Capitulo IV

HIDROGEOLOGIA CARSICA

Si observamos un mapa carsologico de Cuba quedaremos sorpren­didos por el area inmensa que ocupan las rocas carsificadas, con im­portantes reservas de agua subterranea, en parte utilizadas. por la industria, la agricultura y el consumo bumano y animal. Para t ener una idea del volumen de agua que puede extraerse d e una cuenca subterni.nea calcarea, basta' mencionar los ejemplos de las cuencas de Vento y de Moron; de la primera se aprovecban desde 225 106

m3 en 1969 basta 231 106 m 3 en 1973; de la segunda, segun los calculos bi{lrogeologicos, se descargan en forma subterranea bacia el mar unos 405 106 m3 al ano, solo por la zona central de su costa Norte. Estas cifras nos ilustran respecto a la cantidad d e agua que se mueve por los conductos del subsuelo y que contribuye a la for­maci6n de rios subterra neos y cavernas.

En Cuba, los estudios bidrogeologicos integrales de nuestros re­cursos de agua subterranea. comienzan de hecho con el triunfo de la Revoluci6n y la creaci6n del Instituto Nacional de Recursos Hidrau­licos en 1963, hoy Instituto de Hidroeconomia del Ministerio de la Construcci6n. Anteriormente se rea lizaban solo estudios parciales e incompletos por parte de la Comisi6n de Fomento del Ministerio de Obras PU.blicas, principalmente bajo la direcci6n del insigne goologo cubano Jorge Brodermann, fallecido en 1968. En aquella epoca el Bstado prestaba un apoyo muy limitado a estas actividades, y en los tentros docentes de Cuba no se estudiaba tal especialidad.

EL AGUA COMO FORMADORA DE CUEVAS

El agua, al ponerse en contacto con las rocas calcareas, da lugar a la disolucion progresiva de las rocas y con el desarrollo de este -ptoceso, a la formaci6n de rios subterraneos y cavernas. Sin em­bargo, el proceso fisico-quimicQ de disoluci6n de las rocas por las aguas, es muy complejo, y sus caracteristicas o modalidades estan en dependencia de un gran numero de factores agrupados de la m a­nera siguiente:

Los que afectan al agua como solvente.

Los"que .afectan ala roca como soluto (sustancia soluble).

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Los que afectan al proceso de disoluci6n-precipitaci6n.

Los factores que afectan al agua como solvente estan determina­dos por las propiedac;les fisico-quimicas del agua en si, al igual que por la presencia en ella de _agentes catalizadores que modulan la ca­pacidad de disoluci6n del carbonato por el agua.

El primer factor es la propia estructura de la molecula de agua que tiende a dividirse, facilitando su participaci6n en compuestos mas activos. Se sabe que la molecula de agua en estado natural tiene la siguiente forma:

2H20 ~ H30+ + OH- (1)

Sin embargo, el agua quimica pura no existe en la naturaleza, pues gracias a sus excelentes cualidades como solvente, ella contiene cantidades diversas de casi todos los elementos conocidos. No obstante esto, para .que el agua actue activamente sabre los carbonatos, debe contener, en grado considerable, moh!culas de di6xido de carbona (C02) u otro gas susceptible de combinarse con ella y dar lugar a un acido. En el caso del C02, la reacci6n de formaci6n del acido ocurre de la manera siguiente:

nH20 + C02 ~ H£03 + mH20 (2)

Este acido es bastante inestable en condiciones naturales, y en realidad se presenta en ei agua en forma de aniones y cationes de,.la manera siguiente:

nH20 + H2C03 ~ HJO+ + HC03- + mH20 (3)

que a su vez se descompone en:

nH20 + HCo3- :o:X Co3-2 + H3o+ + mH20 (4)

-De hecho, todas las ecuaciones (1 a 4) estan en acci6n constante en el agua natural, desplazandose el equilibria en una u otra direc­ci6n, en dependencia de factores externos de los que trataremos mas adelante. Ademas. la presencia de algunos elementos o combina­ciones quimicas, aun en cantidades muy pequefi.as, puede provocar una tendencia especial en las reacciones, al comportarse como ca,­talizadores.

