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8/18/2019 mapa mudo comunidad valenciana

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MUNIBE (Ciencias Naturales - Natur Zientziak) Nº43 43-72 SANSEBASTIAN 1991 ISSN0214-7688

Disolución y génesis del karst en rocascarbonáticas y rocas siliceas:

un estudio comparado.

Dissolution and karst development in siliceous and carbonate rocks:a comparative study.

PALABRAS CLAVE: Disolución. Karst, Espeleología, Hidrogeología, Cuarcita, Caliza, Geoquímica, Geomorfología.

KEYWORDS:

Dissolution, Karst, Speleology, Hydrogeology, Quarhite, Limestone, Geochemistty, Geomorphology.

Carlos GALAN*

* Sociedad de Ciencias Aranzadi. Sección Karstología.

Museo de San Telmo. 20003 San Sebastián, Spain.

RESUMEN:

Se describen los mecanismos físicos y químicos que intervienen en la formación del karst en rocas silíceas y carbonáticas. Los modelados resultantes son comparados. Se analizan los factores hidrogeológicos, se cuantifica el trabajo de excavación y se discute la edad delas formas.

ABSTRACT:

Physical and chemical mechanisms involving in karstogenesis are described. Karst morphology and Roraime-type morphology arecompared. Hydrogeological factors are analyzed, with quantification of disolved and removed rocks volumen, and disscusion about age ofkarst forms.

LABURPENA:

Harkaitz silizeo eta karbonatiko erakuntzan parte hartzen duten mekanismo fisiko edo kimikoak deskribatzen dira. Emaitza itxuratuakparekatzen dira. Faktore hidrologikoak analizatzen dira. Indusketa lana zenbatzen da eta eiten adina eztabaidatzen da.

INTRODUCCION

Diferentes hipótesis han sido propuestas paraexplicar la formación del karst en rocas "solubles".En ellas se asigna un valor fundamental a los proce-sos de disolución y a la solubilidad de los materiales.Sin embargo, estudios recientes sobre rocas tradicio-nalmente consideradas "insolubles" han puesto derelieve que la disolución es sólo el aspecto químico

de un complejo problema, en el que interviene la ta-sa de disolución, el tiempo de realización de las reac-ciones químicas, aspectos dinámicos de la circula-ción de las aguas, y aspectos hidrogeológicos asocia-dos a condiciones morfogenéticas. El karst es enesencia un sistema y la karstificación un procesoasociado al establecimiento de una red de drenajesubterráneo.

A nivel químico, la karstificación en rocas silíceasdifiere de la karstificación en rocas carbonáticas so-bre todo en que la disolución no sólo actúa a travésde fisuras, sino también a lo largo de las superficiesintercristalinas (MARTINI, 1984; URBANI, 1986; GALAN,1988).

Para la formación de cavernas en cuarcitas se re-quiere además la remoción mecánica de los granos

de cuarzo sueltos, lo que desemboca en la formaciónde conductos y vacíos más importantes. En esta eta-pa, de formación de conductos, los constituyentesde la roca son transportados grano por grano, aun-que sigue actuando la disolución a nivel intergranular.

Existe una similitud en la formación de cavernasentre rocas silíceas y carbonáticas: en ambos casosactúa la disolución y existe un transporte de materia-les disueltos o particulados por acción de las aguascirculantes.

Estas condiciones son necesarias pero no sufi-

cientes para producir un karst. Es decir, su presencia


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no determina la karstificación; solamente explica có-mo se produce, en los casos en que se produce. Enla gran mayoría de los karst, junto a amplios volúme -nes karstificados, existen otros igualmente importan-tes poco karstificados o sin karstificar.

Un análisis de estos hechos permite consideraraspectos básicos de la karstificación bajo nuevospuntos de vista.

CONCEPTO DE KARST

Las cavernas no son elementos aislados; estánsituadas en un contexto más amplio: el macizo quelas contiene. Y forman parte de un sistema en el queno sólo la roca, sino también el agua que circula através de ella, pasan a ser constituyentes esenciales.GEZE (1974) define una caverna como un agujero ovacío contenido por la roca que lo rodea. Llama laatención sobre este hecho, aparentemente vanal, pa-ra destacar que el medio subterráneo sólo existe porla roca que lo rodea; en consecuencia, esta roca (elmacizo que contiene las cavernas) pasa a ser un ele-mento esencial en su definición.

Los vacíos excavados en la masa rocosa son pro-ducto de la acción físico-química de las aguas circu-lantes. El agua es el sujeto activo y la roca el soportepasivo de su acción. La circulación del agua es unproceso dinámico y la relación anterior implica unaorganización progresiva del drenaje subterráneo quetiene por consecuencia una jerarquización de los va-cíos excavados (MANGIN, 1982).

Las cavernas son una parte de un sistema dedrenaje subterráneo. La clave que permite compren-der su génesis y desarrollo se encuentra en la es-tructura, funcionamiento y evolución que experimen-ta el sistema a nivel del conjunto.

En este sistema intervienen procesos hidrogeo-lógicos relacionados a su vez con condiciones morfo-genéticas regionales. En el interior del sistema existeuna interacción entre la cinética de los equilibrios quí-micos responsables de la disolución y la velocidad ycaracterísticas de las circulaciones. Esta interrelaciónpermite explicar la génesis simultánea de una estruc-tura subterránea y de una morfología de superficieasociada a ella (BAKALOWICZ, 1982). Por ello, la reduc-ción de la definición de Karst a una morfología resul-tante de la disolución, es particularmente inadecuadacuando no simplemente errónea.

Lo esencial de la karstificación reside en que se lo-gre establecer una red de drenaje subterráneo que a lavez ocasione la desaparición más o menos completadel drenaje superficial, independientemente de quelas rocas involucradas sean más o menos "solubles".

En el caso de rocas silíceas como las cuarcitas,la formación de cavernas sólo ocurre bajo condicio-

nes topográficas, litológicas y estructurales favora-bles. Si las condiciones no son favorables para for -mar conductos la cuarcita puede ser completamentedisuelta o removida por la erosión de superficie, sinque se produzca la karstificación (GALAN, 1982; MARTI-

NI, 1982).En rocas carbonáticas como las calizas, es nece-sario que el estado inicial de la roca sea favorable a lainfiltración y que exista un gradiente hidraúlico. Enello interviene la litología de los materiales y su gradode fracturación. Pero el aspecto primordial apareceuna vez que una parte de las aguas infiltradas lograncrear caminos preferenciales para conducir la infiltra-ción rápida, lo que es condicionado a su vez por lasdiferencias de potencial (hidraúlico) entre las distin-tas partes del karst. Y está en relación así mismo conel dispositivo topográfico y presencia de niveles de

base hacia los cuales pueda drenar subterráneamen-te el sistema. Las condiciones hidrogeológicas deconjunto permiten explicar la existencia de zonas deintensa karstificación junto a otras poco o nada kars-tificadas.

La estructura creada por el establecimiento deldrenaje subterráneo difiere considerablemente delpatrón de fracturación y del dispositivo inicial, y dichaestructura puede ser modificada progresivamentepor cambios en el interior del sistema o por cambiosen su marco de referencia externo. En general, todokarst en calizas muestra una superposición de es-

tructuras; cada una de las cuales corresponde a lapuesta en funcionamiento de un sistema de drenajesubterráneo.

EL KARST EN ROCAS SOLUBLES

La formación de cavidades en rocas solublesafecta básicamente a rocas carbonáticas y evapori-tas, en las cuales las cuevas son formadas por la ac -ción del agua circulante sobre rocas compactas fisu-radas. Este proceso se denomina karstificación.

En evaporitas tenemos ejemplos de karsts forma-dos en sal gema o halita (NaCl = cloruro de sodio) y en

yeso (sulfato de calcio hidratado =CaSO4+2H2O).La sal gema es extremadamente soluble en agua

(350 g/lt) y debido a ello raramente aflora en superfi-cie. Sus escasos afloramientos se localizan en regio-nes acentuadamente desérticas (Argelia, GolfoPérsico), o en profundidad. Se conocen algunas ca-vernas en sal, pero habitualmente la acción del aguasobre esta roca produce una criptodisolución (disolu-ción de la sal que infrayace a una formación de co-bertura) y se manifiesta en superficie por dolinas odepresiones de hundimiento (MAIRE, 1980).

El yeso es menos soluble que la sal gema peromucho más que la caliza: su solubilidad media es de


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DISOLUCION Y GENESIS DEL KARST EN ROCAS CARBONATICAS Y ROCAS SILICEAS: UN ESTUDIO COMPARADO 45

Sima Mayor de Sarisariñama, Guayana Venezolana. Su diámetro esde 450 m y su desnivel de -314 m. Esta gigantesca sima en cuarci-tas fue explorada y topografiada en 1976 por la SVE.

2 g/lt. Sus afloramientos son más importantes y ge-neralmente se localizan en regiones áridas o semiári-das. Por su gran solubilidad originan una morfologíade superficie con numerosas depresiones que re-cuerdan a un paisaje lunar. La disolución del yeso por

las aguas circulantes puede alcanzar valores de10.000 ton/Km2.a, generando cavidades y dolinas dehundimiento en tan sólo varios años (NICOD, 1976).Las cuevas en yeso evolucionan con gran rapidez,aumentando considerablemente sus diámetros y co-lapsando por falta de sustentación de las bóvedas, yaque se trata de rocas más solubles que las calizaspero más débiles que éstas mecánicamente (GALAN,1986a). El resultado es que la destrucción de las Ca-vidades es también rápida. Los mejores ejemplos decuevas en yeso se encuentran en la URSS y son no -tables las de la región de Podolie: Optimisticeskaja(178 Km) y Ozernaja (107 Km).

La caliza y la dolomía forman la mayor parte delas rocas karstificables y son las rocas karstificablespor excelencia. Más del 90% de las cuevas del mun -do se encuentran en estos terrenos, que cubren unasuperficie de 5 millones de Km2, lo que representa el4% de las tierras emergidas. Las calizas contienenun mínimo de 65% de carbonato cálcico (CaCO3);que llega a más del 95% en las calizas muy puras.Las dolomías están compuestas por un carbonatodoble de calcio y magnesio: (Ca, Mg)(CO3)2.

Las calizas son relativamente solubles en el agua

cargada de gas carbónico (CO2), siendo su solubili-dad media de 200-250 mg/lt. La disolución de la dolo-mía es más lenta y su solubilidad menor, pero gene-ralmente el carbonato de magnesio se presenta aso-ciado a las calizas (calizas dolomíticas). Las calizasmetamorfizadas (mármoles) son calizas muy puras,enteramente recristalizadas, e igualmente solubles ykarstificables. Las mayores cavidades del mundo endesarrollo y desnivel se encuentran en calizas, alcan-zando 531 Km de galerías en Flynt Ridge-MammothCave (USA) y 1.602 m de desnivel en el Gouffre JeanBernard (Francia), respectivamente.

