, a veces el río fluye por un valle cuya terminación consiste de una pared más o menos abrupta (valle ciego o “blind valley” en inglés). En este caso es más probable que el río entre por una boca cueva que da acceso a una galería horizontal, aunque la presencia de pozos más adentro depende de la verticalidad del sistema. Si el sumidero no es practicable puede haber entradas por encima (sumideros inactivos) en la pared terminal del valle.
Si un arroyo aparece a pie de una pared vertical la posibilidad de encontrar una entrada de cueva es mucho mayor que cuando aparece en una pendiente suave.
De todos modos es frecuente que no se pueda identificar el punto de reaparición de un curso perdido. A menudo el agua brota como un manantial subacuático en el lecho de un río principal y a veces reaparece como un manantial submarino. Esto último es relativamente frecuente en el Mar Mediterráneo.
El cambio de un arroyo intermitente (línea azul interrumpida) hacia un arroyo perenne
(línea continua en el mapa) puede ser debido a una aportación de agua puntual, es decir proveniente de un manantial. Si además cerca de este cambio el mapa indica una fuente, entonces se trata de un punto de alto interés.

LAS DEPRESIONES CERRADAS.
La depresiones cerradas suelen indicar rocas solubles, como calizas, dolomías, yesos y sales. Las depresiones pueden variar mucho en tamaño y forma, por ejemplo: una dolina de solución suele ser redonda y relativamente pequeña, un valle ciego de forma alargada, y un polje es grande y de forma variable. Una cantidad de pequeñas depresiones juntas indican un campo de dolinas y por tanto la presencia de roca carbonatada. Los valles ciegos y poljes indican la presencia de roca carbonatada como mínimo en su punto de terminación, aunque especialmente los poljes pueden estar rodeados por ellas.
Una depresión cerrada es mucho menos indicadora de una entrada de cueva que los sumideros y resurgencias, pero por lo menos prueba la existencia de las rocas que nos interesan y cierto grado de karstificación.
En el caso de los poljes puede haber entradas en cualquier punto de su circunferencia, pero especialmente alrededor de sus puntos más bajos, porque es aquí donde se suponen que se encuentran los sumideros.
En el caso de los valles ciegos ya se ha dicho que las cuevas son lo más probable en su punto de terminación, independiente si el valle lleva un curso de agua o no.
En el caso de las dolinas (las depresiones más pequeñas) la interpretación es más complicada debido a los diferentes orígenes posibles. En una gran extensión con múltiples dolinas, probablemente situadas en las partes altas de una montaña, indican un origen de solución. En este caso la presencia de entradas en su punto más profundo no es muy probable, pero si puede haber pozos en sus pendientes o en las zonas entre las dolinas. Una sola dolina puede indicar un origen de derrumbamiento o un sumidero de un curso demasiado pequeño para estar en el mapa. Ambos ofrecen ciertas posibilidades. El significado de una alineación de dolinas es ambiguo, por un lado hay buenas posibilidades si están situados en una falla mayor (especialmente si se encuentran por encima de una cueva topografiada o sobre un trayecto subterráneo supuesto), y por otro lado las posibilidades son casi nulas si la alineación representa una zona de microfisuras. Si la forma de la dolina parece una gota de agua (figura X), se posibilidades, pero estos detalles dependen de la escala del mapa.

LOS MANANTIALES.
Los manantiales son los puntos de reaparición del agua de los acuíferos. En el caso de acuíferos kársticos el desagüe ocurre por conductos formados por disolución, que si son lo suficientemente grandes los llamamos cuevas. Por tanto los manantiales pueden estar ligados a galerías más altas, que actualmente son practicables (aunque los manantiales también pueden ser objeto de buceo), o ser penetrables directamente. Especialmente los manantiales que se encuentran por debajo de un macizo con un campo de dolinas merecen nuestra atención, así que los manantiales de gran volumen por ser normalmente de carácter kárstico. Si en el mapa se indica que un manantial es el inicio de un curso de agua, se le puede atribuir cierto caudal.

INDICACIÓN DE CUEVAS EN EL MAPA.
En los mapas del ejercito se suele indicar alguna que otra cueva, que normalmente son cuevas muy conocidas y con una boca de gran tamaño. Algunos mapas de zonas montañosas, como por ejemplo los Picos de Europa o los Pirineos, que van dirigidos a excursionistas indican una cantidad apreciable de cuevas y simas. También en los mapas de sigpac se indican cuevas.

LA EXACTITUD DE LOS MAPAS.