I?ara que se produzca la disoluci6n de los carbonatos en la natu­raleza, sera necesario que el agua acidulada o agresiva, como tam­bien se le llama, este en contact() con ellos. Aqui entran en juego los factores que afectari a la roca como soluto: la porosidad primaria de la roca y su agrietamiento, que facilitanin un mayor contacto entre la roca y el agua, asi como el movimiento del agua en el rna-

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cizo; el grosor de los granos minerales (a un grano mas fino corres­ponde una mayor superficie ·de contacto agua-roca); la composici6n propia de las rocas carbonatadas, es decir, si son puramente calci­ticas, dolomiticas, o si tienen ambos mine rales en distintas propor­ciones, pues si la roca es monomineral se disolvera mas lentamente que una roca polimineral (Skwaletski e Iturralde-Vinent, 1970). Otro factor que afecta el proceso de disoluci6n de las rocas es la pre­sencia de elementos-impurezas en los cristales minerales, algunos de los cuales pueden actuar como catalizadores, tanto .si aceleran co­mo si r~tardan la reacci6n. Tomemos el ejemplo de la calcita (CaC03) y analicemos como ocurre su disoluci6n en las rocas agre­sivas. Al entrar en contacto el agua con la roca ocurre el proceso siguiente:

nHzO + HzC03 + CaC03 ~ Ca(C03Hh + nHzO (5)

Recordemos que la cantidad de H2C03 en el agua varia constan­temente. Entonces sera claro que la ecuaci6n anterior (5) estani en equilibria inestable, ora tendiendo hacia la derecha (disoluci6n), ora hacia la izquierda (precipitaci6n), en dependEmcia de la actuaci6n de los factores que hemos mencionado.

En la parte derecha de la ecuaci6n ha aparecido un nuevo com­puesto, el bicarbonato de calcio (Ca(HC03)z) que es soluble en agua y se desplazara con ella, en tanto que en la parte izquierda de la ecuaci6n esta el carbonato de calcio {CaC03) que constituye un cris­ta!, mineral, la calcita.

Debemos tener en cuenta que la calcita no ·es soluble en agua. sino el bicarbonato de calcic que se forma cuando ademas de agua y roca esta presente el di6xido de carbona. Si ademas de COz hubiera otros gases susceptibles de formar compuestos acidos con el agua, o acidos incorporados al agua ya en ese estado. se disolvera la calcita para formar sales solubles de distinta indole tales como sulfatos, nitratos y otras. Estos acidos se incorporan al agua cuan­do pasa a traves de restos orgimicos en descomposici6n presentes en el suelo, en el fondo de los pantanos. etc.

EL CONTACTO AGUA-MINERAL

Esclarecido ya el proceso de disoluci6n de la calcita. es intere­sante volver a analizarlo en el dominio del micromundo. Si pudie­ramos ooservar lo que sucede en el contacto agua-mineral, notariamos que sabre la superficie del crista! de calcita· se ha formado una pe­licula s6lido-liquida, donde la ecuaci6n de equilibria (5) esta fuer­temente desplazada hacia la izquierda, o dicho en otras palabras, el agua estara fuertemente saturada de sal. Sobre esta pelicula se habra formado otra de tipo liquido-s6lida donde la ecuaci6n (5)

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estara desplazada hacia la derecha y el agua tendril un grado bajo de saturaci6n. Esta interrelaci6n · cristal-agua se puede ilustrar de la manera siguiente:

pelicula crista! :P: s6lido-liquida

pelicula +!: liquido-s6lida -.= agua

Si el agua estuviera estancada, para cada estado de presion y tem­peratura el grosor de las peliculas :variara, pero no habra mas efecto que la recristalizaci6n continua del mineral. Aqui, nuestro analisis del micromundo nos ha conducido a observar un factor de impor­tancia vital en el proceso que estudiamos: el movimiento del agua.

Si las aguas agresivas m6viles se ponen en contacto con el cristal de calcita, se fortnaran en la superficie de este las dos peliculas imaginarias s6lido-liquida y liquido-s6lida, las que seran arrancadas por el agua en movimiento y sustituidas inmediatamente por otras nuevas. De esta manera, el bicarbonato de calcio presente alrededor del cristal sera trasladado hacia otro Iugar rnientras el agua este en movimiento, lo que conducira a la disminuci6n progresiva del vo­lumen del crista! hasta su desaparici6n. Segun continua . este pro­ceso, el agua se enriquecera cada vez mas de bicarbonato de calcio, hasta el punto en que quedara sobresaturada.