Las calizas generalmente contienen cierto por -centaje de elementos insolubles en su composición.En las calizas margosas el porcentaje de arcilla alcan-za 5 a 35%. Cuanto mayor es el tenor en insolublesde las calizas, más difícil resulta su karstificación, yaque el residuo de la disolución tiende a colmatar lasfisuras y las cavidades. La existencia de sales diver -sas en el agua puede complicar también la disolu-ción, aumentándola o disminuyéndola según las sus-tancias presentes.

La permeabilidad de las calizas depende de su li-tología y estructura, y también condiciona la karstifica-ción, ya que facilita o impide la penetración de las

aguas. La permeabilidad de las calizas depende de lasfisuras y discontinuidades creadas durante su diagé-nesis y por la deformación posterior de las capas: pla-nos de fractura y de estratificación, diaclasas y fallas.

Las areniscas en general no son karstificables.Algunas areniscas carbonáticas, formadas por granos

de arena silícea (cuarzo) soldados por un cementocalcáreo, albergan cuevas con desarrollos importan-tes, pero en general la disolución de estas areniscasde cemento calcáreo produce una descomposiciónen arena poco favorable a la karstificación. Algunas

cuevas de este tipo son Planaltinha (Brasil), de 1.500m, y la Cueva de Cunday (Colombia), de 850 m (LINO,

1989). La Grotte de Pézenas (Francia), de 4.750 m,

era señalada como cueva en areniscas, pero en reali-dad se desarrolla sobre un banco dolomítico interca-

lado en las areniscas.

Hemos dejado para lo último la mención de lascavernas desarrolladas en cuarcitas. Estas rocas es-


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Tabla 1. Lista de las cavidades de mayores dimensiones exploradas en cuarcitas del Grupo Roraima.

Fuente: Sociedad Venezolana de Espeleología (1990).

A. Desniveles

1. Sima Aonda -362 m2. Sima Auyantepuy Norte -320 m3. Sima Mayor Sarisariñama -314 m4. Sima Aonda Este 2 -295 m5. Sima Aonda Sur 1 -290 m6. Sima Yuruaní tepuy -252 m7. Sima Menor Sarisariñama -249 m8. Sima de la Lluvia -202 m9. Sima Aonda Sur 2 -168 m

10. Sima Kukenán 2 -164 m

B. Desarrollo1. Sima de la Lluvia 1.352 m

2. Sima Menor Sariariñama 1.179 m3. Sima Aonda Este 2 820 m4. Cueva Aguapira 6 680 m5. Sima Yuruaní tepuy 660 m6. Cueva Autana 653 m7. Sima Auyantepuy Norte 634 m8. Cueva del Tigre 485 m9. Sima Aonda Sur 1 434 m

10. Sima Aguapira 2 405 m

tán formadas por granos de arena silícea (cuarzo) uni-dos entre sí por una matriz o cemento también silí-ceo. El mayor número de cuevas de este tipo se en-cuentra en Venezuela y Sud Africa, siendo la SimaAonda (-362 m) y la Sima de la Lluvia de Sarisariñama(1.352 m) las que ostentan mayor desnivel y desarro-llo, respectivamente, estando situadas ambas enVenezuela (GALAN, 1983; URBANI, 1986). Hasta hacepoco tiempo este tipo de roca era considerado inso-luble y no karstificable. Hoy son conocidas más de250 cavidades excavadas en cuarcitas, incluyendograndes simas y cuevas kilométricas recorridas porríos subterráneos (Tabla 1). Es muy probable que enel futuro puedan explorarse cavidades de mayoresdimensiones.

DISOLUCION EN ROCAS CARBONATICAS.

El carbonato de calcio (CaCO3) es el constituyen-te esencial de las calizas y es poco soluble en aguapura (16 mg/It a una temperatura de 16ºC). No obs-tante, las aguas naturales poseen siempre una ciertaproporción de gas carbónico (CO2) en solución y deácido carbónico (H2CO3). Es gracias a este últimoque el carbonato de calcio se va a disolver, dando bi-carbonato de calcio Ca(HCO3)2, fácilmente transpor -

table por las aguas circulantes. La solubilidad en elagua cargada de CO2 varía entonces entre 80 y 350mg/It

En condiciones naturales existe un equilibrio,que se modifica constantemente, entre las distintasfases del sistema CO2-H2O-Carbonato. Esquemá-ticamente, el CO2 en el agua se presenta de variasformas: (a) Principalmente en forma de gas; (b) enpequeña proporción en forma de ácido carbónico,equilibrado por una cantidad de CO2 disuelto adicio-nal. De donde se obtiene la reacción de equilibrio si-guiente:

CO2+H2O H2CO3.

La disolución del carbonato cálcico se establecesegún la reacción:

CaCO3 + H2CO3 Ca(HCO3)2.

En realidad, el equilibrio del sistema entre susdistintas fases es mucho más complejo y compren-de 9 ecuaciones con 10 variables, entre las cuales sedistinguen tres cadenas de reacciones (ROQUES,1964).

La llamada "cadena física" corresponde a la diso-lución o evasión del CO2. El equilibrio es alcanzadomuy rápidamente, en varios minutos.

La "cadena química"corresponde a las reaccionesen el interior de la solución, y los equilibrios también

son rápidos, como lo demuestran datos experimentalesy de campo (ROQUES& EK, 1973; BAKALOWICZ, 1982).

La "cadena cristalográfica" comprende las reac-ciones de disociación del sólido en la solución, y sonlas más lentas del conjunto. De acuerdo a datos ex-perimentales la duración de la realización del equili-brio es de unas 2-3 semanas para calizas relativa-mente puras. Para dolomías es mucho más larga.

Así, si bien a nivel químico la presión parcial delCO2 de la fase gaseosa es el factor que controla elsistema CO2-H2O-Carbonato. y determina la cantidadde roca disuelta, el tiempo de estadía del agua en el

acuífero y la evolución de las presiones parciales delCO2 son los factores controlantes de las variables li-gadas a la disolución de la roca carbonatada. Estosfactores están en consecuencia relacionados con lavelocidad de circulación de las aguas y con las carac-terísticas hidrogeológicas del medio en que se pro-duce la disolución, ya que la tasa de realización delas reacciones de disolución es directamente funcióndel tiempo de contacto entre el agua y la roca. Estetiempo de contacto no es otro que el tiempo de esta-día del agua en el acuífero, determinado por las ca-racterísticas del acuífero.

Han sido propuestas diversas hipótesis para ex-plicar la formación del karst en calizas. HOWARD


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Figura 1 - Curva de equilibrio de la calcita en agua pura (t=10oC) yrecta de mezcla de aguas (en trazos). (De: BAKALOWICZ, 1986; modi-ficado). A y B = dos aguas en equilibrio pero con pCO2 diferente. C= mezcla subsaturada.

(1964) y CURL (1965) sostuvieron -basándose en cál-culos y pruebas de laboratorio-que la disolución sóloera efectiva en los primeros decímetros o metros deroca recorridos por las aguas de infiltración. Su argu-mento reposaba en la hipótesis de que las disconti-

nuidades de la roca eran de muy débiles dimensio-

nes.JENNINGS (1971) y MISEREZ (1973) mostraron que

la variación en la mineralización de las aguas kársti-cas estaba relacionada con los valores de la produc-ción de CO2 en los suelos. De ello interpretaban queel segundo de los factores (producción del CO2 pedológico) era la causa del primero (adquisición delquimismo de las aguas), que era considerado unefecto. En consecuencia, estos autores -entreotros-situaban la disolución en la proximidad de lasuperficie.

Un último argumento y uno de los más invoca -dos es el basado en la relación entre la calidad quími-ca de las aguas en suelos, zona de infiltración y zonapermanentemente inundada del karst (ej: THRAILKILL,1968; PITTY, 1971 ). Las aguas próximas a la superficieson ampliamente sobresaturadas en bicarbonatos;las aguas de la zona inundada son menos mineraliza-das y casi siempre subsaturadas. De donde la mayo-ría de los autores ha desprendido que la disoluciónse localiza en la superficie o en su proximidad, y esdirectamente asociada a la producción de CO2 en lossuelos. Esto contradice o deja sin explicación la exis-tencia de una morfología subterránea bien desarrolla-

da y una red profunda de drenaje subterráneo.Para resolver esta paradoja se propusieron muy

diversas teorías. Mencionaremos las que tuvieronmayor aceptación entre la mayoría de los karstólo-gos, y que aún invocan diversos autores.

HOWARD (1964), ATKINSON (1977) y JAMES (1981),hacen jugar un papel esencial a la producción deCO2 en el interior del acuífero, por oxidación de ma-teria orgánica introducida en profundidad. Este CO2provocaría una subsaturación y, en consecuencia, elreinicio de la disolución. Los datos sobre los cualesse apoya la teoría anterior son muy poco numerosos,

y pueden ser explicados también por la fuerte hete-rogeneidad existente en la repartición del CO2 en elsuelo y zona de infiltración (BAKALOWICZ, 1982).

La teoría de la "corrosión por mezcla de aguas"(BOGLI, 1964) es la más difundida de todas. Se apoyaen el hecho de que la relación entre la concentracióndel ión calcio (Ca 2+) y la presión parcial de CO2(pCO2), en el equilibrio, es una función curvilínea; enconsecuencia, la mezcla de dos aguas en equilibrio,pero con pCO2 diferentes, es necesariamente subsaturada y por tanto agresiva (Ver Figura 1). SegúnBOGLI (1964) tales mezclas son posibles en la zona

inundada, ya que el agua de infiltración proviene delugares diferentes. Los déficits de saturación así

creados engendrarían un reinicio de la disolución enprofundidad.

Los trabajos de WIGLEY & PLUMMER (1976) mues-

tran que la realidad no es tan simple como pretendeBOGLI y que una mezcla de aguas no es necesariamen-te subsaturada. MISEREZ (1973) ofrece una demostra-ción experimental en el mismo sentido. En efecto, silas concentraciones de CO2 no son muy diferentes, lamezcla que se produce es una porción linear de la cur -va de equilibrio, y no puede por tanto ser agresiva.Adicionalmente, DREYBRODT (1981) demuestra que larelación de mezcla debe estar comprendida necesaria-mente entre 0,1 y 0,9 y que habitualmente no existetanta variabilidad espacial entre los distintos ingresosde agua al karst. Por otro lado, el modelo de BOGLI su-

pone que la mezcla no evoluciona en el curso deltiempo, ni en calidad ni en cantidad.