Por desgracia hay que tener en cuenta que los mapas no suelen ser tan exactos como nos gustaría. Especialmente la indicación exacta de cuevas y de arroyos perennes e intermitentes no suelen ser de fiar. El fallo en localización fácilmente puede llegar a varios centenares de metros.

ALGUNOS EJEMPLOS REALES DE INDICACIONES KÁRSTICAS.

Los siguientes mapas se han descargado de sigpac y se tratan de localidades visitados por el autor. En cada figura se indican unos accidentes topográficos marcados que debieron llamar la atención al investigador y se explica la situación real.

EL SISTEMA DE ORANDI EN COVADONGA (PICOS DE EUROPA, ASTURIAS).
En el mapa se indica un valle ciego con un arroyo intermitente que termina al final del valle (número 1). El valle está separado del profundo valle de Covadonga (250 metros de desnivel) por el Colladín de Orandi (17 metros de altura), donde se indica la Cueva de Orandi (número 2). En realidad esta cueva se encuentra al final del valle ciego, exactamente donde se indica el punto más bajo (519 metros), mientras que el río es perenne en lugar de intermitente.
Otros puntos de interés máximo son la cueva indicado al lado del santuario de Covadonga (número 3) y la fuente Güeyu Reinazo (número 4), situados en el fondo del valle por debajo de la Cueva de Orandi. Por debajo de la pared vertical de la Cueva de Covadonga empieza un arroyo. En realidad ambos son resurgencias con un buen caudal que están relacionados con el Orandi.
La verticalidad entre el sumidero de Orandi y la Fuente Güeyu Reinazo (una cueva accesible) es de 0,5 metro de desnivel por metro horizontal (260 metros de desnivel dividido por 520 metros horizontales) y la verticalidad entre el sumidero y la Cueva de
Covadonga es de 0,16 metro de desnivel por metro horizontal (280 metros de desnivel dividido por 1800 metros horizontales).
En este ejemplo se ha podido identificar en el mapa un valle ciego, la desaparición de un arroyo, 2 cuevas, la aparición de un arroyo y un manantial. Elementos que en la realidad están íntimamente relacionados. También se han indicado dos errores del mapa y se ha dado un ejemplo de cómo calcular la verticalidad del posible sistema.

La figura 1 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico alrededor del santuario de Covadonga (Asturias). Para los detalles ver el texto.

POLJE DE COMEYA Y LAGOS DE COVADONGA (PICOS DE EUROPA).
El polje de comeya es una gran depresión con un fondo muy plano que recibe sus aguas de un pequeño arroyo desde el este, de la Fuente Fría y de los lagos de Covadonga. La Fuente Fría es una surgencia situada por debajo de una pared vertical en el borde meridional del polje (número 1). Los aguas se juntan en el polje en un solo arroyo que desaparece en un sumidero situado en el noroeste del polje (número 2). Los números 3 y 4 indican unos antiguos sumideros.
En este ejemplo se ha podido identificar un polje, un manantial con la aparición de un arroyo, la desaparición del mismo arroyo y unos sumideros antiguos. También las demás fuentes debieron haber llamado la atención, pero parecen de menor importancia.

La figura 2 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico alrededor de la Vega de Comeya (Lagos de Covadonga). Para los detalles ver el texto.

EL VALLE CIEGO DE GÜESERA Y CUEVA TRUMBIO (SUBIDA A LOS LAGOS DE COVADONGA).
En la cabecera del valle de Güesera se encuentra la Fuente el Porru (número 1) y en el punto más bajo del valle, al final de una marcada depresión, se encuentra la enorme boca de la Cueva Trumbio (número 2). Lo curioso de este valle ciego es que se bifurca en dos sumideros, el segundo se encuentra en la parte norte (número 3) y se puede penetrar por unas docenas de metros. El agua de la Fuente el Porru probablemente proviene del sumidero del polje de Comeya.
En este ejemplo se ha mostrado la relación entre fuente, valle ciego y dos cuevas.

La figura 3 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico al sur de la carretera que sube a los Lagos de Covadonga (Asturias). Para los detalles ver el texto.

EL VALLE DEL MARQUÉS Y EL SISTEMA DEL INFIERNO (DESFILADERO DEL RÍO TORÍO, LEÓN).
El valle del Marqués es un altiplano de varios kilómetros cuadrados, donde se encuentran gran cantidad de dolinas, lo que indica que se trata de roca soluble. En este caso se trata de una gran cueva horizontal que se encuentra al final de un pequeño arroyo normalmente seco y varios pozos que se encuentran entre las dolinas. El desagüe subterráneo del macizo reaparece en el Pozo del Infierno (número 1), situado en el desfiladero junto al puente, aunque en realidad se encuentra al este del río (al lado del macizo).
En este ejemplo se ha mostrado la relación entre campos de dolinas y la roca soluble en conjunto con una fuente situada al pie del macizo.