Este razonamiento hizo que durante muchos afi.os los cars6logos pensaran que bajo el nivel de las aguas subterraneas la disoluci6n de las rocas carbonatadas practicamente no ocurria. Sin embargo, los trabajos de A. Buneev y F. Laptev en los afi.os 30, Gvozdietski, 1945, y en especial los de Bogli en la decada del 60, lograron aclarar esta concepcion err6nea.

Como resultado de tales investigaciones, se lleg6 a la conclusion de que en el media subterraneo ocurre constantemente la ·disoluci6n como resultado de la mezcla reiterada de aguas con distinto grado de saturaci6n. Ellos lograron determinar que al mezclarse dos aguas con alta concentraci6n de carbonato de calcio, el agua resultante es agresiva y puede aun disolver un nuevo volumen de calcita o dolo­mita.

AGUAS Y GRIETAS

Como habremos de estudiar mas adelante, en los macizos ~alca­reos carsificados, las aguas se mueven a distintas velocidades y por diferentes medias {poros, grietas finas, grietas anchas, cavernas, etc.) y se mezcliin constantemente, ya ·que todos estm; conductos estan intercomunicados. Asi, la mezcla de agua es un fen6meno comun en el media subterraneo y contribuye sustancialmente al origen y desarrollo de las cavernas.

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MEZCLA DE AGUAS

Recientemente se ha determinado que el efecto de mezcla de aguas tambien tiene gran importancia en los carsos costeros, donde se unen las aguas subternineas dulces y las marinas a ltamente mi­neralizadas. Es bien conocido que en las · costas formadas por roc as calcareas cavernosas tiene lugar el avance de las aguas marinas tie­rra adentro (intrusion salina), las que, a consecuencia de su densi­dad mayor que la del agua dulce (terrestr~). se disponen como una cufta por debajo de esta. En tales condiciones se forma una zona de mezcla entre las aguas dulces y saladas y resulta asi un nue­vo tipo de agua, que por su composici6n y propiedades fisico-qui­micas ejerce un gran efecto disolvente sobre las rocas carbonatadas. Muchas de las cavernas originadas en las costas tienen su genesis en la actividad disolvente de las aguas subterraneas en la parte su­perior de la cufla de intrusion salina.

AGUAS EN MOVIMIENTO

Al imaginarnos un determinado volumen de agua en movimiento a traves de un medio calcarea poroso y agrietado, debemos pensar que a su paso ejerceran su efecto sabre la reaccion de disoluci6n­precipitaci6n una serie de factores. Analicemos siquiera brevemen­te el papel que juega cada uno de ellos. '

Al desplazarse el agua por los conductos subternineos, la presion a que esta sometida varia en dependencia de factores tales como la velocidad del flujo, las dimensiones del conducto, la column-a de agua suprayacente, etc. Al variar la presion, cambian las posibili­dades de disoluci6n del agua agresiva, y la ecuacion (5) se despla­zara hacia: uno u otro lado . . Por lo general, en condiciones normales , un aumento d1! presion equivale a un incremento de la capacidad de disolucion de l agua (Fig. 19). Esto se explica por el hecho de que la cantidad de C02 disuelto en el agua dependeni de la presion parcial de C02, que es igual a 0,0003 atm6sferas cuando el agua soporta la presion de una atmosfera. En estas condiciones, un pe­quefto aumento de la presion parcial de C02 significa un incremento considerable de la capacidad de disoluci6n de CaC03. Por ejemplo, a 16,luC y una presion de C02 de 0,1 atmosfera, se disolveran 0,00041 moles de CaC03, y a una presion de 1,0 atmosfera, se disol­veran 0,0011 moles (Llopis Llad6, 1970).