Del mismo modo, aunque el problema de la ma-teria orgánica y su oxidación es aún insuficientemen-te conocido, parece ser que lo esencial de esta intro-ducción en el karst ocurre bajo la forma de compues-tos húmicos hidrosolubles, poco susceptibles de seroxidados y por tanto de aportar CO2.

Pero lo esencial, o el problema de fondo en to-dos estos modelos, es que sus autores no conside-raban al karst como un acuífero, reduciendo todo aun problema químico bajo condiciones de laboratorio.

Su postulado de base admite que el agua adquiere latotalidad de su quimismo en la proximidad de la su-


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perfide. La karstificación ha sido entonces relaciona-da con la cinética química, ignorando o desestiman-do la heterogeneidad real del karst y su comporta-miento físico. Las observaciones y datos de campohan demostrado que la karstificación es comandada

-esencialmente-

por la circulación del agua (BAKALO-WICZ, 1986), invalidando de esta forma los postuladosanteriormente comentados.

Debemos a MANGIN (1975) el primer modelo co-herente que da cuenta a la vez de la génesis, estruc-tura y funcionamiento del acuífero kárstico, y que secomplementa con las observaciones geoquímicas deBAKALOWICZ(1975, 1979).

Estos autores han puesto de relieve que en elacuífero kárstico existen dos modos de infiltración:una infiltración rápida, que puede llegar a la zonainundada en pocas horas, siguiendo algunas disconti-

nuidades mayores; y una infiltración lenta, realizadaen forma difásica (mezcla de agua y aire) a través dela fisuración de conjunto e incluso de la porosidad dela roca. En la parte inundada del karst existe a su vezuna red de drenaje, asiento de circulaciones rápidas,y una serie de sistemas anexos o reservas anexas aldrenaje, que permiten el almacenamiento.

El agua de infiltración lenta, que puede recorrerlos 10 o 15 primeros metros en varios días, es res-ponsable de la disolución en la zona superficial. Estaagua importa el CO2 desde el suelo a toda la zona deinfiltración, que constituye por tanto un vasto reser -

vorio de CO2. Si este agua permanece cierto tiempoalmacenada en la zona epikárstica, es sometida aprocesos biológicos que la puede enriquecer consi-derablemente en CO2 y empobrecer en SO4 2- y K+,y puede también sufrir una reconcentración en Cl-por evapotranspiración; estas variaciones son esta-cionales. Pero además, el agua de infiltración lentaestá sometida permanentemente a intercambios deCO2 con la fase gaseosa asociada, de forma queexiste una relación entre su tasa de sobresaturaciónen carbonatos y su pCO2 equilibrante. Si existen am-plios vacíos o grutas abiertos al exterior, el CO2, con-tenido en las fisuras de la roca y asociado al agua deinfiltración, difunde lentamente hacia las grutas apCO2 mucho más débil. Así, el conjunto de la zonade infiltración es un reservorio de CO2 y contribuye aproporcionar al agua el CO2 necesario para la disolu-ción. Estos hechos invalidan la suposición de que elCO2 proviene solamente del horizonte pedológico,como habitualmente ha sido dicho.

El agua de infiltración rápida se pone enseguidaen equilibrio con el CO2 de la atmósfera subterránea;ella comienza a disolver el carbonato de la roca enca-

jante, pero permanece netamente subsaturada, engeneral, hasta alcanzar la zona inundada. A este ni-vel, el agua de infiltración rápida dispone de un poder

de disolución inversamente proporcional a su tiempode estadía en la zona de infiltración. Por consiguien-te, la infiltración rápida desplaza a profundidad lascondiciones de disolución de superficie que posee lainfiltración lenta (BAKALOWICZ, 1982).

Este hecho, dinámico, es de fundamental impor -tancia para comprender la génesis del endokarst ysobretodo la karstificación de las zonas profundas.Puede entenderse también que en la evolución delsistema la infiltración rápida experimenta un desarro-llo progresivo, acompañando el establecimiento deuna red de drenaje subterráneo progresivamentemás importante y extensa; es decir, la infiltración rá-pida acelera el movimiento del agua de circulaciónlenta contenida en la red de fisuras y amplía la karsti-ficación a volúmenes progresivamente más grandesde roca.

Para que estas condiciones se cumplan es nece-sario que el estado inicial de la roca sea favorable aesta infiltración rápida. Es aquí donde interviene lafracturación, por la creación de discontinuidades; pe-ro el aspecto primordial aparece una vez que una par -te de las aguas de infiltración logran crear caminospreferenciales que conducen la infiltración rápida.

Las condiciones de circulación en la zona inunda-da contribuyen también a la creación de vacíos. Enefecto, si las posibilidades de evacuación del aguason muy difíciles, porque el lugar de llegada del aguade infiltración rápida posee una mala conexión hidra-

úlica con la emergencia, la cantidad de roca disueltaevacuada estará limitada en relación a los lugaresdonde la renovación del agua sea más fácil. Por elcontrario, si el tiempo de renovación es muy breve,la agresividad del agua no puede contribuir muy efi-cazmente a la ampliación de vacíos. Esto es lo queocurre en muchas redes espeleológicas de montaña,con drenaje muy organizado y escasas o nulas reser -vas (por ejemplo: sistema Ormazarreta, en la Sierrade Aralar). En tales casos la circulación resulta muyfacilitada y el agua es evacuada del karst sin utilizarsu poder agresivo en la zona saturada, impidiendo deesta forma la génesis de sistemas anexos con ciertacapacidad de almacenamiento. La creación de vacíosen la zona saturada se extiende entonces a débil dis-tancia de la zona de emergencia.

Si el agua de infiltración pasa por las reservasanexas al drenaje, o bien si los drenes están pocodesarrollados, las aguas de infiltración sufren unaevolución más o menos marcada tendiente por unaparte a equilibrar su contenido en carbonatos y, porotra parte, a proporcionar al agua elementos con ci-nética de disolución lenta, como Mg 2+ o SO4 2-. Enestos casos se desarrolla en la zona saturada unkarst inundado de importante magnitud, el acuíferoposee mayor capacidad de regulación, y sus reservas


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DISOLUCION Y GENESIS DEL KARST EN ROCAS CARBONATICAS Y ROCAS SILICEAS UN ESTUDIO COMPARADO 49

El tepuy Autana, en el Territorio Federal Amazonas, GuayanaVenezolana. Es un monolito de cuarcita de 1.300 m. de altura. Unacueva, localizada a 300 m bajo la cumbre, perfora el monolito de unlado a otro.

podrán ser objeto de aprovechamiento con mayor fa-cilidad. La creación de vacíos en la zona saturada seamplía enormemente y se extiende sobre volúme-nes mayores de roca a mayor distancia de la zona deemergencia.

Así, la dinámica de la circulación de las aguas, almismo tiempo que la cinética de los equilibrios en losmecanismos de disolución, actúan en el volumen delmacizo kárstico organizando progresivamente la redde drenaje subterráneo. Su estructura se caracterizaporque los vacíos excavados son creados por las cir -culaciones y constituyen un conjunto heterogéneopero jerarquizado, organizado desde las emergenciashasta la superficie. La evolución de la red subterráneade drenaje supone correlativamente una modificaciónen las velocidades de circulación y en los parámetrosquímicos, independientemente de las modificacionesdebidas a cambios climáticos o geológicos.

DISOLUCION EN ROCAS SILICEAS

Nos referiremos a cavidades desarrolladas encuarcitas o areniscas de cemento silíceo, a diferenciade algunas zonas europeas (o de otros continentes),donde existen cavidades en areniscas, pero éstasson de cemento calcáreo o relacionadas con rocascarbonáticas.

Los mejores ejemplos de este tipo de karstifica-ción se presentan en Venezuela y Sud Africa, y enmenor proporción en Brasil, Australia y otros países.

En Venezuela ocurren en la región de Guayana, prin-cipalmente en cuarcitas pertenecientes al GrupoRoraima, de edad Precámbrico inferior a medio (1,7 a1,6 Ga; 1 Ga = mil millones de años). En Sud Africason conocidas cavidades en cuarcitas en la región deTransvaal (Formación Black Reef y Grupo deWolberg, de edad Proterozoico antiguo, 2,3-2,1 Ga) yen la Montaña de la Tabla (Provincia de El Cabo, deedad Ordovícico, 0,5-0,44 Ga).

Los sistemas subterráneos de mayores dimen-siones alcanzan 3 Km de galerías en Sarisariñama yAonda (Venezuela) y 2,5 Km en el karst de Berlín

(Transvaal, Sud Africa) y Aguapira (Venezuela). Parti-cularmente las cavidades venezolanas en cuarcitasson notables por sus grandes desniveles (cerca de -400 m) y espectaculares formas (poseen simas converticales absolutas que están consideradas entre lasmayores del mundo).

Existen ejemplos menos típicos en otras litologí-as asociadas a este tipo de rocas. La Cueva deMogoto (en Transvaal), de 1,6 Km de desarrollo, estáexcavada en un sill de diabasa alterada intrusivo enlas cuarcitas del Grupo de Wolberg. En este caso ladiabasa ha sido transformada en arcilla ferruginosa,

muy porosa en la base, y en caolín, más denso, en laparte superior. La cavidad se desarrolla en estos te-

rrenos blandos, comprendidos entre cuarcitas com-pactas, y en el contacto entre ambos. En Venezuelaexiste un ejemplo comparable en la Cueva del Tigre(Sta.Elena de Uairén, Guayana), de 485 m de desa-

rrollo. La cavidad está en rocas del Grupo Roraima,pero incluida en un estrato muy blando de lutitasconstituidas casi exclusivamente por caolinita, concantidades minoritarias de moscovita y cuarzo. Porencima de este estrato se encuentra otro de cuarci-ta, considerablemente más duro, que constituye eltecho de la cueva (SVE, 1977). En el tepuyGuaiquinima se desarrolla un sistema de cavidades yzonas de colapso con drenaje subterráneo de 2 Kmde extensión. Las cavidades han sido excavadas enun paquete inferior de estratificación fina constituidopor metalimolitas con cuarcitas interestratificadas, y

le sirve de techo un paquete superior de cuarcitascompactas y estratificación gruesa, que es el que ha


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colapsado generando las depresiones. En épocas delluvia el sistema se inunda totalmente, mientras queen sequía el agua circula en profundidad a través deconductos de pequeño diámetro (SCZCERBAN et al, 1977).

