GEOQUÍMICA Y KARST DE CUBA

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Manuel A. Iturralde-Vinent

Manuel A. Iturralde-Vinent

Académico de Mérito, Academia de Ciencias de Cuba; Miembro Fundador del Grupo Espeleológico Martel de Cuba.
La disolución de la caliza porosa y los fósiles que contiene ocurre a consecuencia de la acción del agua acidulada (Terraza de Seboruco, Punta Jíjira, foto del autor).

El objetivo de estos apuntes es llamar la atención sobre la importancia de comprender el papel de los factores geoquímicos en los procesos de karstificación, con el fin de promover el estudio de estos temas. En especial es recomendable consultar las obras de nuestro colega Reyneiro Fagundo Castillo, entrañable amigo, que ha realizado una gran contribución a esta temática.

Geoquímica de la karstificación

Diversos autores han estudiado la disolución de las rocas y minerales carbonatados en dependencia del clima, la temperatura, la presión de CO2, la agresividad del agua, y otros factores. Para comenzar este análisis hay que concentrarse en un aspecto fundamental de la karstificación: los procesos de interación agua-roca que tienen lugar en la naturaleza.

Pero para adentrarnos en el tema, debemos comenzar por conocer su molécula, que tiene una cualidad tal que le permite dividirse y facilita su participación en combinaciones muy activas. En las formulas siguientes, las letras n y m indican una cantidad indefinida de moléculas, y ⇄ interacción dinámica.

En su estado natural, el agua se manifiesta del modo siguiente:

2 H2O  ⇄  H3O+ + OH     (1)

Gracias a esta capacidad del agua de desdoblarse en aniones y cationes, resulta un excelente solvente y en la naturaleza es común que contenga moléculas de dióxido de carbono (CO2) u otros compuestos. Cuando el CO2 está presente en el agua, surgen moléculas de ácido carbónico, que obedecen a la fórmula siguiente:

n H2O + CO2 ⇄ H2CO3 (ácido carbónico) + m H2O    (2)

Este es un ácido muy inestable que se presenta en forma de aniones y cationes de la manera siguiente:

n H2O + H2CO3 ⇄ H3O+ + HCO3- + m H2O      (3)

que a su vez se descompone en:

n H2O + HCO3- ⇄ CO3-2 + H3O+ + m H2O       (4)

Esto quiere decir que en el medio líquido están presentes una serie de aniones y cationes con la capacidad de realizar múltiples interacciones. Por eso, cuando el agua atraviesa la atmósfera, el suelo y las rocas, puede incorporar otras sustancias que influyan en su acidez, aumentándola o reduciéndola. 

Durante el movimiento de las aguas por distintos medios, también ocurren cambios de presión y temperatura, los cuales provocan algún desequilibrio, o dicho en otras palabras, mantienen un equilibrio dinámico que induce al desplazamiento de la reacción (4) a la derecha o la izquierda, modificándose la agresividad.

Esta “agua agresiva” cuando entra en contacto con los componentes calcáreos de las rocas, provoca la disolución de los mismos.  Pero esto dependerá de la porosidad y el agrietamiento, así como de la disponibilidad de agua en movimiento. En el momento en que la calcita (CaCO3) entra en contacto con el agua, se manifiesta la siguiente reacción:

n H2O + H2CO3 + CaCO3 (carbonato) ⇄ Ca(CO3H)2 (bicarbonato)+ m H2O  (5)

Esta ecuación se mantendrá en un equilibrio dinámico, desplazándose a la derecha (disolución) o a la izquierda (cristalización) en dependencia de otros factores (mineralogía, porosidad, agrietamiento, velocidad del flujo, etc.). Sin embargo, es necesario insistir en el hecho de que la disolución de la roca (o del mineral) sólo ocurrirá si las aguas están en movimiento. Basta considerar que el agua agresiva, al disolver cierta cantidad de calcita (o dolomita o aragonito), rápidamente se satura. Al ponerse en movimiento, esa agua saturada arrastra lejos de su lugar de origen el bicarbonato soluble y se amplía el poro o grieta por donde circula, es por eso que los karstólogos prestan gran atención a la dinámica de las aguas en los macizos. Cuando esas aguas llegan al techo de una caverna o brotan a la superficie por manantiales, se libera CO2, el bicarbonato se convierte en carbonato insoluble que se deposita como espeleotemas o travertinas.

Procesos acumulativos en los sistemas kársticos

Estalactita en Cueva Dos Anas, foto cortesía de Vladimir Otero
Travertina en el Parque Metropolitano, foto del autor, año 1965.