LA TEMPERATURA Y LA DISOLUCION

Los efectos de la temperatura son tambiEm importantes para el proceso de disoluci6n-precipitaci6n de la caicita. Segun .la termo­quimica de la ecuaci6n (5), el proceso de disolucion es exotermi<!o, en tanto que la precipitaci6n es endotermica. En est~s condiciones,

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las temperaturas bajas favorecen la disoluci6n de carbonate de cal­cia y las temperaturas altas su precipitaci6n. Desde el punta de vista de la disoluci6n de C02 en el agua, tambien la temperatura afecta al proceso en raz6n inversa, tal como lo demuestran las cifras siguientes (Derruau,. 1966):

a OoC el agua disuelve 2;15 litros de C02 a 15"C el agua disuelve 1,0 litros de C02 a 25°C el agua dis.uelve 0,8 litros de C02

Segun estos datos, los cambios de temperatura afectanin la ten­dencia de la ecuaci6n (5), y en sentido general se puede pensar que en los paises frios, la actividad d e disoluci6n es mas importante que en las regiones tropicales. Sin embargo, hay otros factores en juego que compensan esta chsparidad aparente. Por ejemplo, en los dimas muy frios la actividad biol6gica esta muy limitada en rela­ci6n con los dimas tropicales, y provoca: que la disponibilidad de C02 sea menor ~n las altas latitudes . Tambien en esas regiones ni­vales el movimiento de las aguas por los macizos es mucho menor que en las regiones de clima tropical, debido a las prolongadas es­taciones de congelaci6n. Entre los cars6logos hubo largas discu­siones sabre la importancia del clima como factor primordial en el proceso de carsogenesis. En la actualidad se piensa que es uno de los tantos elementos a considerar al evaluar la intensidad de los procesos de disoluci6n carsica en un territorio, pero no el mas im­portante.

En Cuba se han estudiado algunos aspectos de la relaci6n entre el clima y la carsogenesis y la relaci6n clima-carso-roca y e'sta ha sido una de las mayores contribuciones de Cuba a la carsologia mundial. (Nunez Jimenez, Panos y Stele) 1968).

La velocidad con que se desplazan las aguas por los medias car­sicos, tambien afectani el equilibria disoluci6n-precipitaci6n. En general, se considera que un flujo acuoso lento tiende a saturarse mas rapidamente, en tanto que las aguas que fluyen a mayor velo­cidad tardan mas en saturarse. En este aspecto son concluyentes los datos sobre la mineralizaci6n de las aguas subterraneas en los medias con distinta permeabilidad. Como regia, las aguas subterra­neas de los mantas freaticos poco permeables estan mucho mas mi­neralizadas que aquellas de los medias permeables. Incluso se han realizado ensayos para determinar la relaci6n entre la velocidad del flujo acuoso y la intensidad de la disoluci6n, obtenh~ndose que esta dependencia tiene caracter parab6lico.

FACTO RES EXTERN OS

Hay m.uchos otros factores externos que deben considerarse al es­tudiar los procesos de diso~uci6n de las rocas carbonatadas, entre los

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cuales se pueden mencionar el volumen de las precipitaciones, asi como su distribuci6n diaria, estacional y anual, la ocurrencia de tor .. mentas pluviales, la sucesi6n de los periodos hiperanuales de sequia y pluviosidad relativas, el modulo de escurrimiento y el grado de infiltraci6n-evapotranspiraci6n de las aguas, el grado de exposici6n de las rocas a la superficie y el tipo de cobertura vegetal, el tipo de suelos y su contenido en materia organica, etc. Estas cuestiones se apartan de los objetivos de este capitulo y se analizaran mas adelante.

' ·

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Fig. 1\"l

:1: t -~

PresicSn del C 0 N T E N I D 0 Cantidad de Caco

3 . C02 C02 en disoluci6n Ca(HC0

3)2

disuelta

( atmosf~rico) (mg/1000 g.) En moles por 100 g. de agua

J

J I * * 0 0 0 15 * I \

0,00126 0,000041 o,oooa . 80 -'A- 0,0602 0,00197 o,0033 330

,

~ H o,o985 o,oo320 o,o037 370 (f

0,5406 o,Ot760 o,o073 730 (f ~

I 0,9665 0,03272 0,0091 ~ 910

t Disoluci6n del CaCO,. en presencia de CO, con temperatura de 2s•c.