En los afloramientos de cuarcita predomina el

drenaje superficial. Las zonas karstificadas, con dre-naje subterráneo, son escasas y localizadas, repre-sentando menos del 1/1000 de la superficie total.Las redes subterráneas se ubican casi siempre enlos bordes de los tepuys o mesetas y sólo se extien-den hasta una débil distancia con respecto a lasemergencias. Esta característica ha sido señaladapor GALAN (1982, 1983) para las cavidades deVenezuela, y se presenta también en Sud Africa(MARTINI, 1987) y Australia (JENNINGS, 1983). Así, enlos afloramientos de rocas cuarcíferas la karstifica-ción sólo afecta zonas determinadas, existiendo ex-

tensiones considerables sin karstificar.La formación de cavidades en cuarcitas com-prende dos procesos distintos: (1) La disolución delas cuarcitas, que se realiza de manera incompleta.(2) La remoción mecánica, por las aguas circulantes,de los granos de cuarzo sueltos.

La disolución actúa no sólo a través de diaclasasy planos de estratificación sino, principalmente, a tra-vés de las superficies intercristalinas o del cementode unión entre los granos individuales de cuarzo.Este proceso, denominado "arenización", entraña latransformación de la cuarcita compacta en un mate-

rial friable, muy poroso y permeable. La disolución,aún actuando en pequeñas cantidades, disminuye asíla cohesión de la roca de manera exponencial.

El proceso de remoción mecánica, denominado"tubificación" o "piping", arrastra y exporta los gra-nos de arena, y desemboca en la formación de con-ductos que evolucionan hasta llegar a formar galeríassubterráneas en alguna parte del sistema.

La comprensión cabal del papel jugado por la di-solución surgió una vez que pudo ser explorado cier -to número de cavidades hidrológicamente activas.En cavidades inactivas invariablemente se encontra-

ba que la roca era extraordinariamente dura y com-pacta. La evidencia de campo del proceso de altera-ción química fué obtenida al explorar cavidades acti-vas, cuyas paredes estaban constituidas por rocafriable, de la cual se podía desprender con facilidadlos granos de cuarzo. La alteración de la cuarcita au-mentaba con la profundidad, pero sobretodo por sucontacto con el flujo de agua o elevada humedad. Engalerías amplias y bien ventiladas, la roca arenizadapodía ser completamente removida o bien recemen-tada por sílice secundaria, encontrándose roca com-pacta. La zona de cuarcita alterada, en la mayoría delos casos, no afectaba a la totalidad de la roca, sino aun espesor variable, desde unos pocos hasta cerca

de 50 cm. La colocación de clavos de expansión enla exploración de simas y algunas pruebas de perfo-ración con taladro manual mostraron diversos gradoso estados de alteración asociados al tipo y caracterís-ticas de la actividad hídrica.

La alteración resultó evidente al analizar bajo elmicroscopio secciones pulidas de diversas muestrasde roca colectadas durante las exploraciones. Lasmuestras analizadas por URBANI en Venezuela eranmuy similares a las descritas por MARTINI para SudAfrica. La Figura 3 presenta un esquema de este pro-ceso de alteración tal como se observa al microsco-pio. La disolución de la cuarcita procede a lo largo delos límites entre los cristales (MARTINI, 1982) o de lamatriz o cemento de unión entre los granos indivi-duales de cuarzo (URBANI, 1986). La disolución essimple y uniforme, va creando vacíos que son pro-

gresivamente ampliados hasta que su volumen es talque la roca, originalmente compacta, se transformaen incoherente.

Han sido propuestas diversas hipótesis para ex-plicar la karstificación en cuarcitas. JENNINGS (1983) yen parte COLVEE (1973) propusieron la formación decuevas en cuarcitas partiendo directamente de rocano alterada. Ambos se basaron en cavidades inacti-vas o seniles donde los materiales inconsistentes ha-bían sido completamente eliminados o cementadospor sílice secundaria, encontrando sólo roca compac-ta. Su hipótesis se sustenta en la existencia de la ca-

vidad, a la que se le atribuye el mismo modo de for -mación que a las cavidades en calizas (por disolu-ción), planteando un muy largo tiempo de formación(desde el Precámbrico) para compensar la baja solu-bilidad del cuarzo. Es en consecuencia una hipótesisinadecuada, ya que desconoce que la arenización enlas cuarcitas es un hecho frecuente.

WHITE et al (1 966) sugirieron que, debido a que lasolubilidad del cuarzo es baja, existe una primera fa-se en la cual el cuarzo es hidratado en ópalo, el cuales mucho más soluble. Esto permitiría la formaciónde cavidades por disolución más fácilmente y en me-nos tiempo. Sin embargo, la transformación del cuar -zo en ópalo no es posible termodinámicamente enlos ambientes naturales involucrados, y el ópalo ob-servado por dichos autores como una matriz en lacuarcita es debido a la disolución y posterior precipi-tación por evaporación.

MARKER (1976) planteó una pedogénesis en me-dio muy básico (pH superior a 9) en la cual la sílicesería más soluble. Si bien la solubilidad de la sílice seincrementa notablemente para un pH por encima de9, estas condiciones no se cumplen en las aguas na-turales de los afloramientos de cuarcita, donde losvalores del pH son por el contrario muy bajos, nor -malmente comprendidos entre 3 y 5 (aguas ácidas).


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Figura 3 - Secciones pulidas de cuarcita mostrando la progresiva arenización de la roca. (De: MARTINI, 1982; esquemático). A = Cuarcita casi

inalterada. B = Arenización en una fase intermedia. C = Avanzado estado de arenización. (Los vacíos, impregnados con plástico en la mues-tra, aparecen en negro en el esquema).


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La alteración química de las cuarcitas se explicasimplemente por la disolución del cuarzo en las condi-ciones de pH habituales en las aguas de la zona segúnla siguiente reacción: SiO2 + 2 H2O H4SiO4.La solubilidad del cuarzo es de 5-10 mg/lt de sílice

presente bajo la forma del ión neutro H4SiO4. La so-lubilidad del cuarzo es muy poco influenciada porcambios en las condiciones químicas, a condición deque el pH permanezca inferior a 9. Este último valornunca es alcanzado en las aguas superficiales o sub-terráneas de los macizos de cuarcita. Diversas mues-tras de agua de cuevas en cuarcita muestran valoresde 1 a 6 mg/It de sílice y, en general, todas las mues-tras se presentan subsaturadas. BRICEÑO (comunica-

ción personal) señala valores parecidos y subsatura-ción en numerosas muestras de agua por él analiza-das. (Ver algunos datos hidroquímicos en Tabla 3).

Debido al hecho de la extrema lentitud en la diso-lución del cuarzo, la disolución puede actuar sobre las

cuarcitas a través de las superficies intercristalinas, yaque necesita un tiempo muy largo para alcanzar la sa-turación. Esto es imposible en las calizas, ya que la ta-sa de disolución de la calcita es considerablementemás rápida. En un espacio muy pequeño, parecido allímite entre cristales, el agua podrá circular sólo muylentamente debido a su viscosidad y podrá permane-cer subsaturada con respecto a la substancia sobreuna larga distancia sólo si la tasa de disolución es ba-

Tabla 3. Análisis de muestras de agua colectadas en algunas cuevas en cuarcitas.

Localidades de muestreo: 1 y 2 = Sima Mayor de Sarisariñama. 3 = Sima Menor de Sarisariñama. 4 = Meseta de Jaua. 5 a 8 =Cuevas 19, 18, 3 y 10 (respectivamente) de Berlín Sistema Sur. 9, 10 y 11 = Tepuys Akopán, Toronó y Apakará (Macizo de Chiman-ta). 12 = Sistema Aonda.

Fuente de Información: 1 a 4 = Sociedad Venezolana de Espeleología. 5 a 8 = South African Speleological Association. 9 a 11 =BRICEÑO (Compers.). 12 = GALAN (inédito).

Nota: Los resultados indican -en relación al cuarzo- que las aguas de estas cuevas son subsaturadas en sílice, con valores me-dios comprendidos entre 1 y 6 mg/lt.


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ja. Este es el caso para el cuarzo pero no para la calci-ta, en la cual se forma el karst típico. La tasa de diso-lución de la calcita es mucho más rápida y la satura-ción en una delgada fisura será alcanzada rápidamen-te. Esto explica por qué, en las calizas, la disoluciónno es efectiva a lo largo de los límites entre cristales,y sólo se produce a Io largo de diaclasas y planos deestratificación, que son mucho más amplios.

La rareza de desarrollos kársticos en cuarcitas, ymás generalmente en rocas ricas en sílice, no es de-bida a la baja solubilidad de los minerales de la sílice,sino a su baja tasa de disolución. Si esta última fueramás rápida, un karst del tipo existente en las rocascarbonatadas podría desarrollarse sobre las cuarcitassin necesidad del proceso de arenización y sin nece-sitar tampoco de la tubificación o piping para formarcuevas (MARTINI, 1982). De acuerdo a estas condicio-nes teóricas, si la cuarcita fuera comparada con la ca-liza, el material podría ser removido químicamente40-50 veces más lentamente que en rocas carbonáti-cas, lo cual es todavía un margen amplio para la for -mación de un karst, ya que la meteorización es tam-bién muy lenta en superficie.

Desde el punto de vista químico, la remoción delmaterial en las cuarcitas por disolución se restringe a un10% o 20%, mientras que en calizas generalmentecomprende 90% o más del volumen de roca exportado.

De ello se deduce que la disolución en las cuarci-tas no desemboca en la formación de cavidades, co -mo ocurre en las calizas, sino en una arenización pro-gresiva de la roca a partir de su superficie y de los pla-nos o vías de penetración del agua. Por tanto, la reglageneral en las cuarcitas será la ausencia de cavidades,exceptuando algunos casos en que debido a condicio-nes geológicas y topográficas favorables el proceso depiping pueda actuar en profundidad, adquiriendo pree-minencia sobre la meteorización superficial.

KARSTIFICACION EN ROCAS CARBONATICAS

Tratando de cuantificar el trabajo de excavaciónde las aguas circulantes en el karst, CORBEL (1957,

1959) introdujo la noción de "erosión específica", ovolumen medio de carbonato disuelto y exportado enun año por Km2 de superficie karstificada. Este con-cepto es la expresión del balance anual de la caliza di-suelta y evacuada por una cuenca hidrogeológica. Sucálculo se basa en la medida de las concentracionesdel CaCO3 disuelto en las aguas emergentes y en lamedida del caudal medio anual que circula a travésdel acuífero. Como es una medida del volumen de ro-ca disuelto, hoy se utiliza bajo el término de "disolu-ción específica". Sea que se utilice la fórmula originalde CORBEL, u otras derivadas de ella con algunas mo-dificaciones, constituye una buena aproximaciónsiempre y cuando se base en suficiente número de

datos (caudales y concentraciones de CaCO3) medi-dos a lo largo del ciclo anual, ya que existe una fuertevariabilidad temporal en ambos parámetros, y las sim-plificaciones y datos puntuales pueden sobreestimaro desvirtuar completamente los hechos reales.