Las investigaciones de Harbaugh (1967) conducen a conclusiones semejantes. Este autor señala que las aguas aciduladas pueden disolver la roca siempre que su flujo sea de tal magnitud como para no saturarse. Añade que la mayor disolución ocurre sobre el nivel freático (zona de aireación), donde las aguas de infiltración tienden a ser suavemente ácidas. En el manto acuífero afirma que las aguas son algo alcalinas, y en condiciones normales, están saturadas con respecto al carbonato de calcio. En este ambiente las aguas tienen más capacidad de precipitación que de disolución. Sin embargo, añade, la disolución y precipitación de carbonato, pueden ocurrir simultáneamente: cuando el agua está algo sobresaturada, precipita, y en otro momento cuando no está saturada, disuelve. Por lo tanto, mientras el agua esté sin saturar el proceso de disolución debe continuar.  El grado de saturación de un agua también puede estar en dependencia del contenido de CO2 (presión de CO2).

Por eso es importante conocer cómo ocurre la disolución de las rocas calcárea-dolomíticas. Según Skwaletski e Iturralde-Vinent (1971), el fenómeno de disolución de los carbonatos bajo el nivel freático puede ser más complejo, pues también está condicionado por el fenómeno de la «mezcla de aguas» con distinta concentración de carbonate de calcio disuelto, lo cual se conoce como «Efecto Bögli» (Bögli , 1965). Este autor realizó numerosos ensayos de laboratorio los que le llevaron a las siguientes conclusiones:

1- Según sea mayor la concentración de uno de los componentes (CO2 ó CaCO3), y una mayor estabilidad de los otros componentes, al mezclarse dos aguas, esta mezcla tendrá una capacidad adicional de disolución que cada una de las aguas antes de mezclarse.

2- Una alta concentración de carbonato de calcio en un agua, provee una actividad adicional de disolución cuando se mezcla con otra.

Según Skwaletski e Iturralde-Vinent (1971) la ampliación de las grietas dentro del manto acuífero se puede explicar tomando en cuenta los criterios antes apuntados. A lo largo de las grietas, la velocidad de disolución del carbonato es el resultado de la mezcla de las aguas que fluyen por el espacio entre las grietas (con una concentración de carbonato de calcio pequeña), con las aguas muy saturadas que fluyen por los poros y afloran a la grieta. Es decir, la pared de la grieta es una zona de constante mezcla de aguas con distinta saturación y, por tanto, es una zona de intensa disolución.

Sistema cavernario fluvio-vadoso Majaguas-Cantera, abierto en calizas agrietadas no porosas.

En los macizos rocosos agrietados y porosos, la velocidad de ampliación de las grietas depende del grado de porosidad activa y nivel de agrietamiento de las rocas, así como de la diferencia entre las concentraciones de ambas aguas justo antes de mezclarse.  Estos parámetros dependen de la velocidad del flujo de agua por la grieta y desde los poros hacia la grieta. Se debe notar que el agua que fluye por los poros, al aflorar a una grieta amplia, puede quedar sometida a menor presión, con lo cual tiende a precipitar el bicarbonato que tiene disuelto, pero este será re-disuelto enseguida por el agua resultante de la mezcla.  Este proceso puede ser característico de las rocas carbonatadas porosas de Cuba, que predominan en los macizos del Oligoceno al Reciente. 

La mezcla de agua es también característica de los macizos de calizas que están presentes en las áreas costeras y submarinas, donde las aguas marinas con altas concentraciones de sales se mezclan con las aguas salobres y dulces procedentes del flujo subterráneo subhorizontal desde los acuíferos kársticos. En las costas, esta mezcla ocurre en una amplia extensión, debido al flujo y reflujo de la marea, que introduce aguas marinas tierra adentro durante la marea alta, y potencia el flujo de agua dulce hacia el mar durante la marea baja.  Por eso existen tantas cavernas al pie de los escarpes costeros y en las paredes de las terrazas emergidas.   Un ejemplo de este tipo de cavernas formadas por mezcla de aguas se encuentra en la península de Hicacos , donde se observan cuevas con galerías globulares, achatadas verticalmente, con numerosos indicios de disolución (Seale et al., 2004).

Interior laberíntico del sistema freato-marino-vadoso de Hicacos, abierto en calcarenitas porosas donde predomina la disolución. Cueva Ambrosio, foto del autor.

La cavernosidad intensa que se ha observado a varias decenas de metros de profundidad, dentro de los acuíferos kársticos abiertos al mar, puede estar relacionada con la mezcla profunda de aguas marinas y dulces. En estos acuíferos kársticos la intrusión de aguas salobres marinas penetra profundamente tierra adentro por debajo de las aguas «dulces», en ocasiones hasta decenas de kilómetros tierra adentro, dando lugar a una extensa zona de mezcla de aguas en la profundidad.  Este proceso explica la formación de «harina» en los niveles profundos de las cavernas en los macizos costeros.