La figura 4 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico al este del río Torío, enfrente de la Cueva de Valporquero (León). Para los detalles ver el texto.

VERTIENTE SUR DE PEÑACORADA (CISTIERNA, LEÓN).
En el mapa se puede ver dos cambios de un arroyo intermitente hacia un arroyo permanente (perenne), indicado con los números 2 y 4, y dos fuentes indicadas con los números 1 y 3. Además, el nombre de Fuente Cueva del Moro ya es bastante claro. En el caso de Fuente de los Pastores el arroyo permanente mana de dicho manantial, cuyo localización real se encuentra 100 metros al sur de la línea de alta tensión (número 5). También en el caso de Fuente Cueva del Moro el río brota directamente de ella y su localización real se encuentra en el número 4. Unos veinte metros por encima del manantial se encuentra la entrada de Cueva Lomas (Cueva de los Moros).
En este ejemplo se ha mostrado la relación entre cambios de caudal de arroyos y fuentes, aparte de la poca exactitud de los mapas.

La figura 5 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico en el vertiente sur del macizo de Peñacorada (Cistierna, León). Para los detalles ver el texto.

LA CUEVA DE PURÓN (SIERRA DE CUERA, ASTURIAS).
En el mapa se puede ver que un arroyo desaparece en una amplia dolina (número 1).
A primera vista existen dos cabeceras de arroyos que pudieron funcionar como resurgencia, sin embargo la cabecera número 3 se encuentra a la misma altura que el sumidero y por tanto es la menos probable. Efectivamente el arroyo reaparece en el número 2 y la Cueva de Purón se puede recorrer desde el sumidero hasta la resurgencia.
En este ejemplo se ha mostrado la desaparición de un río en una dolina y la relación entre sumidero y resurgencia.

La figura 6 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico en la Sierra de Cuera (Purón, Asturias) Para los detalles ver el texto.

LA CUEVA HUELGA (CANGAS DE ONIS, ASTURIAS).
En el mapa se puede ver como el Arroyo de la Huelga desaparece al principio de una amplia dolina, o más bien un valle ciego (número 1). Al noreste y unos 50 metros más bajo se puede ver como empieza un arroyo (número 4) y en la vertiente al norte de la dolina hay un marcado lecho seco (número 3) que fácilmente pudiera ser la antigua prolongación del arroyo. Este conjunto topográfico hace sospechar que al final de la dolina pudiera haber un sumidero y que en algún punto del valle seco pudiera haber una (antigua) resurgencia.
La realidad es que al final de la dolina hay una gran boca (entrada de la Cueva Huelga) y que hay una boca más pequeña en el número 7. Los números 5 y 6 son dos manantiales al lado del arroyo inferior, de los cuales el número 6 es una pequeña cueva practicable por unos 50 metros antes de sifonarse. La cabecera del arroyo no se encuentra en el número 4, sino bastante más arriba y por tanto hace menos probable su relación con la Cueva Huelga. En época de crecida el arroyo superior entra directamente en la boca de la Huelga.
En este ejemplo se ha mostrado la relación entre sumidero, dolina o valle ciego, valle seco situado como prolongación y arroyo inferior.

La figura 7 muestra varios elementos topográficos de origen kárstico de la Cueva la Huelga (Cangas de Onis, Asturias). Para los detalles ver el texto.

NOTA FINAL.

Todos los ejemplos han mostrado un conjunto de elementos topográficos que están relacionados con un sistema kárstico. Esta claro que haber visitado la zona facilita muchísimo la tarea de interpretación, lo que nos enseña dos cosas: primero que antes de visitar la zona se puede indicar alguna zona de interés especial y segundo que el estudio del mapa topográfico no solo es una tarea de preparación, sino un proceso constante durante toda la prospección y exploración.
Muchos de los ejemplos son de Asturias porque es una zona que suele visitar regularmente y porque abundan los sumideros y valles ciegos. Otros ejemplos son de la tierra donde vivo, es decir de León.

DIRECTORIO DE ARTÍCULOS

2010-01-24T19:25:00.001+01:00

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ARTÍCULO 1: RÉGIMEN DE DISOLUCIÓN SÚPER RÁPIDA.
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ARTÍCULO 1: MECANISMOS QUE INFLUYEN EN EL DESARROLLO DE UNA ESTRECHA FISURA HASTA UN PROTO CONDUCTO.
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