ATKINSON & SMITH (1976) han obtenido valores pa-ra diversos karsts en el mundo de entre 1 y 125m3/Km2.a y han demostrado que existe una estrechacorrelación entre el volumen de roca disuelto y ex-portado y el caudal circulante en el karst, que aproxi-madamente guarda una relación de 0,05 (50m3/Km2.a por cada 1.000 mm de caudal circulanteanual; ver Figura 2). Estudios muy precisos de BAKA-LOWICZ (1982) para el sistema de Baget (Francia) danresultados similares, con valores de correlación com-prendidos entre 0,05 y 0,06. Sin embargo, la disolu-ción específica varía ampliamente de un año a otro

(entre 55 y 90 m

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para el sistema de Baget en 5 añosconsecutivos), estando su variación estrechamenteasociada al caudal específico.

Algunos autores han tratado de crear una clasifi-cación de tipos de karst según el clima, considerandoque el caudal circulante y la disolución específica serelacionan con las precipitaciones y la temperatura.Sin embargo, un simple examen de los datos de AT-KINSON & SMITH (1976) muestra p.ej. que los karst deJamaica poseen una variabilidad en los valores de ladisolución específica similar al de algunos karsts deFrancia, pero inferiores a otros situados en Polonia o

los Montes Tatras (Checoslovaquia), por ejemplo. Sibien es cierto que cuanto mayor sea el caudal deagua circulante mayor será la disolución específica,no existe una relación directa entre el total anual delas precipitaciones y el caudal efectivamente infiltra-do. Las clasificaciones "climáticas" del karst constitu-yen una reducción carente de base real.

La infiltración eficaz depende de numerosos fac-tores: precipitación, evapotranspiración, karst desnu-do o cubierto con distintos tipos de suelo y vegeta-ción, roca caliza más o menos fracturada, dispositivoestructural más o menos favorable al ingreso de lasaguas, cuenca epígea sobre terrenos impermeablesque permiten o no ampliar enormemente el área decaptura, y un largo etcétera. Del mismo modo, aun-que menos variable que el caudal circulante, la con-centración en carbonatos de las aguas emergentesdependerá de la litología de los materiales, velocidadde las circulaciones, características geoquímicas delas aguas que ingresan al karst, y estructura del dre-naje subterráneo. En consecuencia, la variabilidad ob-servada no corresponde al tipo de clima únicamente,sino a características propias del karst.

Los valores medios de la disolución específica enla mayoría de los karsts en zonas húmedas del mun-do quedan comprendidos entre 50 y 100 m3 de roca


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Figura 2 - La disolución específica en el mundo en función del caudal específico. (De: ATKINSON & SMITH, 1976; modificado). 1 = Jamaica. 2 =Slovenia. 3 = Inglaterra. 4 = Polonia. 5 = Florida (USA). 6 = Texas (USA). 7 = Puerto Rico. 8 = Tatras (Checoslovaquia). 9 = Francia. 10 =Triglav (Yugoeslavia). 11 = Mata de Mango (Venezuela). 12 = Cuenca del Guasare (Venezuela). 13 y 14 = Macizo de Larra (País Vasco).

disuelta por Km2 y año. Los valores descienden pordebajo de 50 m3 en regiones poco favorables a lakarstificación por distintas causas (aridez, litología,

avanzada evolución, etc.; ver Figura 2).Ha sido reiterado que el karst de ”tipo tropical”

posee los más elevados valores de disolución. Sinembargo, puede verse en la Tabla 2 que en Vene-zuela, bajo clima tropical, existen muchos tipos dife-rentes de karst. Algunos de ellos, de zonas húme-das, como el karst de Mata de Mango (EstadoMonagas) presenta mayor similitud con p.ej. el karstde Larra (País Vasco), que con los karsts de la zonade Macaira (Estado Guárico), aunque el primero y elúltimo sean de tipo ”tropical”, mientras que el se-gundo corresponde a un clima de alta montaña en la-

titudes medias. Los más elevados valores de la diso-

lución específica se presentan en Venezuela en pe-queños macizos (como el de Birongo, EstadoMiranda), asociados a elevados caudales específicos,

producto de la captura de ríos epígeos. En forma in-versa, en regiones áridas y semiáridas, con bajos va-lores de la disolución específica, pueden presentarsenotables karsts. El ejemplo más conspicuo en estesentido lo constituyen las regiones kársticas semiári-das de Kentuky y Texas (USA), que albergan algunasde las mayores cuevas del mundo. En ellas la disolu-ción específica es inferior a 10 m3/Km2.a pero es sufi-ciente un lapso de tiempo mayor para explicar loselevados volúmenes excavados.

El problema de la karstificación también ha sidoenfocado desde un punto de vista energético. Una

síntesis de conjunto es debida a MANGIN (1982). La

Tabla 2. La disolución especifica en algunos karsts tropicales de Venezuela estudiados por el autor.

Concentración Caudal DisoluciónZona kárstica Estado aguas surgentes específico específica

(mg CaCO3 / It) (mm/a) (m3/Km2.a)

Mata de Mango Monagas 172 1.940 128Cuenca del Guasare Zulia 149 1.562 90Birongo Miranda 145 2.330 130Sierra de San Luis Falcón 160 850 52Morros de Macaira Guárico 147 300 17


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evolución de los sistemas kársticos se rige por la ter -modinámica de los procesos irreversibles, dondeexisten dos condiciones: la condición de equilibrio yel estado estacionario.

La condición de equilibrio es alcanzada cuando el

trabajo virtual de las fuerzas aplicadas al sistema esnulo. Este equilibrio corresponde así a la morfologíamejor adaptada a las circulaciones. Alcanzado elequilibrio, éste no permite acciones erosivas impor -tantes: las circulaciones son facilitadas (escasa ac-ción mecánica) y rápidas (escasa acción química). Eneste caso el drenaje es perfecto.

El estado estacionario se refiere a la entropía. Alevolucionar el sistema su organización crece y la en-tropía decrece. Este decrecimiento prosigue hastaun valor mínimo, en el cual se estabiliza; la produc -ción interna de entropía es entonces compensadapor el flujo de entropía venido del exterior; cuandoeste estado es alcanzado se habla entonces de esta-do estacionario. En los karsts va a existir por tantouna progresiva organización del drenaje hasta llegar aun valor máximo que corresponde al valor mínimo dela entropía; cuando el estado estacionario es alcanza-do la evolución del karst cesa.

Pero el estado estacionario y la condición deequilibrio no coinciden obligadamente; son conoci-dos numerosos ejemplos de estados estacionariospara estructuras lejos del equilibrio. Así, un karst per -fectamente evolucionado (es decir, llegado al térmi-no de su evolución) no es obligatoriamente un karst

perfectamente drenado (es decir, en equilibrio).Aunque no evolucione más, la disolución puede, apesar de todo, actuar y perpetuarse en el interior delsistema (MANGIN, 1982). En realidad lo que ocurre esque la evolución continúa, muy lentamente si sequiere, condicionada por la evolución de superficie(descenso del nivel de base, p.ej.), es decir, condicio-nada por una variación en el marco de referencia delsistema. Como el karst no es un sistema cerrado, suevolución está ligada a los aportes del exterior y a laevolución de las características externas; y si éstasevolucionan, se inicia una nueva fase, que genera

una estructura, superpuesta a las estructuras anterio-res. En los karsts podemos observar esta superposi-ción de estructuras; cada una de ellas corresponde ala puesta en funcionamiento de un drenaje subterrá-neo. Se puede concluir que casi todos los karsts sonpolifásicos. La noción de paleokarst indica precisa-mente la existencia de una evolución polifásica, don-de un sistema, abierto al principio, se cierra progresi-vamente, hasta devenir aislado.

Para que se produzca la karstificación es necesa-rio que la erosión de superficie haya excavado dife -rencialmente el terreno, formando valles y creandoniveles de base locales hacia los cuales puedan co-menzar a drenar los terrenos kársticos.

Si se cumple esta condición (existencia de ungradiente hidraúlico), el agua podrá infiltrarse aprove-chando las fisuras y discontinuidades de la roca (LLO-PIS LLADO, 1970). En caso contrario el agua podrá Ile-nar las fisuras, pero sin circulación no habrá posibili-dades para que se desarrolle la karstificación (el aguaquedaría químicamente saturada y físicamente es-tancada). Para que exista verdadera infiltración es ne-cesario que el agua circule, y esto sólo es posible sila erosión de superficie ha creado una diferencia depotencial. Existiendo ésta, el agua circulará entre lazona de alimentación y las emergencias dando ori-gen al drenaje subterráneo.

La diferencia de potencial (hidraúlico) en un karstactúa de modo parecido a una diferencia de potencialeléctrica: las corrientes (de agua) en el karst seguiránlos caminos de menor resistencia, que pueden estarpor encima o por debajo del nivel piezométrico.

La estructura del karst, inicialmente, se superpo-ne a la fracturación de las calizas y al dispositivo to-pográfico. La localización espacial de los puntos deemergencia de las aguas y de las zonas de mayorgradiente hidraúlico y menor resistencia a la circula-ción, condicionan el inicio del proceso. En el interiordel karst habrá zonas -litológicas y estructurales-con mejor conexión hidraúlica, a la vez que posicio-nes más favorables que otras con respecto a la direc-ción global del drenaje. Aprovechando éstas el aguase infiltra y comienza a circular hacia las emergen-cias. El proceso se autoacelera y los puntos menos

resistentes son elegidos como caminos preferencia-les, concentrando el trabajo de la disolución en ellos.Al igual que en la organización del drenaje de superfi-cie, las discontinuidades iniciales pueden ser muypequeñas. Pero el sistema se autoorganiza y evolu-ciona, generando una estructura que casi siempre di-fiere considerablemente del patrón de fracturaciónque observamos en superficie. Así, los modelos deacuífero kárstico que consideran una red de fracturasuniformemente repartidas (DROGUE, 1980) deben serrechazados. Del mismo modo, la idea de que el karstinicia su desarrollo sobre fracturas que han adquirido

una apertura tectónica particular, no es indispensableen calizas, ya que un ancho estándar de 10 a 20 mi-crones (DREYBRODT, 1981) es suficiente para permitirla circulación de las aguas y el transporte de los ionesbicarbonato.

Las rocas carbonatadas, que al inicio sólo poseí-an una muy débil permeabilidad debida a la fisura-ción, gracias a la acción del agua circulante aumen-tan considerablemente su permeabilidad, excavandoconductos y vacíos a todas las escalas imaginables.Este proceso, llamado karstificación, implica la orga-nización de un drenaje subterráneo. Cuanto mayorpasa a ser la cantidad de agua que circula, más inten-sa es la karstificación; e inversamente, cuanto más


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Campos de torres en el tepuy Kukenán. Obsérvese el drenaje su-perficial: entre las torres el agua forma canales y zonas inundadas.La altura de las torres es de 3 a 8 m. La extensión puede ser de va -rios kilómetros. Es un caso completamente distinto al lapiaz en cali-zas.

desarrolla la karstificación sus efectos, más facilita-das resultan las circulaciones de agua. La karstogé-nesis resulta así de una interacción entre la dinámicade la circulación de las aguas y la cinética de losequilibrios químicos que intervienen en la disolución.