Perfil esquemático de un macizo kárstico costero, donde ocurre la mezcla de aguas en distintas condiciones.

Ampliación de las grietas y poros

Los estudios la disolución de las calizas agrietadas son muy interesantes, pues en Cuba las rocas calcáreas del Jurásico, Cretácico y Eoceno por lo general no son porosas, de manera que la disolución por grietas juega el papel fundamental en la karstificación de estos macizos.  Al respecto, es interesante el estudio que realizó Abashidze (1968) sobre calizas glauconíticas agrietadas. El pudo establecer que la suma general de la solución del CaCO3 es proporcional al volumen general del agua que fluye a través de los poros y grietas de la roca, y de la velocidad del flujo del agua. En sus ensayos estimó que un flujo acuoso por grietas con una amplitud inicial de 0,01 a 0,03 mm, y una velocidad de flujo de 0,06 a 0,60 cm/seg durante 25 años, ampliaría las grietas entre 5 y 23 mm.  En calizas se han determinado velocidades de ampliación del orden de los 3,5 mm/año (Radionov, 1958) y 0,5 mm/año como promedio de 25 años (Weyl, 1958). Estas diferencias están dadas por los otros factores presentes en el proceso de karstificación.

Ilustración que muestra la interacción agua-roca en medios porosos y agrietados. Note que la disolución va eliminando la cementación entre los granos.

El proceso de karstificación por la ampliación de los poros es muy importante en los macizos rocosos del Oligoceno y más jóvenes. Esta disolución depende de una serie de factores, entre ellos: la composición de la roca (monomineral o multimineral), el tamaño original de los espacios vacios y su inter-conectividad (los hidrólogos le denominan porosidad activa). Por eso las rocas porosas sometidas a un flujo acuoso agresivo pueden perder por completo su consistencia al reducirse la cohesión entre los granos y cristales que la componen, para terminar como un polvo no cementado («harina calcárea» según Skwaletski e Iturralde-Vinent, 1971).  Esta harina se encuentran en las galerías inferiores, a veces inundadas, de las cuevas al sur de Artemisa y Mayabeque, y en la profundidad de las casimbas de la Península de Zapata. 

Conclusiones

Para entender el karst hay que conocer bien la geoquímica de las aguas en dichos medios, así como la dinámica de los flujos acuosos.  Un medio calcáreo se karstifica sólo cuando por el mismo circulan aguas agresivas. Los procesos de kartificación pueden ocurrir tanto sobre el manto de las aguas subterráneas (zona de aireación), como en la profundidad de los mismos (zona de saturación).

Referencias

Abashidze, E.,  1968. Investigaciones experimentales sobre la solubilidad de las rocas calizas glauconíticas de estructura criptocristalina. Actes IV Cong. Int. Spel. Yugoslavia. Tomo III.

Bögli, A., 1965. The role of corrosion by mixed water in cave forming. Problems of the Speleological Research. Academia. Prague.

Fagundo-Castillo, J.R. y Pulina, M., 1991. Determinación del grado de agresividad y de la intensidad de denudación química de las aguas cársicas. Revista CENIC Ciencias Químicas, 22 (1):53-58. (*)

Fagundo Castillo, J. R., J. J. Valdés Ramos y J. E. Rodríguez Rubio, 1996.  Hidroquímica del karst, Ed. Osuna, Granada.

Fagundo Castillo, J. R. 2005. Hidrogeología Química: Hidroquímica del Karst. Multimedia. Editorial CITMATEL. (http://www.superfacil.net/libreria/)

Harbaugh, J.W., 1967. Carbonate oil reservoir reeks. Developments in sedimentology 9a. Elsevier Pub!. Co., New York.

Iturralde-Vinent, M., 2001. Aventuras en el mundo de las tinieblas. Editorial  Científico-Técnica. 160 p.    (*)

Seale, Larry D.; Soto, Limaris R.; Florea, Lee J.; Fratesi, Beth, 2004. Karst of western Cuba: observations, geomorphology, and diagenesis. Geography/Geology Faculty Publications. Paper 13. http://digitalcommons.wku.edu/geog_fac_pub/13 (*)

Skwaletski, E. e Iturralde-Vinent, M., 1971. Estudio ingeniero-geológico del carso cubano. Academia de Ciencias de Cuba, Serie Espeleológica y Carsológica, 31: 1-57. (*)

Weyl, P.K., 1958. The solution kinetics of calcite. Journal of Geology, No. 66.

(*) Disponible en la Biblioteca Digital de Geociencias http://www.redciencia.cu/geobiblio/inicio.html

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