El acuífero kárstico constituye un medio hetero-géneo a todas las escalas, pero a la vez con un or -den, jerarquizado, determinado por las direccionesprincipales del drenaje y por las condiciones de eva-cuación de las aguas.

El karst no es ”presupuesto” por la estructura ylitología del macizo calcáreo. Cuando la karstificaciónse ha desarrollado hasta eliminar el drenaje epígeo,en el interior del macizo calcáreo pueden coexistirextensas zonas karstificadas (con elevada densidadde vacíos) junto a otras poca o nada karstificadas(que se comportan en la práctica como volúmenes

perfectamente impermeables). Si la karstificación esconcebida como un proceso de ampliación de las dis-continuidades iniciales de la roca, podemos concluirque el proceso es inhomogéneo.

KARSTIFICACION EN ROCAS SILICEAS

La mayoría de los afloramientos de cuarcitas enel mundo forman relieves topográficamente destaca-dos de morfología tabular: tepuys o grandes mesetascontorneadas por paredes verticales de hasta másde 1.000 m de desnivel (el Salto Angel, 1.007 m, lamayor cascada del mundo, se localiza en el Auyan-tepuy, Venezuela), o cuestas monoclinales con unfrente abrupto.

Sobre las mesetas las áreas rocosas ocupangrandes extensiones. En ellas ha sido señalada lapresencia de infinidad de formas de superficie, a to-das las escalas imaginables. Son numerosos los tra-bajos en los cuales han sido descritas algunas de es-tas formas: SCZCERBAN & URBANI (1974), SCZCERBAN etal (1977). GALAN (1982, 1983, 1986b, 1988), MARTINI(1982, 1987), POUYLLAU & SEURIN (1985), URBANI(1977, 1986), GALAN & LAGARDE (1988). BRICEÑO &SCHUBERT (1990).

Las formas más extendidas a nivel mundial sonlos campos de pequeñas torres o pináculos que for -man paisajes ruiniformes y que algunos autores asi-milan al lapiaz en calizas. GALAN (1986b, 1988) y MAR-TINI (1987) demuestran que esta morfología de lascuarcitas, evocadora de un paisaje kárstico, no estáasociada a circulaciones subterráneas. El drenaje enlos campos de torres permanece superficial y noexiste infiltración.

En la génesis de microformas interviene la diso-lución y remoción mecánica, e igualmente existenprocesos que entrañan la disolución y precipitacióndel mineral mayoritario de la roca por evaporación.

Este precipitado de sílice amorfo puede recementarla cuarcita alterada formando superficies resistentesa la erosión posterior, mientras la roca no-recementa-

da es erosionada más fácilmente. Los compuestosde hierro (goethita) también pueden contribuir a lacementación (BRICEÑO & SCHUBERT, 1990). Micro-formas superficiales se pueden observar en muy di-versos tipos roca, tanto “solubles” como las calizasy el yeso, o bien “insolubles” como las cuarcitas,areniscas, basaltos y granito (TWIDALE, 1984). Por tan-to, no son características del karst ni implican un pro-ceso de karstificación.

La alteración superficial de las rocas, tan impor -tante en la pedogénesis, es también un fenómenode disolución. Algunos minerales como el yeso, lacalcita y el cuarzo se disuelven de una manera con-gruente. Otros como los feldespatos y los piroxenos


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Gran cañón, de más de 200 m de desnivel, en el borde del Auyantepuy. Una persona, en el borde derecho, sirve de escala relativa.

son -aparentemente-parcialmente solubles. En rea-lidad ellos también se disuelven completamente, pe-ro como las soluciones producidas están sobresatu-radas con relación a otras fases más estables en lascondiciones de la pedogénesis, inmediatamente seforman los minerales de la arcilla y diversos óxidos,dando la impresión de una disolución incompleta(MARTINI, 1987). Por ello, aunque exista disolución,sería absurdo emplear el término "karst" para todofenómeno ligado a la pedogénesis o a la meteoriza-ción de superficie.

En la Guayana Venezolana existen además ma-croformas de superficie sobre grandes extensiones,

cuya envergadura y espectacularidad pueden resultarnotables. Estas macro y megaformas, desde dece-nas a cientos de metros, han sido descritas con deta-lle por GALAN (1988). Básicamente se trata de formasexcavadas a expensas de redes de diaclasas vertica-les o de buzamiento alto, que disectan el terreno ygeneran cañones y torres.

La disolución produce una progresiva arenizaciónde las cuarcitas. La roca alterada en superficie -porsu exposición a los agentes atmosféricos-puede sereliminada completamente. El film superficial de alte-ración en las cuarcitas es removido continuamentepor las lluvias y el viento, produciendo un rebaja-

miento general de superficie que deja a la vista sólola cuarcita compacta. La evaporación es tambiénmuy activa y puede recementar con facilidad la rocaalterada. Pero un proceso diferencial ocurre cuandoel agua se encaja en la red de fracturas. Por grave-dad ésta ocupa el fondo de grietas y depresiones,que se conservan más húmedas o inundadas en for -ma temporal o permanente, mientras el relieve posi-tivo escapa a esta acción continuada del agua y por

consiguiente de la disolución. De esta forma la mete-

orización superficial genera las formas antes citadasy produce la excavación a lo largo de las grandes lí-neas de fractura, que en los casos extremos puedellegar a disectar totalmente el tepuy (ver ejemplo enFigura 4).

Se puede concluir que los afloramientos decuarcita son primariamente impermeables. Cuandoesta impermeabilidad primaria es alterada por la pre-sencia de fracturas, las circulaciones se encajan, ge-

nerando una multiplicidad de formas de superficie.


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Figura 4 - Red de fracturas profundas disectando el tepuy Toronó, macizo de Chimantá (Venezuela), esquemático.

Sólo en algunos casos, localizados, se logra estable-cer un drenaje subterráneo y desarrollar una auténti-ca karstificación.

Debido a que el resultado de la disolución es laprogresiva arenización de la roca, que ocurre tantoen superficie como en profundidad, la alternativaCLAVE para comprender la karstificación no residesimplemente en la disolución, sino en factores hidro-geológicos que controlan y hacen posible el estable-cimiento del drenaje subterráneo (GALAN, 1988).

La arenización procede a partir de planos o víasde penetración del agua (diaclasas, planos de estrati-ficación, estratos comparativamente más blandos) yavanza desde la superficie de los planos hacia el inte-rior de los bloques de cuarcita compacta, formandouna malla de material friable. En esta zona alterada,permeable por porosidad, existe infiltración y circula-ción de agua, sólo que muy lenta y a pequeña escala,desde los momentos iniciales. En el interior de ellaexistirá un régimen muy lento de circulación freática;pero debido a que la tasa de disolución del cuarzo esmuy baja, el agua podrá permanecer subsaturada lar -go tiempo en este acuífero microscópico, sin necesi-

dad de que el punto más bajo de evacuación del dre -naje alcance el nivel inferior de excavación del acuífe-

ro ni los límites extremos horizontales en los cualesla disolución sigue siendo efectiva.

Cuando la zona alterada se extiende e interceptala superficie de una pared exterior, el drenaje podráser evacuado a través de un nuevo punto de emer -gencia. La nueva circulación se verá facilitada por dis-poner de una diferencia de potencial (gradiente hidra-úlico) mayor.

La continuación del proceso podrá desembocaren el establecimiento de un drenaje subterráneo pre-ferencial en el cual ocurrirá la remoción mecánica delos granos de arena, lo que dará origen a los prime-ros conductos subterráneos. El sistema podrá evolu-cionar hasta una escala macroscópica formando gale-rías y cavernas (Figura 5).

Debido a la rigidez de las cuarcitas las zonas deborde de los tepuys resultan propicias para que sedesarrollen fenómenos de descompresión. En efec-to, la existencia de las grandes paredes verticales ex-teriores genera un déficit de carga, mecánico, y paracompensar este déficit se produce una descompre-sión lateral del macizo en la zona de borde contiguaal vacío exterior. De esta forma se generan mecáni-camente profundas fracturas y se amplía enorme

-mente la apertura tectónica de las ya existentes. Por


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Figura 5 - Establecimiento del drenaje subterráneo y formación de cavernas en tepuys. A = Desarrollo de microacuíferos en torno a fisura quedrena hacia la pared exterior. B = Extensión de la zona de alteración en profundidad e intersección de una discontinuidad horizontal. C = Elproceso se extiende lateralmente hasta alcanzar la pared exterior, donde constituye un nuevo punto de surgencia. D = La remoción de granosse desarrolla en torno al drenaje principal; los conductos subterráneos originan galerías y cavernas (vacíos a escala macroscópica); las zonasalteradas abandonadas por la circulación principal (vacíos a escala microscópica) poseen percolación temporal y pueden ser recementadas.

La zona inferior de circulación y de surgencia puede corresponder a un plano de estratificación o a un banco de cierto espesor, más débil lito-lógica o estructuralmente. Las simas pueden corresponder a sumideros o a colapsos sobre la zona de circulación. Si el drenaje subterráneose organiza y concentra las circulaciones, el cavernamiento domina y la erosión superficial se retarda.

medio de ellas el proceso de alteración se extiendehacia abajo y eventualmente logra extenderse lateral-mente a través de planos de estratificación. Con eldrenaje establecido y el flujo subterráneo concentra-do en profundidad, la remoción mecánica se verá fa-cilitada en la zona profunda, mientras que la malla dematerial arenizado superficial dispondrá de un flujodisminuido y de una percolación temporal de las

aguas de lluvia, lo que puede permitir recementar la

roca, pero no contará con agua suficiente para permi-tir la exportación de granos. La tubificación se efec-túa preferentemente en la zona profunda asociada aldrenaje principal (Figura 5).

Así, sólo en ocasiones las zonas arenizadas lo-gran alcanzar una profundidad mayor, cuando aún nose han formado canales, y eventualmente consigueninterceptar una discontinuidad horizontal que estable-

ce el inicio del drenaje subterráneo. Si este último


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Vertical absoluta de 107 m en una de las simas del tepuy Aguapira,en la frontera entre Venezuela y Brasil.

evoluciona antes de que se desarrollen los canalesen superficie, podrá seguir desarrollándose ulterior -mente hasta generar un auténtico cavernamiento.Simultáneamente, el establecimiento del drenajesubterráneo paraliza o detiene la excavación de for -mas de superficie.

En etapas subsiguientes en la evolución del sis-tema los conductos se amplían hasta formar galerías.En superficie (sobre la zona de circulación de lasaguas subterráneas) se pueden generar grandes bo-cas de simas, megadolinas y depresiones. Pero, porotro lado, el desprendimiento de bloques tiende aobstruir las galerías, ya que se trata casi siempre degrandes bloques no arenizados previamente, y quepor consiguiente son de muy difícil remoción.

El hecho de que los sistemas subterráneos en lostepuys se encuentren colgados (muy por encima dela base de la serie o del nivel de base potencial cons-tituido por los valles y llanuras próximas) indica a suvez que existen grandes dificultades para lograr queel agua se infiltre en profundidad. De igual modo, laexistencia de una hidrografía epígea sobre las mese-

tas prueba que existe un claro predominio de la im-permeabilidad primaria de las cuarcitas, y que la insta-lación del drenaje subterráneo y el desarrollo de ca-vernas son fenómenos locales y estrechamente rela-cionados con la mecánica de borde de los tepuys.

EDAD DE LAS FORMAS EN ROCAS

CARBONATICAS

Diversos autores han demostrado que el tiemponecesario para establecer un drenaje subterráneo esrelativamente muy corto. Unos se apoyan sobre unacronología relativa de las formas kársticas (GEZE,1965; CAVAILLE, 1970); otros sobre una cronología absoluta (GASCOYNE, 1979; GASCOYNE & FORD, 1984); yotros (BAKALOWICZ, 1975) sobre una estimación deltiempo a partir del balance de materias disueltas ex-portadas. En todos estos casos, la duración de la

puesta en funcionamiento de un sistema de drenajesubterráneo es calculada en un orden de magnitudde 20.000 años, es decir, muy rápida a escala de lostiempos geológicos.

Diversas dataciones absolutas (de espeleotemasy sedimentos en cuevas) dan edades para las partesmás antiguas de algunas grandes redes (p.ej.: Simade la Piedra de San Martin -País Vasco-, GouffreBerger -Francia-, Castleguard Cave -Canadá-) de150.000-200.000 años hasta 1-2 millones de años.Hoy se acepta que la mayoría de las redes subterrá-neas en calizas (exceptuando los paleokarst) son de

edades pleistocenas a plio-pleistocenas. Las redesholocenas (post-glaciales, de menos de 10.000 años)sólo conciernen pequeñas cavidades epidérmicas ysistemas de cuevas en yesos.

La mayoría de los karsts son polifásicos, y alber -gan formas excavadas en distintas fases, superpues-tas unas a otras, y que corresponden igualmente adiferentes drenajes. Una cavidad o un karst tienen enconsecuencia diferentes partes excavadas en épocasdistintas, y el inicio de la karstificación del conjuntopuede remontarse a valores de algunas decenas demiles o incluso unos pocos millones de años. La"edad" de una cavidad es un dato complejo. Ge-neralmente las edades más antiguas corresponden alas cuevas hidrológicamente inactivas, o a las galerí-as "fósiles" de una cueva activa, mientras que lasedades más recientes corresponden a los conductoshidrológicamente activos, que continúan excavándo-se hasta hoy.

La edad de una cavidad no es la edad de la rocaque la contiene, ni tan siquiera la edad en que estasrocas quedaron emergidas. El inicio de la karstifica-ción sólo puede remontarse a lo sumo al momentoen que estas rocas quedaron expuestas a la acciónde los agentes erosivos, una vez removidos los ma-teriales suprayacentes. Pero además es necesario


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-como vimos en el apartado de karstificación-que laerosión de superficie haya excavado diferencialmen-te el terreno, generando niveles de base locales ha -cia los cuales pueda drenar el sistema kárstico.

La cantidad total de energía requerida para la for -

mación de un karst es relativamente débil (MANGIN,1982). Esto indica que para alcanzar una morfologíakárstica muy desarrollada, o bien es necesario que elkarst sea de pequeña dimensión, o bien que la dura-ción de su puesta en funcionamiento sea larga, obien que haya un aporte energético exterior impor -tante. Este último es el caso cuando un drenaje epí-geo aporta, a nivel de las calizas, cantidades conside-rables de agua en puntos precisos. En muchoskarsts importantes del mundo se cumple esta condi-ción. Es así en la red Flynt Ridge - Mammoth Cave(USA), con drenaje epígeo sobre las areniscas y ec-quistos mississipienses; en la red de la Sima deBudoguía BU-56 y Sima de San Martin (País Vasco),con arroyamiento sobre el flysch cretácico; o en lared de la Henne Morte (Francia), con drenaje sobreterrenos impermeables cenomanienses.

MAIRE et al (1989), en su trabajo sobre la evolu-ción del macizo de Larra (País Vasco), señalan que elinicio de la excavación de los grandes sistemas kárs-ticos que hoy conocemos se remonta al Plioceno,cuando existía una más extensa cobertura del flysch

campaniense-maestrichtiense que favorecía la infil-tración concentrada de las aguas. La erosión cuater -naria de superficie (principalmente de tipo glaciar) re-bajó en 100 m las calizas recortando antiguas cavida-des de las cuales se conservan algunos testigos. Lasurrección del macizo fue acompañada de un rebaja-miento progresivo del nivel de base y de las redes dedrenaje hasta alcanzar su estado actual. Esta evolu-ción dejó abandonados antiguos conductos en la redde Arphidia y en la Sima de San Martin, cuya antigue-dad se remonta al Pleistoceno medio (400.000 años),según dataciones absolutas Uranio/Thorio.

La inmensa red Flynt Ridge - Mammoth Cave(Kentucky, USA) posee 4 niveles principales de gale-rías. Los dos superiores, parcialmente colmatados,datan del Terciario final y corresponden a una suce-sión de fases de incisión y agradación del Green

El karst de Larra. en el País Vasco, con campos de lapiaz en calizas.


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River. Los dos niveles inferiores son cuaternarios.Uno de ellos posee sedimentos cuya edad es supe-rior a 700.000 años (período paleomagnético Matu-yana inverso) (SCHMIDT, 1982).

Las grandes redes de los Alpes austríacos (Jä-

gerbunntrog, Dachstein, Berger -Platteneck, Eiriesen-welt) poseen niveles subhorizontales que han sidorecortados por el retroceso de las vertientes y nive-les de galerías inactivas con numerosas espeleote-mas. BAUER & ZOTL (1972) han demostrado que lakarstificación se inició a partir de una antigua superfi-cie paleógena, fosilizada por gravas al inicio delMioceno. Durante la surrección neógena a cuaterna-ria se establecen las grandes redes, correspondiendolos niveles de galerías a varias etapas epirogenéticasy de excavación de los valles. Algunas cavidades delmacizo de Tennengebirge, anteriores al levantamien-to del macizo, han sido recortadas por la erosión desuperficie (AUDRA, 1987).

Podemos concluir que aunque el establecimientode un drenaje subterráneo es un proceso rápido (delorden de 20.000 años), la mayoría de los karsts sonpolifásicos y su edad de conjunto generalmente as-ciende a algunos centenares de miles de años.

EDAD DE LAS FORMAS EN ROCAS SILICEAS

La cuantificación del trabajo de excavación encuarcitas es abordada por MARTINI (1982) con unejemplo de cálculo muy ilustrativo. El mismo se basa

en el Sistema Sur de las Cuevas de Berlín (Trans -vaal), que constituye uno de los karsts en cuarcitasmás representativo de Sud Africa.

El área de alimentación es de 250.000 m2 y el vo-lumen de cuarcita afectado por la karstificación de5,5 millones de m3 (el espesor total de la FormaciónBlack Reef es de 22 m). El volumen de cuarcita alte-rado, o alterado y removido, constituye 1/4 del total ypodría tener una porosidad del 20%, lo cual repre-senta 715 mil toneladas de cuarzo. La precipitaciónanual en la región es de 1.300 mm y la infiltración efi -caz ha sido estimada en 300 mm. La concentración

de sílice en las aguas es de 6 mg/It, lo cual implicauna remoción química de 450 Kg/a. Dividiendo lacantidad total removida por la remoción anual actual(715 millones, dividido por 450 = 1,58 millones deaños) el autor concluye que el proceso de alteraciónpuede ser logrado en menos de 2 millones de años,y que el proceso de piping puede haber sido más rá -pido aún. Este último probablemente sólo comenzóuna vez que la alteración era muy avanzada. El autordestaca que en este ejemplo el tiempo estimado só-lo pretende dar una idea del orden de magnitud re-querido.

Si traducimos las cifras de MARTINI a datos com-parables vemos que la disolución específica de 450

kg/a es equivalente a un volumen de roca disuelta yexportada de 0,69 m3/km2.a para un caudal de 300mm. Para un caudal de referencia de 1.000 mm laproporción sería de 2,3 m3/Km2.a.

El lapso de tiempo para formar un karst en cuar -

citas, según estas consideraciones, es de 2 millonesde años, cifra 100 veces superior a 20.000 años,edad que actualmente se considera un buen valor in-dicativo del tiempo requerido para establecer un sis-tema de drenaje subterráneo en calizas.

Esta forma de estimar una edad aproximada es,no obstante, muy simplista, y encierra algunas asun-ciones que pueden desvirtuar completamente los he-chos reales. En efecto, ella presupone una serie devalores que no varían a lo largo del tiempo. Tal vez laconcentración de las sustancias disueltas en lasaguas no sea muy importante, es decir, que puedesuponerse una concentración similar en el pasado yactualmente. Pero la cantidad total de agua que cir -cula (el caudal específico) sí creemos que experi-menta una gran variación a lo largo del tiempo, parti-cularmente para el desarrollo de un karst en cuarci-

Vista aérea de una de las grandes simas del tepuy Aguapira. La ve-

getación de la cumbre es selva alta.


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Inicio del descenso de la Sima Aonda, por el momento la cavidadde mayor desnivel del mundo en cuarcitas. Posee una vertical ab-soluta de -362 m.

tas, y de ello depende directamente el volumen totalde roca removido anualmente. Si el caudal infiltradoen el pasado -en las fases iniciales de la karstifica-ción-era mucho menor (lo que es muy probable), ellapso de tiempo para la realización del karst será-considerablemente-mucho más largo.

El volumen excavado mostrará una gran y cre-ciente variación: será un valor relativamente muy ba-

jo durante un largo período inicial, y crecerá progresi-vamente, a lo largo del tiempo, hasta alcanzar un má-ximo en los valores actuales. Precisamente porque lared de drenaje subterráneo no es presupuesta por lafisuración existente al inicio, sino que va siendo crea-da y desarrollada a medida que avanza y se extiendeel proceso de arenización.

Como resulta muy difícil o imposible cuantificarla edad de estas muy lentas fases iniciales, optamos

por efectuar un cálculo que sólo tiene en cuenta unvalor medio anual de la disolución (tomado del mo-mento actual, pero es claro que supone una marcadasubvaloración del lapso de tiempo real).

Con las consideraciones anteriores, presentamosuna cuantificación del trabajo de excavación sobredos ejemplos representativos de Venezuela: el karstde Aguapira (en la Sierra Marutaní, Alto Paragua) y elSistema Aonda (en una plataforma del Auyantepuy).

Para el karst de Aguapira la disolución específicaha sido estimada en 3,8 m3/Km2.a. El volumen de ro-ca disuelto y exportado es de 13 millones de tonela-

das de cuarzo por Km2

de superficie. El tiempo míni-mo para producir la alteración (en base a un valor uni-tario actual) es de 1,3 millones de años. Debido aque el volumen de roca alterado es importante y elgrado de alteración de la roca muy avanzado, y unidoésto a que se trata de una región de pluviometríaabundante, la excavación actual de galerías (accesi-bles al ser humano) es un proceso rápido, probable-mente del orden de unos pocos miles de años. Laedad total del cavernamiento existente, en cambio,puede remontarse a 2 o más millones de años.

En el caso del Sistema Aonda la disolución espe-

cífica es de 1,92 m

3

/Km

2

.a, principalmente debido auna superficie inicial de absorción mucho más cir -cunscripta al sistema de fracturas; no obstante, estose ve en parte compensado por el ingreso en sucuenca de un río que proviene de la parte superior dela meseta. El volumen de roca disuelto y exportadoes de 10,4 millones de toneladas de cuarzo por Km2.El porcentaje de roca alterada y su grado de altera-ción son menores que en el caso anterior, pero el es-pesor vertical afectado por la karstificación es muchomayor, del orden de 400 m (contra 100-150 m enAguapira). Como resultado hemos obtenido una edadmínima de 2,1 millones de años para el proceso dealteración química. La karstificación de conjunto pue-

de remontarse a 4 o más millones de años. ElSistema Aonda se desarrolla sobre un macizo com-pacto, donde la evolución de las galerías accesiblesal ser humano está limitada a la red de fracturas ysus superficies contiguas de alteración. No obstante,como el trabajo de las aguas subterráneas resultamás concentrado (sistema de drenaje más organiza-do) se obtiene un resultado equiparable en cuanto alvolumen total de vacíos excavados y al tiempo re-querido para ello.

Los sistemas de cavernas de Sarisariñama podrí-an asimilarse al tipo descrito para Aguapira, mientrasque los de los tepuys Kukenán y Yuruaní se aseme-

jan mucho más al caso de Aonda.

Hemos señalado que en calizas el tiempo nece-sario para establecer un drenaje subterráneo es delorden de 20 mil años, pero la mayoría de los grandessistemas han sufrido una evolución polifásica, por loque las partes más antiguas de las redes tienen eda-


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otros terrenos contiguos. Esta “resistencia“ a la ero-sión es un proceso diferencial. En este sentido “dife-rencial” (= debido a diferencias de dureza de las ro-cas) equivale a litológico, pero introduce una ideacomparativa: la erosión trabaja a distinta velocidad enrocas de distinta dureza, excavando con mayor facili-dad las más blandas.

Su resultado es la configuración de un relieve enel cual, en el interior del macizo karstificable, se cre-an diferencias de potencial (gradiente hidraúlico).Esto permite que el agua pueda comenzar a infiltrar -se y a drenar subterráneamente hacia los niveles debase locales así creados.

En consecuencia, hay una relación entre la ero-sión de superficie y la subterránea. Ambas requierende tiempo. Es necesario tiempo para que la erosiónde superficie desgaste diferencialmente el terreno. Yluego es necesario tiempo para que la karstificación

actúe. En la evolución del karst es necesario ademásque la erosión subterránea domine o sea más rápidaque la erosión de superficie. Y aquí también intervie-nen las variaciones y cambios climáticos. El concep-to de karst como sistema polifásico implica que enunas fases (generalmente húmedas o con mayorescaudales específicos) la erosión subterránea es másrápida que la superficial, mientras que en otras fases(generalmente frías o áridas) puede dominar la ero-sión de superficie desmantelando el terreno y exca-vando un nuevo relieve. Obviamente también inter -vienen factores tectónicos para permitir el levanta-

miento de los terrenos o el descenso del nivel de ba-se de la región. La karstificación influye, con la crea-ción de drenajes subterráneos, para retrasar la ero-sión de superficie por las aguas circulantes y canali-zarla en profundidad.

En calizas existen innumerables ejemplos tantode fases de karstificación intensa, durante las cualesel relieve superficial se muestra relativamente inmu-ne mientras las redes subterráneas son excavadasprogresivamente, como otras fases en las cuales do-mina la erosión de superficie rebajando el terreno yrecortando las redes kársticas excavadas previamen-te. En cuarcitas existen ejemplos parecidos y los sis-temas hidrológicamente activos que hoy conocemosestán siendo excavados en una fase húmeda actual.La localización de cuevas en cuarcitas en zonas deborde puede en parte ser debida a que en fases ári-das predomina la erosión mecánica de superficie, ha-ciendo retroceder las paredes exteriores o escarpesde las mesetas (y también produciendo un rebaja-miento de superficie), que desmantela o elimina lossistemas de cuevas formados con anterioridad.

En las cuarcitas de Guayana la meteorización oalteración in situ (= weathering) procede fundamen-talmente por disolución inorgánica del cemento silí-ceo. La producción de detritus transportables por los

agentes erosivos sólo requiere la disolución del 10 al20% de la roca total. Bajo las actuales condicionesclimáticas, la remoción media es de 40-50 ton/Km2.a.Si este volumen correspondiera exclusivamente alrebajamiento de superficie, en 70 millones de años

podría ser producida una denudación de 1.200 m deespesor. Según BARRON el al. (1981) el Escudo deGuayana ha estado situado en los trópicos desde larotura de la Pangea. La superficie Auyantepuy tieneuna probable edad de iniciación Jurásico (KING, 1956;BRICEÑO & SCHUBERT, 1990), pero durante el Meso-zoico el clima fué cálido y seco (FRAKES, 1979), dete-riorándose durante el Terciario y Cuaternario con al-ternancia de fases áridas y húmedas. Las condicio-nes actuales, en las cuales la karstificación es activa,corresponden a una fase húmeda.

El relieve kárstico en calizas muestra la influencia

de numerosos factores a lo largo de una complejahistoria geomorfológica anterior. Nuestra impresióngeneral es que los karsts en calizas son más “sensi-bles‘‘ a cambios en lapsos de tiempo más brevesque los considerados para las cuarcitas. Probable-mente esto sea debido a la denudación y remocióncompleta experimentada por los macizos calcáreosen épocas tempranas.

Aunque existe cierto número de datos sobre ladisolución en karsts calcáreos de distintas partes delmundo, son escasos los datos relativos a la erosiónde superficie, y sobretodo son mucho más escasoslos estudios que consideren la relación entre denuda-ción de superficie y disolución en el endokarst.

La tasa actual de la disolución en la superficie dekarsts de alta montaña de clima templado húmedo(Yugoslavia, Austria, Italia, Suiza, Francia, PaísVasco, Grecia) oscila entre 6-8 y 15-20 m3/Km2.a (KU-NAVER, 1979; BAUER & ZOTL, 1972; NICOD, 1976;MAIRE, 1990; BOGLI, 1964; JULIAN, 1974). En karsts dealta montaña tropical hiperhúmeda (Nueva Guinea, a4.000 m de altitud) la disolución en el exokarst es de31 m3/Km2.a (JENNINGS, 1985; PETERSON, 1982). En zo-nas oceánicas templadas de baja altitud (islas británi-cas) la disolución superficial alcanza 50 m3/Km2.a(SWEETING, 1973). En zonas tropicales húmedas a hi-perhúmedasa de baja y media montaña (Venezuela,Guatemala, montes Nakanai de Nueva Guinea) la di-solución superficial es aún mayor, con valores en tor -no a 70-1 50 m3/Km2.a.

Pero la disolución específica en el endokarst estambién muy elevada en zonas húmedas: 100-130m3/Km2.a en alta montaña templada; 180-260 en altamontaña tropical; en torno a 100 en regiones bajasoceánicas; 100-350 en regiones bajas tropicales hi-perhúmedas.

En la mayoría de los karsts de alta montaña la di-solución exokárstica representa a lo sumo 15% de la


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disolución total; el 85% de la disolución se produceen el endokarst. En karsts de baja altitud, donde lacobertura edáfica y forestal es importante, la disolu-ción exokárstica supone un porcentaje mayor: la Ca-pa corroída en la interfase suelocaliza puede repre-

sentar el 50% de la disolución volumétrica total. Perola excavación subterránea es tan o más importanteque en alta montaña, por disponer de CO2 pedológi-co y elevados caudales específicos.

Es en los karsts de baja y media montaña, defuerte pluviosidad y pedogénesis intensa, donde sereunen las condiciones óptimas para la karstificación.En estos casos las aguas que ingresan a las cuevasdel endokarst están fuertemente mineralizadas y pró-ximas a la saturación (debido a la abundancia de CO2pedológico), pero su poder agresivo en el endokarstes grande, ya que la pCO2 aumenta en las cavidades

(FINCHAN & ASHTON, 1967).GASCOYNE (1 978) muestra dos modalidades dis-

tintas de flujo difuso en el karst tropical en aguas bajas. En una de ellas (surgencias de alta alcalinidad:200-280 mg/lt de CaCO3) las aguas subterráneas tie-nen poco contacto con la atmósfera exterior antesde resurgir (pCO2 varias veces más elevadas que laexterior) y hay una neta retención de CO2 disueltoen las aguas entre la entrada y la salida del sistema(cuevas freáticas, sistemas de percolación, cavida-des poco ventiladas). En la segunda modalidad (sur -gencias de baja alcalinidad: 150 mg/It de CaCO3) las

aguas que ingresan saturadas encuentran otras at-

mósferas en su viaje (cuevas vadosas bien ventila-das, con circulación de aire en relación con el exte-rior) y se equilibran, generalmente con pérdida deCO2 y precipitación de CaCO3. Los depósitos de tra-vertino y tufa, tan corrientes en los lechos de los ríossubterráneos en cuevas tropicales, corresponden aeste caso. En general, en zonas húmedas tropicalesla disolución específica en el endokarst es elevada yes frecuente la excavación de amplios volúmenessubterráneos en lapsos de tiempo más breves quebajo clima templado. No obstante, la diversidad de si-tuaciones es grande y sin duda hace falta muchamás investigación para entender la variedad dekarsts existentes.

La disolución en el endokarst en alta montaña (ypor tanto, la exc

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